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. 
 65
 - 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). 
 
EspécieRocha Fresca 
(%) 
Rocha Intemperizada 
(%) 
Variação* 
(%) 
Quartzo 30 34 0 
Feldspato – K 19 14 -34 
Plagioclásio 40 1 -98 
Biotita 7.0 0.9 -88 
Hornblenda 1.0 0.02 -98 
Óxidos de Fe 1.5 4.3 +155 
Apatita 0.2 0.0 -100 
Caulinita 0.0 44 - 
* Variação % normalizada pelo Quartzo. 
 
 Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os minerais 
primários encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclásio, biotita, hornblenda e 
apatita - apresentou apreciável diminuição, formando-se em seu lugar minerais se-
Perda Ganho Al2O3 
ANFIBÓLITO 
DIABÁSIO (POUCO 
INTEMPERIZADO) 
DIABÁSIO (MUITO 
INTEMPERIZADO) 
 69
cundários, de tamanho muito pequeno (fração argila) como a caulinita, que não exis-
tia no material original, e os óxidos de Fe. 
 Uma outra maneira de representar esses dados é através de diagramas de 
variação (Figura 48). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Baseado nesses dados, na literatura existente na época e em observações e 
experiências pessoais, GOLDICH sugeriu uma série de estabilidade dos minerais 
mais comuns formadores de rochas magmáticas (Figura 49). 
60
50
40
30
20
10
14 16 18 20 22 24
CAO
LIN
ITA
PLAGIOCLÁSIO
FELDSPATO
-K
QUARTZO
QUANTIDADE 
%
INTENSIDADE DE INTEMPERISMO % (AL2O3)
 
Figura 48. Diagrama de variação da alteração do granito-gnaisse GOLDICH. 
 
 70
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 49. Série de estabilidade dos minerais em relação ao intemperismo (GOLDICH, 1938). 
 
 O autor tece os seguintes comentários com relação á série de estabilidade: “O 
arranjamento dos minerais nessa série de estabilidade é o mesmo da série de crista-
lização magmática apresentada por BOWEN*. Essa série no entanto, não deve ser 
interpretada como uma série de reações. Não deve ser inferido que a olivina se in-
temperiza a piroxênio, mas que, numa rocha magmática normal contendo olivina e 
piroxênio, a taxa de decomposição da olivina deve ser maior do que a do piroxênio. 
Analogicamente, permanecendo todas as condições iguais, a taxa de decomposição 
do gabro é maior do que a do granito. 
 A série de BOWEN* reflete a estabilidade dos minerais sob condições de e-
quilíbrio (composição, pressão e temperatura) de seu ambiente de formação. Estas 
condições são drasticamente diferentes das condições da superfície, onde ocorrem 
as reações de intemperismo. É por essa razão que os minerais se intemperizam. 
Talvez a diferença entre as condições de equilíbrio na hora da formação dos mine-
rais e as existentes na superfície governem a seqüência de estabilidade. 
m
ai
o
r 
re
sis
tê
n
ci
a 
ao
 
in
te
m
pe
ris
m
o
OLIVINA
PIROXÊNIO
ANFIBÓLIO
BIOTITA
FELDSPATO-K
MUSCOVITA
QUARTZO
PLAGIOCLÁSIO Ca
PLAGIOCLÁSIO Na
Ca Na
 
 71
 O princípio da série de estabilidade apresentada é uma generalização de in-
formações acumuladas. 
 A série de GOLDICH é claramente empírica, no sentido de ter sido elaborada 
a partir de dados experimentais, não existindo base ou explicação científica acerca 
dos princípios envolvidos. 
 Não é possível, a partir da série de GOLDICH, compreender porque o quartzo 
é mais estável do que o plagioclásio-Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal com-
portamento é esperado nas condições normais de intemperismo. 
 Ambos autores referem-se a série de GOLDICH como a série de estabilidade 
dos minerais da fração areia e silte, talvez pelo fato desses minerais serem normal-
mente encontrados na fração areia ou silte. 
* BOWEN (1922) apresentou uma série de cristalização ou solidificação das rochas 
magmáticas, a partir do magma no estado fluído, em ordem decrescente de tempe-
ratura. Essa série é a mesma encontrada por GOLDICH. Na série de BOWEN a oli-
vina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o quartzo nas temperatura mais 
baixas. 
 
5.1.2. O Trabalho de Chesworth (1973) 
 
 CHESWORTH (1973) utilizou como dados básicos para seu trabalho a com-
posição média do granito de uma certa região e a composição das águas subterrâ-
neas onde predomina esse granito. 
 Foi assumido que as águas subterrâneas continham os componentes prove-
nientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa região. Essa água atuaria 
com um meio de mobilização ou remoção desses componentes do sistema. 
 
 
 
 
 
Tabela 11. Média de análise parcial de granito e águas subterrâneas de regiões graníticas (% peso). 
 72
 
GRANITO ÁGUA 
MÉDIA 
SUBTERRÂNEAS 
NORMALIZADO* 
Si O2 70.2 27.6 65.7 
Al2 O3 14.5 0.4 1.0 
Fe (total) Fe2 O3 2.6 0.6 1.4 
MgO 1.1 9.2 21.0 
Cão 2.1 27.3 65.1 
Na2O 3.3 13.0 31.0 
K2O 4.0 4.8 11.4 
* Normalizado com relação ao Al2 O3 . Os valores expressos são relativos a uma ta-
xa de lixiviação do Al2 O3 = 1,0 
 
 
 Um simples diagrama de subtração pode ser calculado, utilizando-se os valo-
res normalizados como indicadores do coeficiente angular das retas, para demons-
trar que vão permanecer após um período prolongado de intemperismo / lixiviação 
são SiO2, Al2O3 e Fe2O3 (Figura 50). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 50. Perda de componentes de um granito em função do tempo. 
 
60
50
40
30
20
10
70
SISTEMA
RESIDUAL DE
INTEMPERISMO
Al2O3
Fe2O3
K2ONa2OMgOCaO
SiO2
ÓXIDO
%
TEMPO
 
 73
 O SiO2, apesar de apresentar uma taxa de perda muito elevada aparece como 
produto final do intemperismo, devido a grande quantidade encontrada no material 
de origem (granito). 
 Se a tendência do intemperismo é a perda total das bases (Ca, Mg, Na e K) 
resultando um sistema composto unicamente por Si, Al e Fe - chamado pelo autor 
de sistema residual de intemperismo - os minerais encontrados nesse sistema vão 
poder apresentar apenas Si, Al e Fe como cátions. Os minerais mais comuns que 
apresentam tal composição química seriam: 
- quartzo (SiO2) e as variações opala e calcedônea; 
- gibsita (Al (OH)3); - boemita (Al (OH)); 
- goethita (FeO (OH)); - hematita (Fe2O3) 
- caulinita (Al4/Si4O10/(OH)) - haloisita (Al4Si4 (OH)8 O10, 8 H2O) e mais alguns outros 
de menor ocorrência. 
 Anteriormente à perda de todas as bases, minerais diferentes dos que se en-
quadram no sistema residual podem ser formados apesar de terem existência ape-
nas transitória (esse termo refere-se ao tempo geológico e não cronológico!). O es-
quema que o autor apresenta é bem geral, não podendo ser utilizado para explicar 
casos específicos, mas a abordagem e interessante e possibilita um bom entendi-
mento do processo geral de intemperismo. 
 
5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo 
 
 O intemperismo é dividido normalmente em intemperismo físico e químico. No 
intemperismo físico a rocha original desintegra-se em material de granulométrica 
menor, sem que ocorram contudo, mudanças químicas ou mineralógicas significati-
vas. No intemperismo químico há, além das alterações granulométricas, alterações 
químicas ou mineralógicas. Alguns consideram ainda o intemperismo biológico, o 
qual atua pela ação de organismos vivos e de produtor orgânicos sobre rochas e 
minerais. Como estas ações se dão através de processos físicos e de reações quí-
micas, muitos o incluem nos 2 primeiros. 
 74
 
Na natureza o intemperismo físico e químico ocorrem associados e é quase 
sempre difícil isolar o efeito de um ou de outro. 
 
 5.2.1. Intemperismo Físico 
 
 O mecanismo comum a todos os processos de intemperismo físico é o surgi-
mento de tensões internas nas rochas suficientemente fortes para fraturá-las. Tais 
mecanismos visam reduzir o tamanho dos minerais, não interferindo na composição 
química. 
 Os processos mais comuns do intemperismo físico são: 
 a) alívio depressão devido à erosão; 
 b) expansão de água congelando ou sais cristalizando em fendas vazias entre 
grânulos; 
 c) expansão e contração devido a variações térmicas; 
 d) ação mecânica das raízes e outros organismos vivos. 
 
 
 
a) Alívio de pressão devido à erosão 
 Com a erosão do material depositado acima da rocha há um alívio de pressão 
fazendo com que a rocha possa se expandir (Figura 51). 
 Esse tipo de expansão causa normalmente fraturamento em ângulos retos em 
relação ao sentido do alívio de pressão, desenvolvendo em fendilhamento paralelo à 
superfície. 
 
 
 
 
 
 75
 
 
Figura 51. Alívio de pressão e fraturamento de uma rocha. 
 
 
b) Expansão de água ou sais 
 A água ao se converter em gelo, tem seu efeito expansivo ao redor de 10%. O 
máximo de pressão em que a água não consegue mais se congelar é de 2.130 atm 
a -22 oC e 678 atm a -10 oC. 
 Quando a pressão for acima desses valores, há transformação da água em 
gelo e conseqüentemente ocorre a expansão de 10% (Figura 52). 
 Para que haja ruptura de fraturamento de rochas devido à esse mecanismo, 
as temperaturas mais eficazes variam entre -15 e -22 oC. 
 A eficiência do efeito do congelamento vai depender do ambiente, onde a 
temperatura ambiente flutue nos 0 oC. 
 O mesmo efeito ocorre quando há cristalização de sais a partir de soluções 
supersaturadas em fendas ou outros espaços vazios da rocha. 
 76
 Os sais normalmente apresentam um coeficiente de expansão térmico maior 
do que o das rochas comuns. O fraturamento devido a maior expansão dos sais é 
um processo importante de desintegração física em deserto onde a oscilação térmi-
ca é acentuada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 52. Fendilhamento provocado pelo gelo. 
 
c) Variações Térmicas 
 Cada mineral possui um coeficiente de dilatação térmica diferente. Tomemos 
como exemplo o quartzo e o feldspato que sob mesma temperatura tem diferença no 
aumento de volume. Em grandes amplitudes térmicas muito repetitivas, pode ocorrer 
devido às dilatações diferenciadas, um enfraquecimento dos pontos de união na pe-
riferia dos cristais isolados. Com isso, haverá o desprendimento desses cristais. 
 Tal mecanismo atua na parte mais externa das rochas, principalmente em 
partes angulosas, levando a um arredondamento das mesmas. 
 Um exemplo desse tipo de ação do intemperismo seriam os matacões de ex-
foliação da era Pré-Cambriana no Estado de São Paulo, que são grandes rochas 
graníticas arredondadas de ocorrência comum (Figura 53). 
 Em locais onde a queima de vegetação é constante, a ação do fogo pode ace-
lerar sobremaneira a exfoliação das rochas. 
 77
 
 
Figura 53. Formação de um matação de exfoliação. 
 
d) Ação mecânica das raízes e outros organismos vivos 
 As ações de expansão radicular dentro de fendas ou poros da rocha podem 
levá-las a um acentuado fraturamento. Em muitos solos rasos é notável o desenvol-
vimento de raízes em camadas mais profundas onde praticamente só encontramos 
rochas. A ação presente de formigas térmitas (cupins) e outros seres vivos maiores 
pode, em alguns casos, também exercer certa ação mecânica sobre as rochas. 
 Como vimos, os processos físicos de intemperismo tendem a diminuir o tama-
nho das partículas. Diminuindo-se o tamanho, aumenta-se a superfície específica 
das partículas, acelerando e facilitando dessa maneira as reações químicas de in-
temperismo (quanto menor o tamanho, maior é a reatividade de uma substância só-
lida). 
 
 
 5.2.2. Intemperismo Químico 
 
 78
 O intemperismo químico consiste na modificação da composição química e 
mineralógica do material. Os produtos são novos minerais ou acumulações residuais 
de alguns minerais primários pouco solúveis. 
 O intemperismo químico ocorre porque rochas e minerais raramente estão em 
equilíbrio (físico químico) com a composição da água, temperatura e pressão da su-
perfície da terra. Os produtos que se formam a partir desse intemperismo são mais 
estáveis no meio ambiente da superfície. Se o meio ambiente do solo sofre novas ou 
contínuas alterações, assim também o farão os produtos iniciais do intemperismo. 
Existem vários processos pelos quais as rochas minerais comuns se intemperizam 
quimicamente. 
 
5.2.2.1. Processos de Intemperismo Químico 
a) Hidrólise 
 A hidrólise é o processo de intemperismo mais importante para a maioria dos 
silicatos. 
 No caso de minerais, a hidrólise se refere especificamente à reação entre íons 
H+ e OH- da água e elementos ou íons do mineral de rocha. A água, ou melhor, a 
solução do solo, contém sempre além do H+ e OH- da dissociação da água, grande 
quantidade de outros íons que podem também, participar das reações. A hidrólise 
ocorre pela substituição dos íons da superfície dos minerais por íons H+ ou OH-. 
Com isso, há a liberação desses íons para a fase líquida e um aumento do pH da 
solução. Para os feldspatos, pode-se representar esquematicamente a seguinte rea-
ção. 
K Al Si O4 + 4 H2 O → Al SiO4 (OH)4 + KOH 
Feldspato + água Feldspato + hidróxido de potássio 
 Para um aluminosilicato a equação geral seria: 
 
Aluminosilicato + H2O + H2CO3 → mineral + cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4 
 
 de argila
 
 
 c l aq c aq aq aq aq 
 79
c = espécie cristalina 
l = líquido 
aq = espécie aquosa 
 O ácido mostrado aqui é o H2CO3, mas outros ácidos, tais como os ácidos 
originados da decomposição da matéria orgânica, são também importantes fontes de 
H. 
 Equações mais detalhada sobre hidrólise são apresentadas a seguir: 
 
2 K AlSi3O8 + 2H+ + 9H2O → H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2K+ 
 c aq l (caulinita) aq aq 
(ortoclásio) c 
 
3 K AlSi3O8 + 2H+ + 12H2O → K Al3Si3O10 (OH)2 + 6H4SiO4 + 2K+ 
 c aq l (ilita) aq aq 
(ortoclásio) c 
 
2 Na AlSi3O + 2H+ + 9H2O → H4Al2Si2O9 + 4H4SiO4 + 2Na+ 
 c aq l (caulinita) aq aq 
 (albita) c 
 
8 Na AlSi3O8 + 6H+ + 28H2O → 3Na0,66 Al2,66 Si3,33 O10 (OH)2 + 14H4SiO4 + 6Na+ 
 c aq l (montmorilonita) aq aq 
 (albita) c 
 
 Os cátions podem permanecer no solo como integrante da grade cristalina do 
mineral de argila ou como íon adsorvido na superfície dos colóides do solo. Alguns 
cátions podem ser absorvidos pelo vegetal e retornar ao solo por um processo cícli-
co. Por outro lado alguns cátions podem ser removidos do sistema solo-planta jun-
tamente com o HCO-3 através da água de percolação (Figura 54). 
 80
 
Figura 54. Destinos dos cátions liberados pelo intemperismo. 
 
 Fato interessante a ser observado é o seguinte: os íons OH- juntamente com 
os cátions metálicos se concentram no oceano, que tem reação alcalina. Os íons H+ 
por sua vez, se combinam com silicato, dando origem entre outros aos minerais de 
argila, os quais são pouco solúveis e somente se dissociam ligeiramente em ácidos 
fracos. Na terra portanto fica a reação ácida enquanto que no mar a reação alcalina. 
 
 
 
 
 
FATORES QUE INFLUEM NA HIDRÓLISE 
 
BIOSFERA
R
CIC
LAG
EM
MINERAL
 PRIMÁRIO
INTEMPERISMO ESTRUTURACRISTALINA
ADSORÇÃOTROCÁVEL R
LIXIVIAÇÃO (PERDA)
ÁGUAS
SUBTERRÂNEAS
R - Cátion em solução resultante do intemperismo do mineral primário.
- Mineral secundário da fração argila.
 
 81
 Para se ter uma razoável noção da intensidade da formação dos solos é inte-
ressante, antes de mais nada, saber algo a respeito dos fatores que favorecem ou 
não a reação de hidrólise. 
 
a) Natureza da água 
 Experimentos afirmam que uma rocha em presença de água tende a se in-
temperizar. Se a água saturada com sais não for removida e substituída por outra 
com concentração de sais menor, a hidrólise tende a paralisar. Nestas condições o 
solo não se desenvolve. (Figura 55). 
Figura 55. Esquema ilustrando a influência da remoção da água de hidrólise no desenvolvimento do 
solo. (A) Devido a remoção de água + produtos de hidrólise, o intemperismo é maior, con-
seqüentemente o solo é mais profundo. A remoção da água no solo é devido a sua boa 
drenagem; (B) Nesta posição do relevo a drenagem do solo é impedida, conseqüentemente 
vai haver concentração dos produtos da hidrólise e o desenvolvimento do solo é bem me-
nor. 
 
 A remoção dos sais pode ser feita por precipitação intensa com uma grande 
lixiviação. Nestas condições o intemperismo tende a aumentar consideravelmente. 
H2O + produto de 
hidrólise
feldspato K+
feldspato K+
H2O + produto de 
hidrólise
H2O+ produto de 
hidrólise
lençol
freático 
vv v v v v vv v v v v vv v v
vv v v v v vv v v v v vv v v
basalto
A
B
H2O
 
 82
 
 
 
b) Efeito do pH sobre as solubilidades do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 
 Quando da hidrólise de minerais silicatados, o pH de suas suspensões é ge-
ralmente 7 ou maior que 7. O quartzo pulverizado, em água hidroliza-se para um pH 
de 6 e 7, mas os feldspatos hidrolizam-se para produzir pH 8 e 10, os piroxênios 8 a 
11 e os anfibólios e feldspatos 10 e 11. Esta variação de pH é muitíssimo importante, 
devido aos seus efeitos sobre a solubilidades relativas do SiO2 e Al2O3, os quais são 
também produtos de reação de hidrólise. 
 O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 é apresentado na 
Figura 56. 
Figura 56. Solubilidade da sílica, alumina e óxido de ferro em função do pH. A um pH 5 vai haver no 
sistema presença de SiO2 e Al2O3 (este em maior quantidade). Dependente do tipo de cá-
tion existente no meio (H+ neste caso) haverá formação de caulinita. 
 
 Quando o pH é 10 - Tanto o Al2O3 como o SiO2, são relativamente solúveis e 
portanto as pequenas quantidades deles que são liberados durante a hidrólise são 
arrastados em soluções, podendo formar depósitos de bauxita e calcedônea. 
 Em pH 8 - A solubilidade do Al2 O3 é reduzida praticamente a zero, mas a do 
SiO2 é reduzida apenas para ¼ daquela que era a pH 10. Espera-se portanto, que 
 83
em pH 8 o Al2O3 hidratado irá precipitar-se, provavelmente, na forma de gibsita, en-
quanto que a maior parte do SiO2 será removida. 
 
 Grave bem ! - Suponha que uma rocha que está sofrendo hidrólise seja ba-
nhada em água com pH 5 a 6 (valor comum de pH para água subterrânea). A solubi-
lidade, tanto do Al2O3 como o SiO2, derivados da rocha, será então relativamente 
baixa, uma condição que pode conduzir a combinação deles para a formação da 
caulinita. 
 
 Geralmente a sílica é relativamente solúvel na faixa normal de pH de solos e 
está quase sempre presente no material de origem em elevado teor, suficiente para 
tomar parte na maioria dos minerais de argila. Parte da sílica é removida em solu-
ção. O alumínio não é muito solúvel nesta mesma faixa de pH, portanto permanece 
próximo a área de intemperismo, tomando parte na formação de minerais de argila 
ou gibsita. O ferro também permanece próximo à área de intemperismo para a maio-
ria dos solos dando a estes ou ao material intemperizado a cor característica. 
 A um pH 8 e aliado a uma precipitação escassa e a uma evaporação anual 
que excede a precipitação, os íons de SiO2, Al2O3 e M (alcali e alcalinos terrosos) 
permanecem em solução os quais se combinam para formar minerais de grande ati-
vidade, por exemplo, montmorilonita. 
 
 
 
 
c) Ação das plantas 
 As plantas vivas fornecem íons H+ para a argila em contato com suas raízes, 
e tendem portanto, a criar condições de argila ácida, a qual, por sua vez, intemperiza 
as rochas e minerais presentes. 
 Diversos autores demonstraram que as radicelas das plantas conduzem car-
gas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma atmosfera iôni-
 84
ca a qual é composta principalmente de íons H+. O pH das raízes das plantas, tais 
como milho, algodão, amendoim varia de 2,0 a 3,85 e a CTC dessas raízes está em 
torno de 14 meq/100 g (Figura 57). 
 
Figura 57. Esquema ilustrando a ação das raízes na hidrólise. A raiz no caso fornece íons H+ ao mine-
ral de argila (troca com o K+ ou outro íon) e este H+ entra na hidrólise atacando um mineral 
rico em K+ (feldspato) ou um outro mineral qualquer. 
 
b) Oxidação e Redução 
 A oxidação é o processo pelo qual o elemento perde elétrons. Essa perda re-
sulta num aumento da valência positiva. O ferro é o elemento que mais sofre esse 
tipo de processo nos ambientes de intemperismo. 
 Nos minerais formadores de rochas o ferro se encontra predominantemente 
na forma reduzida Fe2+. Quando esse ferro se oxida o Fe3+ dentro da estrutura cris-
talina dos minerais há distúrbios na neutralidade eletrostática do mineral. Esse dis-
túrbio leva normalmente à saída de outros cátions da estrutura a fim de compensar o 
aumento de carga positiva. Surgem dessa maneira falhas na rede cristalina que po-
dem levar a um colapso total da estrutura anterior ou deixar o mineral mais susceptí-
vel a outros processos químicos como a hidrólise. A alteração de biotita para vermi-
culita é um exemplo desse conjunto de processos. 
 Sempre que uma substância se oxida (perde elétrons) outra reduz (recebe os 
elétrons perdidos). O receptor de elétrons no solo normalmente é o O2 gasoso. A 
reação pode ser simplificada conforme equação abaixo: 
2FeO + H2 O2 → FeO3 
 Fe++ → Fe+++ + é 
Mineral de 
argila
+H+
+H+
+H+
+H+
+H+
+H+
+H+
+H+
raiz
+K
-
+H
-
-
-
-
-
-
-
K Feldspato
H+
 
 85
 A direção e a intensidade dessa reação depende do potencial de oxi-redução 
do meio. 
 Para que a reação ocorra da esquerda para a direita, isto é, oxidação do ferro 
e conseqüente redução do O2, é necessário uma boa aeração do solo. Solos bem 
drenados e porosos facilitam as reações de oxidação, ocorrendo redução apenas em 
solos freqüentemente encharcados. 
 As micas, biotita e muscovita, apresentam estrutura cristalina muito semelhan-
tes, porém diferem no comportamento ante o intemperismo. A biotita apresenta Fe2+, 
que tende a oxidar e desestabilizar a estrutura desta, o que não ocorre com a mus-
covita, que por não possuir Fe2+ é mais resistente ao intemperismo. 
 Outros elementos que também sofrem mudanças de valência são Cr, Ti, Cu, 
Mo, N e outros. Esses elementos ocorrem em menor quantidade nos minerais for-
madores de rochas, portanto, de menor importância. 
 Qualquer mudança de valência de um elemento que faz parte da estrutura 
cristalina de um mineral vai desequilibrá-la e conseqüentemente destruí-la ou torná-
la mais suscetível a outros processos de alteração química. 
 
c) Hidratação e Desidratação 
 
 Hidratação e desidratação são os processos pelos quais moléculas de água 
são adicionadas ou removidas do mineral. O resultado é a formação de um novo 
mineral de estrutura bastante semelhante ao anterior. Esses processos não são mui-
to importantes no intemperismo químico uma vez que apenas alguns poucos mine-
rais são afetados por esses processos. 
 A reação mais comum entretanto, é a que envolve óxido e hidróxidode ferro. 
 
Fe2O3 + H2O ↔ 2 FeOH 
 
Hematita Goethita 
 86
 Essa reação pode se processar nas duas direções, mas em solos, bem dre-
nados a tendência é a estabilização da hematita. Em muitos casos a hidratação pre-
cede as reações de hidrólise. 
 
d) Quelação 
 Estudos tem demonstrado que agentes quelantes são responsáveis por uma 
considerável quantidade de material intemperizado, e que algumas situações pode 
exceder a própria hidrólise. Agentes quelantes são formados por processos biológi-
cos normalmente excretados por líquens que crescem nas superfícies das rochas. A 
estrutura do agente quelante é variada e complexa. O EDTA (Ácido Cetilenordiami-
notetracetico) é um dos agentes quelantes mais conhecidos e sua estrutura pode ser 
esquematizada da seguinte forma: 
 
 
CH2 N COO COO 
 
 
 Fe 
 
 
CH2 N COO COO 
 
 CH2 CH2 
 
 A maioria dos íons metálicos pode ligar-se ao EDTA formando compostos 
bastante estáveis, ficando o íon metálico aprisionado na estrutura cíclica. 
 A flora microbiana do solo bem como as raízes das plantas são capazes de 
produzir e exudar substâncias quelantes. O húmus do solo é composto de grande 
quantidade desses agentes. Há fortes evidências que alguns quelantes podem ter 
expressiva ação sobre o quartzo, que é muito resistente a outros processos de in-
CH2 CH2 
 87
temperismo químico. Quelatos estáveis, também são formados a partir de outros 
cátions polivalentes como o Al, Fe e Ti. A perda de ferro devido a quelatização já foi 
observada para o epídoto, goethita, hematita, magnetita, augita e biotita. 
 
e) Capacidade de troca de íons 
 O intemperismo de um mineral pode ocorrer através da troca de íons entre a 
solução e o mineral. Durante a troca, a estrutura básica do mineral não é alterada, 
mas o espaçamento entre as camadas pode variar de acordo com cátions específi-
cos. A transformação da biotita em vermiculita é em parte atribuída a troca do K+ da 
biotita por íons de Ca2+ e Mg2+ da solução. 
 
 5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas 
 
 O material liberado pelo intemperismo ou é removido do sistema por percola-
ção profunda ou permanece no sistema formando através de diferentes reações 
uma série de produtos cristalinos ou amorfos. 
 Os minerais de argila, considerados por muitos como produtos finais do in-
temperismo, na realidade apenas fazem parte de um sistema em equilíbrio dinâmico. 
As argilas também se degradam originando resíduos óxidos e hidróxidos que pedo-
logicamente são considerados mais estáveis. 
 
 
 
 
 5.3.1. Alguns exemplos 
 
a) Olivina (Mg, Fe)2 SiO4 
 A estrutura cristalina da olivina consiste de tetraedros isolados unidos por cá-
tions Fe2+, Ca2+ e principalmente Mg2+. A olivina é o silicato mais suscetível à erosão. 
Em condições de drenagem moderada, com pequena lixiviação de cátions, a olivina 
 88
se transforma principalmente em montmorilonita, graças à elevada concentração de 
Mg. Em ambientes de drenagem forte, onde a remoção de bases é maior, a olivina 
se altera, formando principalmente, a caulinita. 
 Olivinas mais ricas em ferro podem também formar nontronita. 
 
b) Piroxênios e Anfibólios 
 A formação de minerais de argila a partir de piroxênios e anfibólios depende 
das condições de drenagem e da precipitação. Como tendência geral há a formação 
de esmectitas ou cloritas nas primeiras fases do intemperismo. O ferro se oxida for-
mando goethita ou hematita e o titânio origina anatase. Com o aumento da intensi-
dade de intemperismo formam-se minerais cauliníticos e o meio se enriquece de á-
cidos de ferro e titânio. 
 
c) Micas 
 Há uma grande diferença de resistência ao intemperismo entre as micas mus-
covita (KAl3Si3O10 (OH)2) e a biotita (K (Mg, Fe2+) AlSi3O10 (OH)2). A diferença é ex-
plicada pela tendência do ferro ferroso (Fe2+) da biotita oxidar-se a ferro férrico (Fe3+) 
nos ambientes de intemperismo desequilibrando-a eletricamente. Os produtos finais 
do intemperismo são semelhantes, porém a muscovita altera-se mais lentamente 
que a biotita. Na etapa inicial as micas perdem potássio e durante a pedogênese 
podem entrar em seu lugar íons Mg e Al, determinando a formação de filossilicatos, 
particularmente a vermiculita, clorita, ilita, montmorilonita e vários interestratificados. 
As condições ambientais é que determinarão o tipo específico de mineral a ser for-
mado. 
 
d) Quartzo 
 A estrutura do quartzo não favorece as reações de hidrólise ou oxidação, sen-
do seu intemperismo provocado por dissolução, um processo mais lento, fazendo do 
quartzo um mineral resistente ao intemperismo. O quartzo não se altera diretamente 
em outras fases cristalinas. Ele entra lentamente em solução, e pela combinação 
 89
com outros produtos origina novos silicatos. A energia de ativação para romper as 
ligações Si-O-Si é bastante elevada. Dessa forma catalisadores orgânicos como o 
ácido algínico e alguns aminoácidos tem papel decisivo na solubilização do quartzo. 
 
 
e) Feldspatos 
 Seu intemperismo é quantitativamente mais importante pois há predomínio 
dos feldspatos entre os minerais das rochas na litosfera. 
 O intemperismo do feldspato ocorre em 2 etapas: uma lenta e outra rápida. 
 Etapa rápida: há uma perda muito grande de potássio em relação a Si e Al. 
 Etapa lenta: as perdas de K, Al e Si tendem a se igualar. 
 
 A velocidade e o tipo de alteração são afetados sensivelmente pelas condi-
ções do meio e pelo tamanho do mineral. 
 Os produtos de alteração dos feldspatos são argilas residuais e óxidos de a-
lumínio hidratados. 
 Em condições normais, os feldspatos gerarão a caulinita, mas pode ocorrer a 
formação de minerais 2:1 ou micas como a sericita. 
 Os feldspatóides, componentes de rochas básicas e ultrabásicas tem menor 
resistência ao intemperismo do que os feldspatos.
 90
CAPITULO 6. ROCHAS MAGMÁTICAS 
 
6.1. Introdução 
 
As rochas magmáticas ou ígneas são aquelas formadas a partir do resfria-
mento do magma e conseqüente consolidação do magma, no interior ou na superfí-
cie da crosta terrestre. O magma é um fluido natural muito quente predominante-
mente constituído por uma fusão de silicatos e mostrando proporções variadas de 
água, elementos voláteis ou de cristais em processo de crescimento. A composição 
do magma pode ser obtida pelo estudo das lavas, ou seja, do magma que extravasa 
pelos vulcões, embora se considere que uma grande perda de elementos voláteis 
ocorra neste caso, pois no seu caminho até o local de resfriamento, funde ou dissol-
ve materiais pelo qual vai passando incorporando-os à sua composição original e 
chegando ao seu destino com composição distinta. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 58. Lavas consolidadas com estruturas tipo corda ( A ) e tipo almofadada ( B ). 
 
Do ponto de vista físico-químico, os componentes essenciais do magma são: 
A B 
 91
a) uma fase líquida: mantida em fusão pela temperatura elevada, constituída essen-
cialmente por uma solução mútua e altamente complexa de um grande número de 
componentes, a maior parte dos quais de natureza silicática; 
b) uma fase gasosa: mantida em solução por pressão, constituída predominante-
mente por H2O e quantidades menores de CO2, HCI, HF, SO2, etc.; 
c) uma fase sólida: formada por cristais de decomposição essencialmente silicática, 
em fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de ro-
chas. 
 A composição química essencial dosmagmas é, em termos de óxidos, algo 
situado dentro das proporções da tabela a seguir: 
 
 % 
SiO2...................................30-80 
Al2O3....................................3-25 
FeO-Fe2O3...........................0-13 
MgO.....................................0-25 
CaO.....................................0-16 
Na2O....................................0-11 
K2O.....................................0-10 
 
 6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas 
 
De modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais de 
magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar outros 
tipos, por diferenciação: 
(a) os magmas graníticos; 
(b) os magmas basálticos. 
Os primeiros formam 95% das rochas intrusivas, plutônicas, e os segundos constitu-
em 98% das rochas vulcânicas, efusivas. 
A origem destes magmas e das rochas correspondentes constitui ponto de controvérsia. 
 
 
 
 92
 
Fig. 59 O granito observado ao microscópio. Os minerais claros são quartzos, os 
pretos representam a biotita, e os intermediários são feldspatos 
(extraído de Popp, 1998). 
 
Pode-se dizer, entretanto, que o magma granítico está sempre relacionado 
com áreas em que houve formação de extensas cadeias de montanhas, como por 
exemplo os Andes e os Alpes, zonas em que a crosta sofreu fenômenos de com-
pressão, dobramento e afundamento, com evidências de que esse magma é produ-
zido por fusão parcial de rochas preexistentes (anatéxis) a profundidades da ordem 
de 7 a 75 km. 
Nessas regiões, as rochas originadas ocorrem sob a forma de corpos intrusi-
vos muito grandes, intimamente relacionados com as cadeias de montanhas, e, em 
muitos casos, a sua formação parece não ter exigido a refusão total, associando-se 
a fenômenos complexos. 
Já o magma basáltico parece originar-se em profundidades maiores—90 a 
100 km, ou seja, na porção superior do manto — tal como evidenciado pelos sismos 
associados a derrames basálticos cujas origens geralmente estão 45 a 60 km abaixo 
da superfície, onde o magma basáltico seria originado pela fusão de rochas básicas 
preexistentes, através de quedas bruscas de pressão, em regiões onde a crosta pa-
rece afetada por movimentos de afastamento e onde o manto parece foco de corren-
tes convectivas ascendentes. 
 93
Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma compo-
sição mais rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os basálticos, por uma proporção me-
nor de SiO2 inferior a 50%. 
Viscosidade. Os magmas graníticos são mais viscosos do que os basálticos, 
já que a viscosidade parece aumentar com e teor de SiO2. Isto se reflete caracteristi-
camente na maneira pela qual ocorrem os fenômenos de vulcanismo associados a 
essas rochas. 
Além disso, a viscosidade depende da temperatura e da pressão, diminuindo 
com o aumento destes fatores. 
O magma pode se resfriar em profundidade, isto é, nas profundezas da cros-
ta, abaixo de grande quantidade de rochas. Ele se solidifica vagarosamente porque a 
perda de calor é lenta. Além disso, esse resfriamento se dá sob a presença de subs-
tâncias voláteis aprisionadas, o que leva a uma cristalização mais perfeita dos mine-
rais. Tem-se dessa forma, o aparecimento de cristais maiores, formando-se dessa 
maneira as rochas holocristalinas de estrutura granular. Quando o magma se resfria 
na superfície da crosta através do extravazamento, a temperatura e a pressão caem 
rapidamente, não são aprisionados voláteis e não existem então condições favorá-
veis à cristalização total dos minerais e formação de cristais grandes. Assim, origi-
nam-se as rochas de granulação muito pequena . 
De acordo com o local em que se dá a consolidação há dois tipos básicos de 
atividade ígnea: 
a) Plutonismo: a consolidação ocorre no interior da crosta, originando as rochas plu-
tônicas ou intrusivas. 
b) Vulcanismo: o magma irrompe e derrama-se à superfície para formar rochas vul-
cânicas ou extrusivas. 
 
 
 
 
 
 94
 
 
 
 
 
 
 
 
 Figura 60. Bloco diagrama de alguns corpos magmáticos, onde: 
BATÓLITO = grande corpo magmático continuo, formado em profundidade. 
STOCK = semelhante ao batólito, só que menor. 
LACÓLITO = intrusão magmática em forma de domo. 
DIQUE = corpos magmáticos, tabelares mais ou menos 
verticais, semelhante a paredes. 
SILL = intrusões devido à penetração do magma em extratos pre-existentes sem 
quebrá-los. 
XENOLITO = fragmento de rocha pré-existente, incluso uma rocha magmática. 
 
Formas concordantes. Neste caso, a intrusão magmática intromete-se entre 
os planos de estratificação da rocha encaixante em concordância com eles. Entre as 
formas concordantes temos: 
(a) Sil. São corpos extensos, pouco espessos e de forma tabular quando vis-
tos em corte. O magma deve ser pouco viscoso para poder intrometer-se entre os 
planos de estratificação da rocha encaixante (Fig. 61). Na bacia do Maranhão há 
grande ocorrência de sils de diabásio. 
(b) Lacólito. O magma, neste caso, é mais viscoso, formando massas intrusi-
vas de forma lenticular, plano-convexas. A rocha situada acima do corpo intrusivo 
(capa) é dobrada, e as rochas situadas na parte inferior (lapa) não são afetadas. Um 
lacólito (Fig. 62) pode ter 300 m de espessura e 5 km de comprimento. 
(c) Lapólito. Como o nome indica, tem a forma de uma bacia, de grandes di-
mensões e ocorre sempre no fundo de dobras do tipo sinclinal (Fig 63). 
 95
 
Figura 61. Sil. Formado quando o magma se aloja entre os estratos das rochas sedimen-
tares. No exemplo, os estratos estão inclinados (extraído de Popp, 1998). 
 
 
Fig. 62 Lacólito. Forma-se quando o magma é introduzido entre as camadas, produzindo 
uma convexidade nas camadas superiores (extraído de Popp, 1998). 
 
 
 
Fig. 63 Lapólito. A intrusão resulta numa bacia, geralmente preenchendo asde-
pressões dos siclinais (extraído de Popp, 1998). 
 
 96
(d) Facólito. É o nome dado a um corpo intrusivo concordante, confinado nas 
cristas dos anticlinais ou no fundo de sinclinais. Tem a forma de crescente porque 
está comumente associado a dobras mergulhantes (Fig. 64). 
Formas discordantes. Esses corpos intrusivos independem da estratificação 
da rocha encaixaste, pois a cortam discordantemente. São mais freqüentes perto da 
superfície da Terra, onde as pressões a serem vencidas são menores. 
Entre as formas discordantes temos: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
A 
Fig. 64 Facólito. É uma intrusão concordante, 
com as camadas dobradas geralmente assu-
mindo a forma crescente (extraído de Popp, 
1998). 
 
 97
 
B 
Fig. 65 Diques. (A) Massa magnética que preenche fendas ou falhas cortando discordan-
temente os estratos. (B) Pequenos diques de diabásio cortando migmatitos (extraído de 
Popp, 1998). 
 
(a) Dique. É uma massa magmática que preenche uma fenda em rocha preexistente 
(Fig. 3.8). Os diques podem ser classificados em radiais, em anel (ring dikes) ou cir-
culares, conforme se apresente em conjunto na superfície após a erosão. Muitas 
vezes os diques se formam a partir de um corpo intrusivo maior. Nas bacias do Ma-
ranhão e do Paraná há grande incidência de diques de diabásico. 
(b) Veios. São massas produzidas pela injeção de magma em fraturas menores e 
menos regulares do que diques. 
(c) Neck. São corpos discordantes, cilíndricos, verticais, que cortam as rochas pree-
xistentes (Fig. 3.9). Pelo estudo da litologia formadora dos necks, vê-se que eles são 
condutos de antigos vulcões cuja parte superior foi erodida. 
(d) Batólitos e stocks. Os batólitos são massas enormes de material magmático 
(granítico) que afloram numa extensão de, pelo menos, 100 km2 na superfície terres-
tre. Se o afloramento tiver menos de 100 km2, temos o stock.Os batólitos não têm, 
aparentemente, delimitação em profundidade, passando gradualmente à zona das 
rochas fundidas. Os batólitos formam grande parte dos escudos ditos Escudo Nor-
destino e Escudo Brasileiro, entre outros. 
 98
Eles são, normalmente, de composição granítica, e sua origem é ainda bas-
tante discutível (Fig. 1.10). 
Deve-se notar, com respeito aos corpos acima referidos, sejam eles concor-
dantes ou discordantes, o seguinte: 
(1) a classificação adotada diz respeito somente à forma geométrica do corpo, e não 
à litologia formadora; 
(2) normalmente, os corpos intrusivos são mais resistentes à erosão do que a rocha 
encaixante, donde o fato de estes corpos sobressaírem-se na topografia com respei-
to à rocha encaixante. 
 
6.3. Composição e Classificação das Rochas Magmáticas 
 
Aproximadamente 99% da massa das rochas magmáticas é formada por oito 
elementos - oxigênio, silicio, alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio e magnésio, sen-
do a maioria, parte da estrutura cristalina dos silicatos formadores das rochas como 
feldspatos, olivinas, piroxênios, anfibólios, quartzo e micas. Estes seis minerais cons-
tituem 95% do volume de todas as rochas magmáticas comuns. 
Magmas, chamados de máficos, são ricos em ferro, magnésio e cálcio e pro-
duzem grande quantidade de olivina, piroxênio, anfibólio e plagioclásio cálcico. Pos-
suem coloração escura. 
Magmas, chamados de siálicos, são ricos em silicio e alumínio e produzem 
grande quantidade de quartzo, feldspatos potássico e plagioclásio sódico. Possuem 
coloração clara. 
Alguns caracteres macroscópicos para as rochas ígneas. 
1. São em geral duras. 
2. Os cristais se dispõem por justaposição. 
3. Não apresentam estruturas segundo faixas ou camadas. 
4. São maciças, quebram-se de forma irregular. 
5. Apresentam uma textura cristalina, vítrea ou vesicular. 
6. Não apresentam fósseis. 
 99
7. Apresentam alto teor em feldspatos. 
 Os principais critérios de classificação são os seguintes: 
A – Modo de ocorrência. 
B – Texturas. 
C – Estruturas. 
D – Composição Mineralógica e Química. 
 
A - O modo de ocorrência é um critério de campo, ou seja, uma vez formado, 
o magma pode apresentar grande mobilidade, tendendo a ascender ao longo de fis-
suras da crosta, deslocando ou englobando rochas vizinhas, podendo, eventualmen-
te, extravasar à superfície ou então solidificar-se no interior mesmo da crosta. 
B - A textura refere-se a fenômenos de escala extremamente pequena e, em 
geral, seu estudo é feito com auxilio de lupa e microscópio (ver item 6.3). 
C - As estruturas são aspectos megascópicos que podem ser observados em 
amostras grandes ou no campo. As mais comuns são as que seguem: 
 a) Estruturas vesiculares e amigdalóides - apresentam pequenas cavidades 
esféricas. Podem se apresentar vazias (vesículas) ou preenchidas por minerais se-
cundários (amígdalas) (Figura 66). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 100
 
 
Figura 66. Basalto com estrutura amigdalóide e vesicular caracterizado pelo preenchimento de mine-
rais (branco) e orifícios (vazios), respectivamente (Popp, 1988). 
 
 
b) Estruturas em bioco (biock lava) e brechas de fluxo (floro breccias) -apresenta-se 
com a forma de biocos envoltos por lava ou por materiais secundário (arenito, calci-
ta, etc.). Rochas com tais estruturas geralmente são chamadas brechas basálticas. 
Lavas muito fluidas se solidificam formando superfícies e crostas mais lisas, ou en-
tão com rugas e sinais de fluxo iguais aos que se pode observar em pixe derretido 
derramado chamados estrutura cordadas (Figura 58). 
c) Estruturas fluidas - são estruturas bandeadas, originadas de diversas maneiras 
em lavas viscosas. 
d) Estruturas de fraturação primária - fraturas que se originam quando da solidifica-
ção de rochas ígneas. 
 
D - O principal parâmetro químico é o relacionado com a quantidade total de sílica da 
rocha. Podem ser de acordo com a Tabela 12: 
 101
Tabela 12. Acidez de uma rocha magmática. 
 
Na composição mineralógica, os minerais mais importantes para este fim são 
o quartzo, os feldspatos (alcalinos e plagioclásios); minerais claros (félsicos) e os 
minerais ferro-magnesianos anfibólios, piroxênios e a biotita; minerais escuros (máfi-
cos). 
6.4. Resfriamento do Magma 
 
A cristalização de minerais, a partir do magma, ocorre entre 1200 e 600°C. No 
resfriamento do magma distinguem-se três estágios sucessivos. 
6.4.1. Estágios de Resfriamento 
 
Cristalizam-se os minerais que formem a massa rochosa propriamente dita. A 
seguir cristalizam-se a maior parte dos silicatos, obedecendo ao grau crescente de 
polimerização (primeiro os nesossilicatos e por último os tectossilicatos). 
Nesta fase, os constituintes voláteis praticamente não interferem a neo ser pa-
ra manter a fluidez do magma. 
6.4.1.1. Estágio Pneumatólitico (ou Pegmatítico) 
 
Nesta fase, os gases aumentam em proporção e devido às altas temperaturas 
e pressões em que se encontram, têm sua ação dissolvente aumentada, provocando 
percolação através das rochas, acarretando a formação de novos minerais como a 
turmalina e o topázio, além de modificações estruturais nas rochas já formadas. 
 
 Teor em SiO2 Exemplo Exemplo Teor médio 
 Rocha (acidez) (%) Intrusiva Extrusiva em SiO2 (%) 
 Acida > 65 Granito Riolito 70 
 Intermediária 65 - 52 Diorito Tinguaito 60 
 Básica 52 - 45 Gabro Basalto 50 
Ultrabásica < 45 Peridotito Picrito 40 
 102
6.4.1.2. Estágio Hidrotermal 
 
Com resfriamento já avançado, restam no magma soluções residuais conten-
do água, sílica e grande números de elementos metálicos, que vão se depositando 
ou reagindo com as rochas presentes, dando origem às jazidas minerais de cobre, 
ouro, zinco, chumbo e outros elementos metálicos. 
6.4.2. Textura das Rochas Magmáticas 
 
A textura refere-se ao tamanho, forma e arranjamento dos minerais dentro 
das rochas. A textura das rochas magmáticas relaciona-se principalmente com a 
composição e velocidade de resfriamento do magma. 
 
A textura é definida por, pelo menos, três parâmetros principais: 
 
1° - O grau de cristalização, pelo qual a rocha classifica-se em: 
a) rochas holocristalinas ou cristalinas: constituídas exclusivamente por material cris-
talino. Ex::granitos, diabásico; 
b) rochas holovítreas ou vítreas: exclusivamente por material vítreo. Ex: 
Obsidiana; 
c) rochas hipocristalinas ou hipovitreas: mesma rocha encontra-se material cristali-
zado e vítreo. Ex: basalto. 
 
2° - O tamanho dos cristais, pelo qual a rocha classifica-se em: 
a) fanerítica, quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho nu; 
b) afanítica, quando os minerais formam partículas tão pequenas que não podem ser 
percebidos a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta um aspecto maciço. 
 
3° - O tamanho e relação mútua dos cristais, que permite classificar as rochas em: 
a) equigranulares - quando os cristais têm aproximadamente o mesmo tamanho; 
 103
b) inequigranulares - quando as partículas constituintes apresentam dimensões bem 
diferentes, caso em que existe um tipo particular de textura bastante comum, cha-
mada porfirítica, na qual existem cristais maiores e mais bem-formados envoltos por 
um aglomerado, freqüentemente afanítico, ou de minerais menores. 
 
6.5. Seqüência de Cristalização 
 
A série de cristalização de BOWEN é bastante genérica, não sendo possí-
vel através dela prever ou analisar todos os casos, existindo várias exceções a ela. 
Entretanto, a composição das rochas mais comuns pode ser entendida ou inferida 
através dela. A série de BOWEN é válida para a fase ortomagmática de resfriamen-
to, e pode ser ilustrada por meio de um diagrama. 
 
 104
Evidentemente há gradação e tipos intermediários de textura emrelação às apresentadas. 
 
Os minerais máficos (olivinas, piroxênio, hornblenda e biotita), formam na ter-
minologia de BOWEN uma série de reações descontínuas. Isto significa que cada 
substância mineral reage com o fundente formado um mineral subseqüente e a rela-
ção se dá a temperatura determinada ou num intervalo estreito de temperaturas. 
Tem-se, portanto, a formação da olivina que, conforme a temperatura abaixa, com o 
magma, ainda fundido, reagiria formando um piroxênio. Este por sua vez, passaria 
da mesma forma em hornblenda, e a hornblenda em biotita. 
Em contraste, os feldspatos plagioclásios da série continua de reações, rea-
gem continuamente com o líquido até a completa solidificação. A cristalização de 
ambas as séries ocorre simultaneamente e pode se iniciar numa série ou na outra, 
mas ocorrendo formação simultânea de dois tipos de cristais. 
Os minerais ortoclásio, moscovita e quartzo, não se relacionam como os de-
mais. Formam-se preferencialmente do fundente residual, o chamado líquido residu-
al do magma. 
Uma outra maneira de apresentar essa seqüência de cristalização, aparece 
na Figura 67. 
 105
 
Figura 67. Seqüência de cristalização e as principais rochas magmáticas. 
 
 
6.6. Principais Rochas Magmáticas 
 
As rochas magmáticas são classificadas normalmente tomando-se como crité-
rio distintivos a composição mineralógica e a textura (item 6.2). 
 Um resumo da composição, textura e origem das principais rochas magmáticas 
aparece na Figura 68. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 106
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 68. Principais rochas magmáticas, sua composição mineralógica e as principais 
estruturas 
 
 
Distinguem-se ainda as seguintes rochas magmáticas: 
 
- obsidiana - vidro vulcânico maciço. Textura vítrea e normalmente de 
 
coloração escura. 
 
- pomito - vidro vulcânico na forma de fibras e muito poroso. 
 
- tufo - rocha formada a partir da consolidação de cinzas vulcânicas. 
 
Fonte: www.geo.unimib.ib.it/photo/ 
Fonte: www.ut.ee/BGGMminer/ 
Fonte: www.ut.ee/BGGMminer/ 
 107
6.5.1. Família Granito – Riolito 
 
A família granito - riolito é caracterizada pela seguinte composição mineralógi-
ca: 
Quartzo 10-40% 
Feldspato K 30-60% 
Plagioclásio 0-30% 
Biotita e Anfibólio 10-30% 
 
A cor clara dos granitos e dos riólitos deve-se a sua composição, ou seja, são 
formados a partir de magmas ricos em potássio, silicio e sódio e pobres em ferro, 
magnésio e cálcio. 
Riólito- formado na ou próximo a superfície, possui coloração típica branca, cinza ou 
rósea e normalmente apresenta alguns fenocristais de quartzo ou feldspatos. 
Os magmas dos quais os riólitos se originam são mais viscosos e de movimentação 
bastante lento. Textura afanítica. 
Granito - mais comum dentre as rochas magmáticas, apresenta textura fanerítica e 
possuem coloração cinza, mas quando predomina o feldspato K podem ter cores 
róseas ou avermelhadas. 
 
6.6.2. Família Diorito - Andesito 
 
A família diorito - andesito tem composição intermediária entre a família grani-
to - riólito e gabro - basalto. Pode ser caracterizada pela seguinte composição: 
Plagioclásio 55-70% 
Anfibólio e Biotita 25-40% 
 
O plagioclásio é normalmente, 50% cálcio e 50% sódio, possuindo pequenas 
quantidades de feldspato potássico e quartzo. 
 
 108
Diorito - de textura igual ao granito, diferem apenas na composição, ou seja, o 
diorito é composto por plagioclásio Ca-Na e minerais ferro-magnesianos. Muitas ve-
zes, o diorito aparece associado a granitos. 
Andesito - a variedade mais comum é o andesito pórfiro (fenocristais formam 
mais de 10% do volume da rocha) e, em geral, possuem coloração cinza, esverdea-
da ou avermelhada. Os fenocristais são compostos de plagioclásio, anfibólio ou bioti-
ta, inseridos numa matriz afanítica de plagioclásios e algum vidro. 
 
Figura 69. Basaltos na região de Saltos do Iguaçu, Paraná (Popp, 1998). 
6.6.3. Família Gabro-Basalto 
 
A composição dessa família é a seguinte: 
Plagioclásio (maioria Ca) 45-70% 
Minerais ferro-magnesianos (olivina, piroxênios e anfibólio) 25-60% 
 
Com coloração preta ou verde escura, essas rochas cristalizam-se a partir de 
magmas ricos em ferro, magnésio e cálcio e pobres em sílica. 
Gabro - equivalentes intrusivos do basalto, os gabros possuem granulação de 
média a grosseira. Não possui quartzo, sendo formada predominantemente por pla-
gioclásio Ca e piroxênio. O diabásio é uma rocha intermediária entre o basalto e o 
gabro. 
 109
Basalto - é a variedade extrusiva do diabásio e recobre extensas áreas da 
Região Sul do Brasil, onde representa a rocha ígnea mais importante. Apresenta 
cristalização fina a afanítica e cores escuras que podem variar do vermelho-escuro 
ao preto (Figura 69). os cristais individuais só podem ser vistos através do microscó-
pio. Apresentam vesículas, e amígdalas preenchidas, onde, os que apresentam 
grande quantidade destas ultimas chama-se basalto amigdaloidal. As variedades de 
basalto pórfiro são comuns, sendo os fenocristais formados por piroxênios e olivinas, 
normalmente. 
São essencialmente construídas de minerais ferro-magnesianos, desprovidas 
de quartzo e feldspato. 
Possuem, geralmente, granulação média a grosseira, às vezes porfirítica. As varie-
dades mais comuns são os piroxenitos, dunitos e serpentinitos. Ocorrem no sul do 
Paraná e litoral de Santa Catarina. Em Goiás, ocorrem associados os minérios de 
cromo, níquel, cobalto e platina. 
 A chave para classificação das principais rochas magmáticas estão na Figura 
70. 
 110
 
 Figura 70. Classificação das Rochas Magmáticas ou Ígneas. 
 
 111
CAPÍTULO 7. ROCHAS SEDIMENTARES 
 
7.1. Introdução 
 
 As rochas sedimentares são originadas a partir dos detritos de outras rochas e 
acumulam-se na superfície da terra em condições normais de temperatura e pres-
são. Sua formação tem origem no momento em que fragmentos dessas rochas pri-
mitivas são desalojados por algum processo de desagregação, passando pelas se-
guintes fases: intemperismo - erosão - transporte - deposição - diagênese (consoli-
dação). Essas fases formam um processo denominado ciclo sedimentar e a suces-
são de eventos é contínua e interdependente (FIGURA 71). 
Figura 71. A formação de rochas sedimentares (Popp, 1988). 
 
ROCHA PREEXISTENTE
(ÍGNEA, SEDIMENTAR OU METAMÓRFICA
DE
SIN
TE
GR
AÇ
ÃO
(AÇ
ÃO
 
FÍS
ICA
) DECOMPOSIÇÃO
QUÍMICAMETEORIZAÇÃO
Fragmentos de todos os tamanhos Soluções de Ca, Na, Mg, K, SiO2
coloidal, argilas e óxidos de Ferro.
DETRITOS SOLUÇÕES
TRANSPORTE E DISTRIBUIÇÃO
(por gravidade, geleiras, vento, água, organismos, rios etc...)
ROCHAS SEDIMENTARES
Sedimentos clásticos ou detríticos
(arenitos conglomerados, folhelhos
etc...)
Precipitados químicos e orgânicos
(calcários dolomitos, sal, carvão etc...)
 
 112
O intemperismo consiste da transformação das rochas em materiais mais es-
táveis em condições físico-químicas diferentes daquelas em que se originaram. Esta 
transformação ou alteração pode ser física (desgaste e/ou desagregação da rocha) 
ou química (decomposição química da rocha). 
Durante o intemperismo, os minerais sofrem transformações químicas impor-
tantes: (a) parte de seus constituintes é dissolvida e carregada pelas águas de infil-
tração (Ca, Mg, K, Na e Fe, principalmente), de modo que esses minerais só vão 
reprecipitar-se sob a forma de sedimentos químicos; (b) parte dos minerais, como os 
feldspatos, anfibólios, micas etc. é transformada em argilo-minerais, ou seja, mine-rais moles, terrosos, formados por cristais ínfimos; (c) o quartzo e uns poucos mine-
rais, colilo a ilmenita, granada e monazita, não se alteram e permanecem nos solos 
sob a forma de grânulos duros e areia; (d) quando o intemperismo é incompleto, res-
tam ainda no solo fragmentos mais resistentes de rocha. Assim, o intemperismo 
transforma as rochas em solos residuais formados por uma mistura de argila, areia e 
fragmentos de rocha. Ao longo dos processos de transportes e deposição há uma 
expressiva seleção física e química de materiais. Sendo que, materiais de tamanho 
semelhante acumulam-se em ambientes de deposição específicos e os materiais 
mais solúveis tendem a se perder na solução. 
Os materiais transportados pelas chuvas, rios, ventos etc., são redepositados 
formando depósitos denominados sedimentos clásticos ou detriticos. 
Durante o transporte esses materiais são separados uns dos outros pelos a-
gentes de transporte em função do tamanho e da dureza das partículas, de sorte 
que os sedimentos formados são constituídos (mais ou menos separadamente) por 
argila, areia ou cascalho. 
Dessa forma, os dois tipos principais de sedimentos que resultam do ciclo e-
xógeno são os sedimentos químicos e os sedimentos clásticos. 
Uma terceira categoria de sedimentos pode será adicionada às duas primei-
ras: os sedimentos orgânicos, os quais, em princípio, também são sedimentos quí-
micos ou clásticos, mas apresentam a particularidade de terem sido originados da 
intervenção ou da acumulação de restos de esqueletos e carcaças de seres vivos. 
 113
 O fato das rochas sedimentares serem formadas por agentes da superfície da 
terra (água, vento, gelo) e em condições de temperatura e pressões baixas, confere-
lhes um estado de equilíbrio físico-química-mineralógico maior em relação ao meio 
ambiente da superfície da terra quando comparadas às rochas magmáticas ou me-
tamórficas que, em seu processo de formação, sofrem a influência de elevadas 
pressões e temperaturas. Uma distinção deve ser feita entre rocha sedimentar e se-
dimento. Sedimento é considerado um depósito de material sólido na superfície da 
terra, formado por algum meio natural (água, vento, geleira), sob condições normais 
de temperatura e pressão. Rocha sedimentar é por sua vez, o sedimento consolida-
do, endurecido por processos físicos (compactação) e/ou químicos (cimentação). 
 Segundo POPP (1998) os principais processos de litificação ou diagênese. 
são os seguintes: 
 Compactação: Redução volumétrica causada principalmente pelo peso das 
camadas superpostas e relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de líqui-
dos e aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos finos, 
argilosos. 
 Cimentação. Deposição de minerais nos interstícios do sedimento, produzindo 
a colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos 
sedimentos grosseiros e arenosos. 
 Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de cres-
cimento dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um a-
gregado de cristais maiores. E um fenômeno mais comum nos sedimentos químicos. 
 Os sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou seja, 
as partículas de argila que no início da sedimentação se dispõem segundo uma es-
trutura cheia de vazios, sob a ação do peso das camadas superiores, são compac-
tadas umas contra as outras, de modo a formarem uma rocha dura como o tijolo 
prensado. Já a areia de praia endurece principalmente pela introdução de substân-
cias cimentantes: carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc. 
 Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos de 
cristalização que dão origem a rochas muito duras. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 114
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 72– Representação de uma rocha sedimentar (modificado de http://www.rc.unesp.br ) 
 
7.2. Ciclo Sedimentar 
 
 O processo de formação das rochas sedimentares - ciclo sedimentar - pode 
ser esquematizado conforme a Figura 73. 
 115
 Figura 73. Esquema simplificado do ciclo sedimentar. 
 
 O intemperismo resulta de um conjunto de processos que, agindo sobre mine-
rais de rochas da superfície terrestre, ocasionam sua degradação graças à ação de 
agentes atmosféricos e biológicos. É, pois, o fenômeno pelo qual a rocha se desa-
grega sob a ação de agentes físicos, químicos e biológicos, fornecendo material para 
o sedimento. Em resumo, o intemperismo causa a troca de um estado maciço por 
um estado clástico, com a conseqüente formação do sedimento. 
 É importante observar que a desintegração física e a decomposição química 
não são processos isolados, ao contrário, ocorrem sempre conjuntamente, um com-
plementando a ação do outro. 
 A erosão refere-se à remoção de detritos que serão transportados do local e 
posteriormente depositados numa bacia sedimentar. É causada por quatro agentes 
principais: gravidade, ação glacial, água corrente e vento. 
 A gravidade envolve tanto o lento e gradual rastejo de partículas sedimentares 
e fragmentos de rochas pelas encostas montanhosas, como as avalanches. A ero-
são glacial ocorre onde geleiras causam abrasão na superfície terrestre. A água cor-
rente é um poderoso agente de erosão em várias situações geomorfológicas (geo-
morfologia é a ciência que se ocupa com o estudo das formas do relevo e paisa-
 116
gem). A ação erosiva do vento é muito pequena, mas quando o vento carrega partí-
culas, como acontece em regiões desérticas, torna-se um poderoso agente erosivo. 
 Os produtos de intemperismo removido pela erosão são constituídos de solu-
tos e resíduos sólidos. Os solutos são a fração solúvel em água e por este meio são 
carregados. Os resíduos insolúveis tem dimensões que vão desde matacões (∅250 
mm) a partículas coloidais (< 0,002 mm). Serão transportados e segregados pelos 
diferentes meios de transporte de acordo com a competência ou seletividade desses 
meios. 
 A competência se refere ao tamanho de partículas que um determinado meio 
de transporte consegue transportar, isto é, um meio de transporte qualquer pode ser 
capaz de transportar apenas partículas muito pequenas, outro já pode ser competen-
te para transportar desde partículas muito grandes até muito pequenas. 
 A seletividade indica a maneira com que é feito o transporte. Por exemplo, um 
meio de transporte competente para transportar partículas grandes e pequenas pode 
fazei-lo de maneira seletiva, transportando ou só as pequenas ou só as grandes. 
 A gravidade e o gelo são meios de transporte muito competentes, podem 
transportar desde partículas da fração argila (< 0,002 mm) até seixos e matacões de 
vários metros de diâmetro. Sua seletividade é pequena e os depósitos por eles for-
mados tem partículas de composição e tamanho bastante variados. 
 A competência da água corrente é bem menor em relação aos dos anteriores, 
porém transporta desde partículas em suspensão ou solução até partículas de al-
guns centímetros de diâmetro. A seletividade é bastante elevada. Os depósitos for-
mados teriam granulometria variável de pequenos seixos até partículas coloidais, 
mas de grande uniformidade de tamanho. 
 O vento é o mais seletivo e menos competente meio de transporte e sua ação 
marcante sempre está associada a climas mais áridos. 
 Tanto a água corrente como o vento levam as partículas maiores a um cres-
cente arredondamento durante o transporte (figura 74). 
 
 
 117
 
 
 
Figura 74. Grau crescente de arredondamento durante o transporte . 
 
 Com o aumento da esfericidade há também, em ambos os casos, um poli-
mento maior das superfícies. 
 O material intemperizado, transportado ou não por qualquer dos meios men-
cionados é depositado em algumlocal, que recebe o nome genérico de bacia de se-
dimentação, das quais o oceano é a principal, recebendo cerca de 90% do mate-
rial. Estes depósitos são marcados pelos meios de transporte e apresentam caracte-
rísticas próprias de cada um, objetos de estudo da geomorfologia. 
 A diagênese ou litificação refere-se às mudanças que ocorrem no material 
após este ter sido depositado. Normalmente a diagênese implica numa maior organi-
zação dos materiais levando-os a uma maior estabilidade no novo meio. 
 Os depósitos sedimentares recentes são constituídos de minerais e fragmen-
tos de rochas que, sob ação continua de agentes geológicos, tendem a sofrer conso-
lidação, transformando-se em rochas sedimentares, como por exemplo, a consolida-
ção de areias formando arenitos, de argilas formando folhelhos. 
 O endurecimento e a aglutinação desses minerais e fragmentos podem ser 
devidos a vários fatores, tendo maior destaque a ação de agentes cimentantes, de-
positados durante ou posteriormente a formação do sedimento. Estes agentes adqui-
rem particular importância nos sedimentos detríticos, sendo freqüentemente de natu-
reza diversa do material intemperizado. Nos sedimentos resultantes de precipitação 
química ou orgânica o cimento é geralmente de mesma natureza dos minerais for-
mados, como por exemplo, nos calcários, onde os minerais (calcita, dolomita, etc.) 
são cimentados pelo próprio carbonato. 
 Algumas características das rochas sedimentares, como dureza, cor, são con-
seqüências do cimento presente, que pode ser de diversos tipos. Os mais freqüentes 
são: 
Grau crescente de arredondamento 
 118
 a) Sílica - confere cor branca e alta dureza à rocha; geralmente é colorido por 
óxidos de ferro. 
 b) Carbonato - calcítico ou dolomítico, de cor branca e facilmente reconhecido 
pela reação com ácidos, provocando efervescência. 
 c) Óxidos de ferro - freqüentemente atuam como cimento, conferindo cor ver-
melha ou amarela à rocha, conforme seu grau de hidratação. 
 d) Matéria orgânica - de cor escura (cinza a preto), é facilmente destruída por 
água oxigenada. 
 Além destes mais comuns, outros também são freqüentes, como cimento clo-
ritoso, micaceo, piritoso, feldspático, etc. 
 É importante observar que a diagênese é um processo superficial de endure-
cimento de sedimentos, realizado em condições normais de temperatura e pressão. 
 O levantamento, que pode ou não fazer parte do ciclo, é a exposição à super-
fície do material litificado ficando assim novamente sujeito ao intemperismo, erosão, 
transporte, fechando assim o ciclo sedimentar. O levantamento é suprimido caso a 
rocha sedimentar esteja se formando diretamente sobre a superfície. 
 Deve-se lembrar que o ciclo sedimentar é um processo ativo e contínuo, es-
tando suas diferentes fases interligadas e podendo estar ocorrendo concomitante-
mente. 
 
 
 
 
 119
 
 Figura 75 – Ciclo da Rochas ou Ciclo Petrogénico (extraído de http://www.rc.unesp.br ) 
 
 7.3. Composição 
 
 Sendo as rochas sedimentares são derivadas de um material preexistente, 
poderíamos esperar que sua composição fosse extremamente variável e complexa. 
Isso de fato ocorre quando o sedimento é depositado próximo a área de origem, mas 
quando o intemperismo e a erosão são prolongados. A diferenciação sedimentar vai 
concentrar materiais semelhante em tamanho, forma e composição em depósitos 
distintos. 
 120
 
Figura 76. Seleção de material durante o transporte. 
 
 A maioria das rochas sedimentares é composta de materiais que são abun-
dantes em outras rochas ou seus respectivos produtor de intemperismo, e que são 
estáveis sob condições de pressão de temperatura da superfície. A grande parte das 
rochas sedimentares é na sua maior parte composta de apenas quatro constituintes: 
quartzo, calcita, argila e fragmentos de rochas. 
 Quartzo (SiO2) - o quartzo é o mineral clástico mais abundante em rochas se-
dimentares. A razão para isso é a grande abundância do quartzo na maioria das ro-
chas e sua elevada dureza, resistência ao intemperismo e estabilidade química nos 
mais diversos ambientes. Os processos do ciclo sedimentar tendem a desintegrar, e 
decompor, os minerais menos estáveis concentrando o quartzo nos depósitos de 
areia. A sílica amorfa em solução ou do tamanho coloidal também é um produto de 
intemperismo de várias rochas magmáticas e pode se precipitar em depósitos de 
granulação mais grosseira. 
 Calcita (CaCO3) - a calcita é constituinte principal das rochas calcárias e é o 
agente cimentante mais freqüente de depósitos arenosos ou argilosos. O cálcio é 
 121
originado a partir do intemperismo de rochas magmáticas que contém minerais como 
os plagioclásios cálcicos. O carbonato é derivado da água e do ar atmosférico. O 
cálcio é precipitado diretamente na forma de CaCO3 (calcita) ou extraído da água do 
mar por organismos e concentrado em conchas. Quando esses organismos morrem, 
as conchas e seus fragmentos acumulam-se como material clástico, formando assim 
a maioria das rochas calcárias. 
 Argilas - os minerais de argila se originam do intemperismo dos silicatos, prin-
cipalmente dos feldspatos. A granulometria desses minerais é muito pequena e eles 
se concentram em argilitos e folhelhos. A abundância dos feldspatos na crosta ter-
restre, associado ao fato de que eles se decompõe com facilidade sob condições 
atmosféricas, explicam a ocorrência generalizada desses minerais nos sedimentos. 
 Fragmentos de Rocha - fragmentos de rocha, nos quais os constituintes mine-
rais não estão decompostos ou desagregados são de ocorrência comum nas rochas 
clásticas de granulação mais grosseira. Os fragmentos de rocha também podem ser 
parte predominante de rochas arenosas. 
 
 
 
OUTROS MINERAIS 
 
 Depósitos de quartzo, calcita e argila isolados ou em várias combinações re-
presentam o maior volume das rochas sedimentares, outros minerais no entanto, 
muitas vezes aparecem em quantidade suficiente para formar extratos isolados. A 
dolomita, CaMg(CO3)2 pode substituir a calcita nos calcários. O feldspato e a mica 
podem aparecer em grande quantidade em rochas arenosas se o intemperismo 
químico for pouco intenso. A halita e o gipso precipitou-se por evaporação de águas 
marinhas e podem acumular grossas camadas em certos ambientes. Os óxidos de 
ferro podem se precipitar de soluções formando depósitos ou cimentando materiais 
elásticos mais grosseiros. A matéria orgânica geralmente de pequena ocorrência em 
 122
rochas sedimentares, mas seu acúmulo, na forma de material vegetal, pode em al-
guns casos originar grandes depósitos. 
 
 7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares 
 
 Existem estruturas que são típicas das rochas sedimentares e são feições 
importantes na sua identificação. 
 A mais importante é a estratificação, que é o desenvolvimento de camadas 
que ocorre nas rochas sedimentares produzido por mudanças físico-químicas duran-
te o transporte e deposição do ciclo sedimentar que os origina. A espessura dessas 
camadas varia de alguns milímetros à vários metros, por ter desenvolvido horizon-
talmente ou inclinado e é um forte indicativo do tipo de ambiente de sedimentação e 
da direção do transporte. 
 A textura das rochas sedimentares relaciona-se de maneira muito estreita com 
a distância e o tipo de transporte das partículas e com o ambiente de deposição. 
Temos basicamente dois grandes grupos de sedimentos: os detríticos (frag-
mentos) e os químicos (compostos químicos solúveis), que originam dois tipos bási-
cos de textura: textura clástica constituída de fragmentos e detritos de rochas e a 
textura cristalina composta de cristais que cresceram a partir de soluções . A textura 
clástica origina as rochas sedimentares clásticas (fragmentárias ou detríticas) en-
quanto que a textura cristalina origina rochas sedimentares químicase orgânicas. 
 Textura clástica - o critério básico para classificar texturas clásticas é o tama-
nho das partículas. As duas escalas mais seguidas estão representadas na Tabela 
13. 
 As classes de tamanho podem posteriormente ser subdivididas de acordo 
com arredondamento e esfericidade (Figura 74) e tipo de cimentação. As partículas 
transportadas menos arredondadas do que as transportadas por água corrente ou 
vento. 
 O grau de seleção do material é também um critério importante. Materiais bem 
selecionados tem pouca variação granulométrica e homogeneidade mineralógica. 
 123
 
Tabela 13. Escalas de tamanho de partículas. 
 WENTWORTH 
DIÂMETRO (mm) 
ATTERBERG 
DIÂMETRO (mm) 
Argila < 1/256 < 0,002 
Silte 1/256 - 1/16 0,002 - 0,02 
Areia fina 1/16 - 1/14 0,02 - 0,2 
Areia Grossa 1/14 - 2 0,2 – 2 
Cascalho fino 2 - 64 2 – 20 
Cascalho grosso 64 - 256 20 - 200 
Matacão > 256 > 200 
 
 
 
TEXTURA CRISTALINA 
 
 Os minerais precipitados a partir de águas marinhas ou lagos desenvolvem 
uma textura semelhante a uma rede emaranhada de cristais. Essa textura é seme-
lhante a de algumas rochas magmáticas, mas geralmente é composto por um único 
mineral dominante. Os cristais individuais tem aproximadamente o mesmo tamanho 
e formam um denso empacotamento. 
 
 7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem 
 
 Em regiões tropicais, o melhor ambiente de deposição de sedimentos é o flu-
vial. Os ambientes desértico, lacustre e glacial também são ou foram importantes em 
nossas condições. 
 
 
 7.5.1. Ambientes Deposicionais 
 
 124
I. Ambiente Fluvial 
 
 Em áreas continentais, os rios são os principais meios de transporte de sedi-
mentos formados pelo intemperismo. Os materiais sólidos transportados pelos rios 
podem ser divididos em 2 grupos: carga do fundo, que é o material que se move ao 
longo do leito por processos de saltação e rolamentos, e a carga de suspensão. 
 Além disso, os rios carregam grande quantidade de materiais inorgânicos e 
orgânicos dissolvidos. 
 Na Figura 77 vemos os principais depósitos formados pela ação fluvial. 
 
Figura 77. Depósitos formados pela ação fluvial. 
 
 Os depósitos de canal constituem o maior volume depositado pelos rios. Os 
depósitos marginais são originados nas margens dos canais durante as enchentes e 
compreendem os depósitos de diques marginais ou diques naturais e de rompimento 
de diques. Os depósitos de planície de inundação são constituídos essencialmente 
por sedimentos finos depositados durante grandes enchentes, quando as águas ul-
trapassam os diques naturais e inundam as planícies. Muitas vezes esses depósitos 
são responsáveis pela alta fertilidade de algumas várzeas. 
 125
 O depósito residual de canal, formado por seixos grandes que o rio teve pou-
ca competência para carregar, constitui forte evidência do tipo de transporte sofrido 
pelos sedimentos. 
 Os depósitos formados por ação fluvial geralmente são bem relacionados e 
tem boa estratificação. 
 
 
II. Ambiente Desértico 
 
 Deserto é uma área onde a taxa de evaporação potencial excede a taxa de 
precipitação pluviométrica e o vento é o agente geológico mais importante nos pro-
cessos de erosão e sedimentação. Nos ambientes desérticos predominam o intem-
perismo físico das rochas envolvendo processos de fraturamento e exfoliação. 
 O arenito da Formação Botucatu na Bacia do Paraná foi originada de um am-
biente com depósitos grosseiros de areia ou arenitos com estratificação cruzada bem 
desenvolvida e fortes ângulos de mergulho apresentando localmente camadas hori-
zontais. Isso há 135 milhões de anos aproximadamente. 
 
III. Ambiente Lacustre 
 
 Refere-se à deposição em lagos, que são corpos de água parada, em geral 
água doce. Seus sedimentos tem normalmente um aumento de granulometria rumo 
ao topo, sendo os sedimentos mais profundos argilosos. 
 São também característicos do ambiente a estratificação perfeitamente para-
lela e de espessura muito pequena. 
 
IV. Ambiente Glacial 
 
 Estão praticamente limitados aos pólos norte e sul e às altas montanhas. As 
geleiras são os agentes principais nos processos geológicos que atuam nesse ambi-
 126
ente. Os depósitos não estratificados ou tilitos, originados pela atividade das gelei-
ras, possuem materiais de granulometria bastante variável, contendo siltes, argilas, 
seixos e matacões de diversos materiais encontrados no caminho percorrido pela 
geleira. No Brasil, o Grupo Tubarão contém fortes evidências de períodos glaciais. 
 
 
 7.5.2. Formação da Paisagem 
 
 A ciência que se ocupa da formação de paisagens é a geomorfologia. A for-
mação da paisagem está fortemente relacionada com o material geológico superfici-
al e com os agentes erosivos e transporte que atuam em determinada região. Por-
tanto, feições de paisagem onde predomina uma intensa atividade glacial, será to-
talmente diferente daquela devido à ação fluvial. Os mesmos agentes formarão pai-
sagens diferentes dependendo das rochas ou material geológico encontrado. 
 As formas e formação da paisagem tem por isso estreita ligação com a geolo-
gia e com os processos dinâmicos que atuam num local, consequentemente tem 
excelente correlação com o tipo de solo formado nas diferentes feições ou posições 
da paisagem. 
 A paisagem é o retrato ou reflexo de todas as características e processos di-
nâmicos que atuam durante o tempo numa área e deve sempre ser estudada ou a-
nalisada quando interferências ou observações da geologia de superfície ou referen-
tes aos solos (pedológicas) forem feitos. 
 Na Figura 78 vemos a evolução da paisagem considerando agentes e materi-
ais geológicos distintos. 
 127
 
 
 
A = Paisagem formada em região de atividade vulcânica. 
 B = Formação da paisagem devido à ação glacial. 
 C = Ação fluvial na formação da paisagem. 
 
Figura 78. Evolução da paisagem. 
 
7.6. Classificação 
 
 As rochas sedimentares clásticas resultam de processos completamente dife-
rentes daquelas formadas por precipitação química ou sedimentação de compostos 
orgânicos. Por isso, as rochas sedimentares são divididas em 2 grupos: rochas clás-
ticas e de origem químico-orgânica. A subdivisão de cada um dos grupos é feita com 
base na textura, composição ou outra característica relevante. Cerca de 90% das 
rochas sedimentares podem ser classificadas como variedade de argilito, siltito ou 
arenito. 
 128
 As rochas clásticas são classificadas de acordo com o tamanho das partículas 
com posterior subdivisão por composição. 
 As rochas de origem química são primeiramente subdivididas de acordo com 
sua composição. As subdivisões seguintes baseiam-se em feições específicas. 
 
Tabela 14. Classificação das rochas clásticas, químicas e orgânicas. 
 Residuais Psefitos 
 Psamitos 
CLÁSTICAS Epiclásticas Pelitos 
 
 Piroclásticas Brecha Vulcânica 
 Tufo Vulcânico 
 
QUÍMICAS Evaporitos 
 De Atividade Bioquímica 
 
 Caustobiólitos 
ORGÂNICAS Carbonatadas 
 Acaustobiólitos Silicosas 
 Fosfatadas 
 
 
 
 
 7.6.1. Rochas Clásticas 
 
 As rochas clásticas são compostas principalmente de fragmentos ou detritos 
de outros materiais rochosos. Tais depósitos são denominados de cascalhos, areias 
ou argilas, quando não estão consolidados e conglomerados, arenitos ou argilitos 
quando consolidados e endurecidos. A maior parte do material é selecionado, estra-
tificado e mostra sinais de abrasão. A classificação das rochas clásticas é baseada 
na textura e composição (Tabela 15). 
 
 
 
 
Tabela 15. Classificação das rochas clásticas ( Popp,1998). 
 129
 
 
 
 
 
 
 
 
 
I. Conglomerado 
Grupos Princi-
pais 
Granulometria 
(Wentworth) 
 (mm) 
Nomes dos sedimentos ou rochas sedi-
mentares Outras característicasSedimentos não 
consolidados 
Rochas sedimentares 
correspondentes 
SEDIMENTOS 
DE GRANU-
LAÇÃO GROS-
SEIRA OU 
PSEFITOS 
256 MATACÕES 
CONGLOMERADOS 
E BRECHA 
São geralmente forma-
dos por fragmentos de 
rocha ou matriz areno-
sa ou síltica. As varie-
dades com partículas 
arredondadas são os 
CONGLOMERADOS. 
Quando as partículas 
são irregulares, tem-se 
a brecha. 
64-256 
Blocos ou 
CASCALHO 
GROSSO 
4-64 
Seixos ou 
CASCALHO 
FINO 
2-4 GRÂNULOS 
SEDIMENTOS 
DE GRANU-
LAÇÃO MÉDIA 
OU PSAMITOS 
1/4-2 AREIA GROS-SA 
ARENITOS GROS-
SEIROS 
As areias são predo-
minantemente forma-
das por quartzo. Por 
cimentação, formam os 
arenitos. Arenitos com 
25% ou mais de felds-
pato denominam-se 
arcósios. 
1/16-1/4 AREIA FINA ARENITOS FINOS 
SEDIMENTOS 
DE GRANU-
LAÇÃO FINA 
OU PELITOS 
1/256-1/16 SILTE SILTITOS E FO-LHELHOS 
Os siltes são formados 
por minerais finalmen-
te moídos (pode de 
rocha) e a compacta-
ção forma os siltitos. 
1/256 ARGILA ARGILITOS E FO-LHELHOS 
As argilas são predo-
minantemente compos-
ta por argilo minerais e 
são plásticas. Os argili-
tos são mais maciços e 
os folhelhos apresen-
tam foliação 
 
 130
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Fonte: POPP, 1998 
Consistem de fragmentos de rochas grandes (> 2 mm), os chamados clastos. 
Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, podendo indicar 
pouco ou nenhum transporte. Quando os clastos sofrem arredondamento, em geral 
estão associados a uma matriz arenosa, e o depósito constitui um ortoconglomera-
do. 
Os fragmentos que formam o conglomerado são unidos por matriz arenosa, 
argilosa e agentes cimentantes (sílica, óxidos de ferro, carbonatos). Os seixos indivi-
duais são bem selecionados e arredondados. Os seixos do conglomerado podem 
ser de qualquer mineral ou rocha, sendo mais comum serem constituídos de materi-
ais resistentes como o quartzo ou fragmentos de quartzito. Fragmentos de calcários 
ou granitos podem predominar em alguns casos. 
 Águas correntes muito fortes, gelo ou a gravidade são os únicos agentes 
competentes para o transporte de seixos grandes. Os ambientes comuns de ocor-
rência de conglomerados são terraços aluvionares, canais de rios ou praias. 
 
 
 
 
 
Os clastos são pouco arredonda-
dos, e a matriz granodecrescên-
cia (gradação no tamanho do 
grão diminuindo para o topo). 
CLASTO 
 131
 
 
 
 
 
 
 
II. Brecha 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Brechas são rochas clásticas de granulação grosseira nas quais os fragmen-
tos são angulares e apresentam poucas evidências de abrasão. O material normal-
mente é pouco selecionado e apresenta matriz fina. As brechas mais comuns se ori-
ginam da atividade glacial ou outros fenômenos de movimento de massas. 
III. Arcósio 
 
 
 
 
 
 
 
BRECHA ( 20 X ) 
FRAGMENTOS DE 
ROCHA 
FRAGMENTOS DE RO-
CHA 
ARCÓSIO ( 20 X ) 
FELDSPATO 
QUARTZO 
 132
 
Fonte : http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 
São rochas clásticas que contém no mínimo 25% de feldspatos. O quartzo é o 
outro constituinte principal. A rocha tem geralmente coloração rósea e lembra muito 
o granito. Normalmente tem granulação grosseira, pouco arredondamento e seleção 
moderada. 
 
IV. Arenitos 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fonte: POPP,1998. 
 
Sedimentos clásticos nos quais a maioria das partículas tem diâmetro entre 
1/6 a 2 mm. Os grãos individuais são geralmente arredondados e mostram clara-
mente os efeitos da abrasão. O quartzo normalmente é o mineral dominante, mas, 
feldspatos, granadas, micas e outros minerais podem estar presentes em quantida-
des variáveis. 
 Arenitos pouco selecionados e com grande quantidade de argila associada 
(mais que 20%) são chamados de grauvacas. 
 Os agentes cimentantes comuns são carbonatos, sílica e óxidos de ferro. Os 
arenitos normalmente são estratificados e de coloração variável dependendo do ci-
mentante. A sua distribuição é generalizada, sendo encontrados nos mais diversos 
ambientes. 
 
QUARTZO 
ARENITO ( 20 X ) 
 
 133
V. Siltitos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Os siltitos são rochas clásticas de granulação fina com mais da metade de 
suas partículas com diâmetro entre 1/16 a 1/256 mm. A estratificação é bem eviden-
te e sua composição mineralógica comum é o quartzo associado em menor quanti-
dade com micas e minerais de argila. 
 Aparecem nos deltas ou planícies de inundação dos rios. Dificilmente formam 
depósitos espessos, ocorrendo normalmente estratos intercalando argilitos ou areni-
tos. 
 
 
VI. Argilitos 
FOTO – AFLORAMENTO DE FILITO, EXIBINDO LA-
MINAÇÃO PLANO-PARALELA. 
Fonte : http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 134
 
 
 
Rochas clásticas de granulação fina cujas partículas são menores que 1/256 
mm. Apresentam estratificação muito fina recebendo a denominação de folhelho. 
 Os minerais de argila, micas e algumas vezes o quartzo constituem a maioria 
das rochas. A calcita pode estar presente atuando como cimentante. 
 
VII. Pelitos 
 
Como pelitos são englobados todos os sedimentos eu inferiores a 0,062 mm 
de diâmetro (escala de Wentworth). 
Quando os pelitos possuem muita mica, esta se dispõe segundo laminas pla-
no paralelas entre os grãos finos, o que confere à rocha grande fissilidade, ou seja, a 
propriedade de esfoliar-se segundo planos paralelos. Neste caso, o sedimento é de-
nominado folhelho. Os pelitos encontram-se comumente em ambientes subaquáticos 
de águas calmas tais como lagos, zonas abissais marinhas, pântanos etc. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 7.6.2. ROCHAS SEDIMENTARES QUIMICAS E ORGÂNICAS 
 
FOTO – AMOSTRA DE ARGILITO, ASPECTO 
UNTUOSO E COLORAÇÃO CLARA. 
Fonte: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 
 
FOTO EXTRAÍDA DE POPP (1998). 
 135
 As rochas sedimentares químicas são formadas a partir de minerais precipi-
tados, como a calcita e dolomita , a sílica , a halita e silvita , já as rochas sedimenta-
res orgânicas são originadas pela precipitação e/ou acúmulo de materiais orgânicos 
animais ou vegetais, como esqueletos (diatomito), conchas, carapaças (recifes de 
corais), restos vegetais (carvão). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
7.6.2.1. ROCHAS SEDIMENTARES QUIMICAS 
 
I. Calcários 
 Fonte: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 136
 
 São rochas sedimentares que contém mais de 50% de carbonato de cálcio. 
Podem aparecer algumas impurezas tais como argilas, quartzo, óxidos de ferro e 
fragmentos de rocha. A calcita e o CaCO3 podem ter origem de precipitação química, 
orgânica ou ser formados por detritos. São classificados com base em sua textura ou 
outras propriedades relevante. Todos os calcários são semelhantes em composição 
e apresentam efervescência em HCl a frio. A calcita pode aparecer associadas à 
dolomita CaMg(CO3)2. 
 
 
 
 
 
 
 
II. Laterita 
 
 A laterita é formada pelo acúmulo secundário de óxidos de ferro como a he-
matita e a goetita. Apresenta coloração vermelha ou bruna intensa, dureza elevada e 
alta densidade. Forma-se normalmente na região de oscilação do lençol freático pró-
ximo à superfície. A fase pouco endurecida da laterita é chamada de plintita, que ora 
secando, ora umedecendo, sofre endurecimento irreversível e transforma-se em late-
rita. 
 
III. Evaporitos 
 
 São depósitos de cloreto de sódio, potássio, sulfatos, carbonatos, boratos e 
outros sais comumente relacionados com a evaporação exagerada do solvente. 
Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc. É exemplo o sal 
em Cotiguiba, Sergipe e Nova Olinda,Amazonas. 
 137
 
 
7.6.2.2. ROCHAS SEDIMENTARES ORGÂNICAS 
 
De acordo com POPP (1998), são sedimentos formados pela acumulação bi-
oquímica de carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e 
transformação da própria matéria orgânica. O acúmulo de carbonato ou sedimentos 
acaustobiolitos, ou seja, não-combustíveis, merecem destaque os calcários forma-
dos pela acumulação de conchas, corais etc. ou originados pela intervenção de cer-
tas algas, assim como sedimentos formados pela acumulação de estruturas silicosas 
de foraminíferos e diatomáceas (diatomitos). A sílica e outras substâncias são de-
nominados caustobiolitos, ou seja, biolitos combustíveis, e se formam pela acumula-
ção de maior ou menor quantidade de matéria orgânica juntamente com uma certa 
porção dos sedimentos argilosos ou calcários. 
O tipo de material acumulado é predominantemente formado por restos orgâ-
nicos com um dado teor de carbono . Esses sedimentos (acumulo de restos vege-
tais, por exemplo ) se formam em um ambiente redutor (anaeróbico) com maior ou 
menor teor de argila. O sedimento assim formado chama-se turfa. Com a evolução 
diagenética (incrementação de carbono), a turfa passa a outras formas cada vez 
mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito. 
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente constituída 
por seres aquáticos como algas, plâncton, e a deposição ocorre em lagunas costei-
ras ou mares rasos semifechados como o Mar Negro, por exemplo, os sedimentos 
que se formam são denomina sapropélicos, e de sua diagênese e evolução se for-
mam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos e o petróleo. 
 
I. Fosforitos 
 
 São rochas de origem orgânica resultante do acúmulo de detritos de peixes, 
répteis e mamíferos. Também são conhecidos por fosfatos de rocha. Sua constitui-
 138
ção principal é fosfato e carbonato de cálcio. O aspecto e textura dessas rochas é 
muito variável. 
 
 139
CAPÍTULO 8. ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
8.1. Introdução 
 
As rochas sedimentares são formadas, de modo geral, pela desintegração 
e/ou decomposição de rochas pré-existentes, com posterior transporte dos detritos 
ou fragmentos, culminando o processo com a deposição ou sedimentação dos pro-
dutos da erosão, perto ou longe da área fonte que forneceu o material. 
Desse modo, as condições de pressão e temperatura em que se formam as 
rochas sedimentares conseqüentemente aproximam-se ou são idênticas às da su-
perfície terrestre. 
Por outro lado, as rochas ígneas derivam-se da solidificação de um magma e 
se cristalizam a temperaturas no geral desde 1100º C até 600º C, sob condições de 
pressão variando desde atmosféricas (caso das lavas) até alguns milhares de bárias 
(condições de profundidades de até 20 km; caso das rochas plutônicas). 
As rochas sedimentares bem como as magmáticas, quando soterradas a pro-
fundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam altas 
pressões (dos tipos hidrostáticos e cisalhantes) e temperaturas (que oscilam desde 
100 até 600º C), tornam-se instáveis, transformando-se e constituindo assim uma 
rocha metamórfica. Tais transformações são mineralógicas e/ou texturais, de modo 
que a rocha passa a ter uma nova composição mineralógica e novas texturas e es-
truturas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 140
 
Figura 79. Metamorfismo regional em área da crosta instável, sujeita a fortes compressões. A intensi-
dade do metamorfismo decresce nas rochas no sentido de (C) para (A); ( Extraído de 
Popp, 1998). 
 
A classificação das rochas metamórficas não obedece a critérios determina-
dos como nos casos anteriores, dada a sua grande variabilidade. Os mais diversos 
tipos de rochas são passíveis de se metamorfizarem, de modo que não existem pa-
râmetros distintivos de aplicação ampla. 
 As rochas metamórficas são aquelas que sofreram fundamentais modifica-
ções devido à ação do calor, pressão e ação química de fluídos e gases. Essas no-
vas rochas, consequentemente, chamadas de metamórficas formaram-se a partir do 
fenômeno metamorfismo, ou seja, transformação. 
 As fontes de calor durante os processos metamórficos são corpos magmáti-
cos em resfriamento, desintegração radioativa de elementos e devido ao gradiente 
geotérmico. Os fluídos e gases podem vir da porção volátil do magma ou da atmos-
fera e hidrosfera superficiais. 
 141
 
Os principais efeitos do metamorfismo são: 
 i) recombinação química e crescimento de novos minerais com ou sem a adi-
ção de elementos de fluídos ou gases percolantes; 
 ii) deformação e rotação dos grãos minerais constituintes; 
 iii) recristalizações de minerais em grãos maiores. 
 
 O resultado final é uma rocha de maior cristalinidade e dureza, adquirindo no-
vas feições estruturais como dobras ou outras expressões de deformação (Tabela 
16). 
Tabela 16. Exemplos de rochas metamórficas de acordo com as classes químicas. 
8.2. Tipos de Metamorfismo 
 
8.2.1. Metamorfismo de Contato 
MATERIAL DE ORIGEM CLASSES QUÍMICAS 
Granitos, Arenitos, quartzitos etc. Rochas Quartzo-feldspáticas 
Argilitos, Folhelhos Rochas Aluminosas 
Calcários e Dolomitos Rochas Carbonatadas 
Rochas de Magma Gábrico, Dioritos Rochas Básicas 
Peridotitos e Serpentinitos Rochas Magnesianas 
Sedimentos Ferruginosos Rochas Ferruginosas 
 
Cada uma destas classes químicas mencionadas anteriormente possui exemplos característicos 
como: 
 
CLASSES QUÍMICAS EXEMPLOS 
 
Rochas Quartzo-feldspáticas Gnaisses e Quartzito 
Rochas Aluminosas Ardósia, Filito e Micaxisto 
Rochas Carbonatadas Mármore e Escarmito 
Rochas Básicas Anfibolitos e Metabasitos 
Rochas Magnesianas Talcoxisto e Talcito 
Rochas Ferruginosas Itabiritos 
 142
 
 Desenvolve-se ao redor de corpos ígneos intrusivos (como batólitos), que ce-
dem parte de sua energia térmica às rochas vizinhas encaixantes (Figura 80). Em 
conseqüência, as rochas assim metamorfisadas apresentam-se em auréolas envol-
vendo o corpo ígneo. Essas auréolas possuem no máximo algumas centenas de me-
tros de espessura. O fator dominante na sua formação é a temperatura e as solu-
ções gasosas que emanam do corpo ígneo, enquanto a pressão tem um papel se-
cundário. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 80. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As 
rochas sofrem diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio 
em (B) e baixo em (A). 
 
 
 
 
 
 
 
CALOR 
CALOR 
CALOR 
 143
Figura 81. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas sofrem diferen-
tes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e baixo em (A); (Extraído de Popp, 
1998). 
 
8.2.2. Metamorfismo Regional 
 
 Desenvolve-se em regiões que sofrem tecnonismo intensivo, isto é, compres-
sões e dobramentos de extensas áreas da crosta com atuação de pressões orienta-
das e temperaturas muito elevadas (Figura 82). Em geral, as rochas que sofreram 
este tipo de metamorfismo ocorrem em áreas onde existem ou existiram grandes 
cadeias montanhosas, fazendo parte dos chamados escudos cristalinos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 82. Metamorfismo regional em área da costa instável, sujeita a fortes compressões. 
PRESSÃO 
PRESSÃO 
 144
 
 
 
8.3. Foliação 
 
 Foliação - habilidade da rocha de se separar ao longo de superfícies aproxi-
madamente paralelas, devido à distribuição paralela das camadas ou linhas de um 
ou vários minerais na rocha. Pode ser expressa por: fratura paralela de pequena es-
pessura (ardósias), arranjamento paralelo de minerais alongados (xistosidade) ou 
por camadas alternadas de composição mineralógica distinta (gnaisse). 
 A foliação desenvolve-se durante o metamorfismo por stress orientado e, co-mo característica fundamental das rochas metamórficas, serve como critério de clas-
sificação. 
 Rochas metamórficas que não apresentam foliação são, aparentemente, dis-
providas de estrutura e constituídas de apenas um mineral. 
 
 
8.4. Classificação das Rochas Metamórficas 
 
 A identificação das rochas metamórficas é muito complexa e é difícil formular 
um sistema de classificação satisfatório na sua composição mineralógica ou modo 
de origem. O modo mais conveniente de classificar as rochas metamórficas é agru-
pá-las de acordo com suas feições estruturais com posterior subdivisão , de acordo 
com sua composição .Dessa forma , dividem-se as rochas naquelas que apresen-
tam foliação e naquelas que não apresentam foliação .As que apresentam foliação 
são posteriormente agrupadas de acordo com o tipo de foliação. Os tipos mais im-
portantes são os da relação que segue na Tabela 17. 
 
 
Tabela 17. Classificação das rochas metamórficas. 
 
COM FOLIAÇÃO 
 145
 TEXTURA COMPOSIÇÃO NOME 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 SEM FOLIAÇÃO 
TEXTURA COMPOSIÇÃO NOME 
 
GRANULAÇÃO 
GROSSA 
 
 
FRAGMENTOS DE ROCHA DE-
FORMADOS 
 
METACONGLOME-
RADO 
 
GRANULAÇÃO 
 
QUARTZO 
 
 
QUARTZITO 
FINA A GROSSA 
CALCITA E/OU DOLOMITA 
 
 
MÁRMORE 
 
 
8.4.1. Ardósias 
 
 São rochas de granulação muito fina de minerais praticamente imperceptíveis 
a olho nu e apresentam foliação na forma de fraturas paralelas de pequena 
 
 
 
CL
O
R
IT
A
 
O
RI
EN
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ÇÃ
O
 
se
m
 
ca
m
ad
as
 
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BÓ
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O
 
PI
RO
X
ÊN
IO
 
ca
m
ad
as
 
GRANULAÇÃO 
GROSSA 
GRANULAÇÃO 
GROSSA 
GRANULAÇÃO 
FINA 
GRANULAÇÃO 
MUITO FINA 
FILITO 
XISTO 
GNAISSE 
ARDÓSIA 
 146
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
espessura e excelente xistosidade. As ardósias são densas, de coloração escura, 
cinza, vermelha, verde ou preta rochas de baixo grau metamórfico, (incipiente), deri-
vadas de rochas do tipo argilito/siltito. 
 
 
8.4.2. Filitos 
 São rochas xistosas, de granulação fina, apresentam um brilho sedoso típico 
devido à presença de pequenos cristais de serecita. As cores são variadas, sendo 
comuns os tons castanha claro, esverdeado, cinza, esbranquiçado, etc. São rochas 
com boa xistosidade e os planos de xistosidade metamórfico (fraco) originados de 
argilito/siltito. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 147
 
 
 
 
 
 
 
 
 
8.4.3. Xistos 
 
 São rochas de xistosidade bastante acentuada onde os cristais constituintes 
são bem visíveis e apresentam-se em folhas ou placas delgadas. A composição pre-
dominante é de biotita, moscovita, clorita, quartzo, etc. (Figura 83). 
Figura 83. Estrutura metamórfica do tipo xistosa vista ao microscópio (Popp, 1988). 
 
 
 
 
 
 
 
 148
 
 
 
8.4.4. Gnaisses 
 
Figura 84. Camadas mineralogicamente distintas do gnaisse (Popp, 1988). 
 
Os gnaisses apresentam granulação mais grosseira e foliação resultando em cama-
das de constituição mineralógica distinta (minerais agrupam formando bandas ou 
faixas alternadas em tons claros e escuros).(Figura 84) 
 Essa rocha origina-se do metamorfismo intenso de rochas da família dos gra-
nitos - riólitos ou a partir de rochas sedimentares arenosas ou metamórficas de pe-
quena intensidade. São rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e feldspa-
to. 
 
 
 
 
 
FOTO - GNAISSE 
 FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 149
8.4.5. METACONGLOMERADOS 
 
 FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 O metaconglomerado é um conglomerado que foi alterado pelo calor e pres-
são de uma forma que os seixos estão deformados, quebrados e fundidos uns aos 
outros. Os seixos podem apresentar uma certa orientação dentro da rocha. São ro-
chas normalmente muito endurecidas. A matriz areno-siltosa também apresenta de-
formações estruturais. 
 
 
 
8.4.6. Quartzito 
 
 Os quartzitos puros são originados de arenitos quartzíferos, os menos puros 
normalmente apresentam micas associadas, compostas por mais de 80% de quart-
zo. Possuem em geral coloração clara, dureza muito elevada e aspecto maciço. Não 
apresentam foliação. 
 
 
 
 
 
 
 
FOTO - QUARTZITO FOTOMOCROGRAFIA – RICO EM ANHEDRAIS DE 
QUARTZO; AUMENTADO 40 X 
 FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 150
8.4.7. Mármore 
 
 
 
 
8.4.7. Mármore 
 
 Fonte: http://WWW.dct.uminho.pt/rpmic/mt4_maohtml 
 Rocha metamórfica sem foliação, o mármore é constituído principalmente de 
calcita e dolomita. As cores variam do branco, róseo ao cinza, marrom e preto. Apre-
sentam dureza baixa, alta compacidade e efervescência com ácido clorídrico a frio. 
 
8.4.8. Anfibolitos 
 Rochas compostas de anfibólios e feldspatos (plagioclásios). Apresentam 
orientação de minerais e provêm de rochas ígneas básicas. 
I 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
FOTO – ANFIBOLITO LISTRADO FOTOMICROGRAFIA – CRISTAIS DE HORBLENDA ( NO 
CENTRO ) EM ANFIBOLITO, CERCADO POR CRISTAIS 
ESVERDIADOS DE CLORITA; AUMENTO 20 X. 
 151
 
 
 
8.4.9. Tabiritos 
 São um tipo especial de quartzito, proveniente de uma rocha sedimentar 
química, que se caracteriza por uma alternância de bandas de quartzo e bandas de 
hematita (geralmente especularita). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FOTO – ITABIRITO RICO EM QUARTZO ( PARTE CLARA ) 
INTERCALADO COM HEMATITA. 
FOTOMICROGRAFIA – ITABITRITO COM BANDAS 
DE QUARTZO ( PARTE ESCURA) E DE MINERAIS 
CLAROS ( HEMATITA / MARTITA); AUMENTO 25 X. 
 FONTE: http://www.rc.unesp.br/museudpm/rochas/ 
 152
8.4.10. Esteatitos (pedra-sabão) 
Rochas compostas essencialmente por talco e clorita com xistosidade pouco 
pronunciada, originadas do metamorfismo de rochas ígneas ultrabásicas. 
 Fonte: http://WWW.dct.uminho.pt/rpmic/mt4_maohtml 
Tabela 18. Identificação das rochas metamórficas 
 
MINERAIS 
PRESENTES 
 
CARACTERES 
 
FOLIAÇÃO 
 
NOMENCLATURA 
Quartzo 
Feldspatos 
Biotita 
Hornblenda 
Homogêneas; bandeamento irregular; apresenta 
porfiroblastos 
 
Presente 
Migmativos 
 (ou gnaisses granitizados) 
(a) Embrechitos 
Quartzo 
Feldspatos 
Biotita 
Hornblenda 
Heterogêneas, as faixas escuras (máficas) 
alternam muito bem com as faixas claras (félsi-
cas) 
 
Presentes 
Migmatitos 
heterogêneos 
(b) Epibolitos 
Quartzo 
Feldspatos 
Biotita 
Fenoblastos (cristais ocelares de ortoclásio) Presente (c) Gnaisse 
Moscovita 
Sericita 
Quartzo 
Leucocrática, macro e micro-granular; xistosida-
de e divisibilidade boas 
 
Presente 
 
Xistos ou 
Micaxistos 
Biotita 
Clorita 
Biotita-Hornblenda 
Clorita 
Quartzo 
 
Meso ou melonocráticas; xistosidade boaPresente 
 
Biotita-Xisto 
Hornblenda-Xisto 
Clorita-Xisto 
Biotita Cor cinza-escura, rósea; xistosidade boa; sedo- 
 153
Sericita 
Clorita 
Quartzo 
so ao tato Presente Filito 
 
Quartzo (às vezes inclui 
cloritas ou sericitas) 
 
Cores claras; xistosidade fraca ou ausente 
 
Ausente 
 
Quartzito 
Calcita (dolomita) (maté-
ria orgânica, óxido de 
ferro). 
Cores claras, cinza, verde, rosa etc.; reação 
com HCl a quente ou triturando a amostra (cris-
talina) 
 
Ausente 
 
Mármore 
Calcita (matéria orgânica 
carbonosa) Cor escura; xistoso 
Calcário 
Metamórfico 
Quartzo e Mica Cor clara; xistosidade friável e flexível Itacolomito 
Quartzo e Hematita 
Cinza escura a preta metálica; minerais bem 
orientados; boa xistosidade. 
 Itabirito 
Talco e Sílica 
Cores claras, branco, esverdeado rosado, untu-
oso ao tato 
 
Presente 
Talco-xisto 
Serecita 
Microclina, cinza a preta; boa xistosidade; forma 
placas ou lousas 
 
Presente 
 
Ardósia 
 154
 CAPÍTULO 9. MINERALOGIA DE SOLOS 
 
9.1. Introdução 
 
 As rochas são o substrato do qual se originam praticamente todos os solos. 
É a partir da desagregação destas, que o clima, relevo, organismos e tempo (fatores 
de formação) exercem sua influência no processo de evolução dos solos. 
 As características das rochas, principalmente a composição química e minera-
lógica, sua resistência mecânica e a sua textura vão influir sobre o teor de elementos 
químicos colocados em disponibilidade para as plantas, sobre as reservas minerais 
do solo, sobre a coloração que o solo pode apresentar, sobre a textura e também 
sobre a profundidade do perfil do solo. 
 Como as rochas são formadas de minerais, é indispensável o conhecimento das 
propriedades dos minerais que entram na composição das principais rochas. Da 
análise desses minerais obtém-se muitas informações como a da capacidade 
potencial do solo de fornecer elementos nutrientes às plantas apesar disso, a sim-
ples presença do elemento na composição do mineral não será um indicativo da sua 
presença no solo. Isso dependerá, também, da maior ou menor facilidade com que 
esse elemento é liberado para o solo, o que é função da sua maior ou menor sus-
ceptibilidade à decomposição química provocada pelo intemperismo. 
 Muitos minerais têm sua composição química definida. Outros têm uma série de 
compostos onde um elemento metálico pode ser total ou parcialmente substituído 
por outro. Assim, têm-se dois minerais muito similares quimicamente e em muitas de 
suas propriedades físicas, mas diferentes na cor e em outras propriedades físicas. 
Raramente, uma propriedade física ou química identifica um mineral, em geral ne-
cessita-se de muitas características como clivagem, fratura, cor, etc. 
 155
 
 
 Com essas observações conclui-se que é de bastante relevância o conheci-
mento básico dos minerais dentro do estudo da origem e formação dos solos. Entre-
tanto, o solo não é apenas função do seu material de origem. Sendo assim ,a análise 
da influência dos fatores de formação do solo não poderá ser feita de maneira isola-
da , mas de forma conjunta. 
 
COMPOSIÇÃO DO SOLO 
 
 Os solos minerais contém 4 componentes principais: 
 - substâncias minerais 
 - matéria orgânica 
 - água 
- ar 
 
 Estes encontram-se geralmente em estado adiantado de subdivisão e muito 
bem misturados, sendo então difícil de serem separados. A Figura 86, já apresenta-
da em outro tópico, representa a composição em volume de um solo. 
 Neste capítulo, será abordado a porção inorgânica da fase sólida do solo. 
 
 
}
}
SOLO
ROCHA
}
ROCHA
INTEMPERISMO
TEMPO
 
Figura 85. Formação do solo a partir de uma rocha. 
 156
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 86. Composição volumétrica de um solo, quando apresenta boas condições para o crescimento 
vegetal. O aumento de água no solo são extremamente variáveis e suas proporções de-
terminam em grau elevado sua adequabilidade para o crescimento vegetal. 
 
9.2. Minerais do Solo 
 
 A parcela inorgânica da fase sólida do solo é variável em tamanho e composi-
ção, sendo composta geralmente de pequenos fragmentos de rocha e de minerais 
de várias espécies. 
 Os fragmentos de rocha são remanescentes de rochas maciças, da qual se 
formam por intemperismo, no regolito (manto de alteração) e por sua vez no solo 
apresentado geralmente granulação grosseira (Tabela 18). Os minerais, pelo contrá-
rio, são extremamente variáveis em tamanho. Alguns são tão grandes como os 
fragmentos menores de rochas; outros, como as partículas coloidais da argila, são 
tão pequenos que apenas podem ser vistos com o auxílio de um microscópio eletrô-
nico. 
GRAVE BEM ! 
 Minerais primários - são aqueles herdados de rochas metamórficas ou mag-
máticas e que não sofreram alteração em sua estrutura e composição. Ex.: quartzo. 
 Minerais secundários - são aqueles formados pela desintegração de minerais 
menos resistentes, à medida que se desenvolve a alteração da rocha (regolito) e 
ESPAÇOS
DOS POROS
SÓLIDOS
DO SOLO
AR
20-30 %
MINERAIS
45 %
MAT. ORG.
5 %
ÁGUA
20-30 %
 
 157
progrediu a formação do solo. Ex.: argilas silicatadas (filossilicatos) e os óxidos de 
ferro e alumínio. 
 Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo, espe-
cialmente nas areias. 
 
Tabela 19. Quatro classes de tamanhos principais de partículas inorgânicas. 
Tamanho da 
Fração 
Diâmetro das 
Partículas (mm) 
Nome 
 comum 
Meios de 
Observação 
Composição 
dominante 
Muito grosso > 2,0 Seixos e 
Cascalho 
Olho nú Fragmentos de 
rocha 
Grosso 0,02 a 2,0 Areia Olho nú Minerais primários 
Fino 0,002 a 0,02 Silte Microscópio Minerais primários 
e secundários 
Muito fino < 0,002 Argila Microscópio 
Eletrônico 
Minerais secun-
dários na sua 
maioria 
 
 As partículas mais grossas de areia são com freqüência, fragmentos de rocha 
e minerais. Concreções e nódulos são de ocorrência comum nas frações grosseiras 
de solos tropicais. 
 Há geralmente, predominância de quartzo nas granulações mais finas de a-
reia, como também nas frações granulométricas de silte (Figura 87). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 158
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 87. Relações gerais entre o tamanho da partícula e os tipos de minerais presentes. Quartzo 
predomina sobre frações grosseiras. Silicatos primários, como feldspatos, hornblenda e 
micas, acham-se presentes nas areias, porém tendem a desaparecer à medida que se 
caminha para as frações mais finas. Silicatos secundários predominam na fração argila. 
Outros minerais secundários, como óxidos de ferro e de alumínio predominam nas fra-
ções silte fino e argila grossa. 
 
9.2.1. Cascalho, Areia 
 
 Os fatores formadores do solo determinam ações físicas, químicas e biológi-
cas que transformam a rocha original. As primeiras, desintegram o material, dando 
origem às frações grosseiras do solo chamados cascalho e areia. Tais partículas 
possuem tamanho maior que 0,05 mm de diâmetro e mantém as características da 
rocha mãe. 
 A areia grossa é constituída por fragmentos de rochas nos quais persistem 
uma boa parte dos minerais originais. A areia fina, por sofrer ação mais intensa do 
intemperismo, apresenta os constituintes separados ou individualizados da rocha 
mãe. 
 Com o prosseguimento da ação do intemperismo físico e químico, surgem 
partículas cada vez menores como o silte e a argila (Figura 88). 
 
Quartzo
Minerais
 silicatados
primários
Outro minerais
 secundários
Minerais silicatados
secundários
Areia Silte Argila
 
 159Figura 88. Ação do intemperismo físico e químico. 
 
9.2.2. Silte 
 
 Na mineralogia, a fração silte é a menos definida que a areia e a argila, pois 
constitui-se de produtos provenientes da desintegração física e da alteração química. 
Encontra-se então, no silte minerais primários médios a altamente resistentes ao 
intemperismo e uma quantidade significativa de minerais secundários, porém em 
menor proporção. Também encontramos freqüentemente produtos intermediários de 
alteração dos minerais primários originais. 
 O fato de existir minerais primários, produtos intermediários e minerais secun-
dários na fração silte, demonstra a instabilidade destas partículas no solo e seu cará-
ter dinâmico no que tange à alteração dos minerais do solo. 
 Façamos uma analogia entre a fração silte e as prateleiras de um supermer-
cado. A fração silte seria o depósito do supermercado, de onde são retirados os pro-
dutos para serem expostos na prateleira, sendo desenfardados e individualizados. A 
retirada dos produtos nas prateleiras é responsabilidade do intemperismo, e a parte 
dos produtos do intemperismo serão formados os minerais da fração argila e serão 
liberados elementos nutrientes essenciais ao desenvolvimento da vida vegetal, as-
sim como outros elementos que em níveis elevados na solução do solo, podem ser 
tóxicos às plantas como o Al e o Mn. 
CASCALHO AREIA GROSSA AREIA FINA
Mineral primário resistente ao intemperismo químico.
Minerais primários pouco resistentes ao intemperismo químico.
AÇÃO DO INTEMPERISMO
 
 160
 
Mineralogicamente, areia e silte representam a reserva mineral de um solo se 
neles existirem minerais facilmente decomponíveis. O intemperismo, através de rea-
ções de hidrólise principalmente, será capaz de liberar elementos que poderão servir 
de nutrientes para as plantas, poderão se recombinar com outros componentes de 
meio, dando origem a minerais secundários na fração argila do solo, e também po-
derão ser perdidos por lixiviação. 
 
 
9.2.3. Argila 
 
 Na fração argila há um predomínio absoluto de minerais secundários enquan-
to que nas frações mais grosseiros encontramos minerais primários dominando. As 
partículas mais grossas da fração argila (2,0 a 0,2 µ) comumente apresentou alguns 
minerais primários. 
 Alguns minerais contidos na fração argila poderão ser herdados diretamente 
da rocha, como é o caso de solos desenvolvidos de rochas sedimentares, havendo 
pequenas alterações apenas. 
 As partículas de argila tem alta “atividade” nas propriedades químicas, físicas 
e também biológicas do solo. A areia e o silte possuem muito pouca atividade de 
superfície e pouco contribuem no balanço total das propriedades do solo. Havendo 
uma redução no tamanho das partículas, maior é a superfície específica provocando 
na expressão das propriedades. A argila é muito mais ativa que a areia e o silte, 
mais ativo que a areia. 
 Nas próximas disciplinas oferecidas pelo Departamento de Solos (Solos, Ferti-
lidade do Solo, Pedologia e Conservação do Solo) você terá a exata proporção e 
função específica de cada fração no solo. 
 
 
 
 161
9.3. Relembrando outros capítulos... 
 
 Até agora você já aprendeu o que são minerais e sua classificação, o que é 
uma rocha e os critérios para caracterizá-las como Magmáticas, Metamórficas e Se-
dimentares e Intemperismo. 
 Veremos agora como relacionar material de origem (rocha) com a composição 
mineralógicas das frações areia e silte, onde encontramos os minerais primários. 
 
9.4. Minerais Primários do Solo 
 
 Minerais primários são aqueles que originalmente formaram parte de uma ro-
cha magmática ou metamórfica e não sofreram alteração química, o que não as ex-
cluídas rochas sedimentares. Sua proporção no solo varia de acordo com o conteú-
do no material de origem, resistência ao intemperismo, intensidade de intemperismo 
do meio, ação de agentes biológicos e outros fatores que poderiam afetá-los. 
 Os minerais primários constituem grande parte das frações grosseiras do solo 
(silte, areia e cascalho). Podemos afirmar então que a soma dos conteúdos de areia 
e silte em um solo determina, ainda que a grosso modo, seu conteúdo em minerais 
primários. Todavia uma pequena proporção destes minerais podem ser encontrada 
na fração argila grossa (partículas entre 2 a 0,2 µ um de diâmetro), especialmente 
em solos jovens pouco intemperizados. 
 A nível mundial os principais minerais primários do solo são o quartzo (SiO2) e 
os feldspatos (x Al3SiO8), sendo x o cátion básico (Na, Ca, K, Ba). Esses mesmos 
minerais são os dominantes nas rochas que constituem a crosta terrestre. Outros 
minerais como anfibólios, piroxênios e olivina se encontram em proporção muito me-
nor. 
 Considerando que o intemperismo não cessa no solo com o passar do tempo 
os minerais mais susceptíveis a este irão se alterar enquanto que os mais resisten-
tes tendem a se acumular no solo. A este acúmulo relativo é dado o nome de acu-
mulação residual, e é através deste processo que minerais resistentes como o quart-
 162
zo, óxidos de ferro, de alumínio e de titânio se acumulam no solo. Lembre-se que a 
resistência ao intemperismo também é função do tamanho das partículas. Assim o 
conteúdo destes minerais será maior nas frações grosseiras, que tem superfície es-
pecífica muito menor. 
 Os minerais podem ser agrupados de diversas maneiras, sendo uma delas 
aquela que o faz em dois grandes grupos: minerais silicatados, são aqueles em que 
o elemento silício está presente em 93% dos minerais que constituem as rochas da 
crosta terrestre e os não silicatados que não possuem o silício como seu constituinte. 
 
9.4.1. Silicatos do Solo 
 
Nesossilicatos 
 a) Grupo de olivina: (Mg, Fe)2SiO4 - mineral constituinte de rochas básicas e 
ultrabásicas. A elevada quantidade de cátions bivalentes (Mg, Fe) nas posições ex-
ternas estimula o ataque químico deste mineral sendo altamente susceptível ao in-
temperismo. Dada esta elevada reatividade não é encontrada no solo. 
 b) Granada : (Fe3+, Al3+, Cr3+) . (Ca2+, Mg2+, Fe2+, Mg2+) (SiO4)3 mineral tipica-
mente metamórfico. É mais resistente ao intemperismo que a olivina. O Al3+ e o Fe3+ 
octaédricos da granada reagem mais lentamente que os Mg2+ e Fe2+ da olivina. As 
granadas mais ricas em Ca2+ são mais rapidamente intemperizadas do que as ter-
ramagnésicas e aluminomagnésicas. 
 A granada é componente comum de rochas metamórficas e de sedimentos 
derivadas destas. É de ocorrência comum na fração areia de solos derivados destes 
materiais, porém em pequenas quantidades. 
 c) Zircão ou Zirconita (ZrSiO4 ) - componente acessório comum de rochas 
magmáticas e metamórficas. É considerado o mais resistente dos minerais. Sua 
susceptibilidade ao ataque por soluções ácidas é mínima. a elevada valência do Zr 
(+4) cria um campo elétrico intenso que atrai fortemente os oxigênios. 
 163
 O zircão é um dos minerais pesados mais comuns da fração areia de solos 
dada sua resistência elevadíssima ao intemperismo. 
Ciclossilicatos 
 Turmalina: (Na, Ca) (Li, Al)3 (Fe, Mn, Al)6 (BO3)3 (Si6O18) 
 Mineral característico de contato pneumatolítico, é acessório de pegmatitos e 
granitos. É encontrado também em rochas sedimentares com contribuição destas 
magmáticas. Contém elevada quantidade de boro, ao redor de 105 na forma B2O3 e 
esta é, provavelmente a única fonte de boro no solo, que é nutriente essencial para o 
desenvolvimento das plantas. É muito resistente ao intemperismo e está freqüente-
mente na fração areia de solos, porém em pequenas quantidades. 
 
Inossilicatos 
 
 a) Piroxênio (Mg, Fe, Ca)2 Si2O6 - Minerais comuns em rochas magmáticas 
intermediárias e básicas. São altamente susceptíveis ao intemperismo e sua perma-
nência no solo é precária, não sendo encontrada na fração areia. São muito ricos em 
Ca, Mg e Fe, sendo responsáveispor boa parte do suprimento destes elementos ao 
meio. 
 b) Anfibólios (Si, Al)8 O22 X2Y5 (OH, F)2 onde 
 Y = Mg, Fe, Al, Mn e X = Ca, Na, K 
 Dentro do anfibólios, hornblenda é o mineral mais importante. Está associada 
à rochas magmáticas (basalto, granitos, tufos vulcânicos), e metamórficas (gnaisse e 
anfibólitos principalmente). 
 Quimicamente anfibólios e piroxênios são similares, e igualmente susceptíveis 
ao intemperismo. Solos derivados de rochas ricas em piroxênios e anfibólios terão 
teores elevados de ferro, e um suprimento grande de Ca2+ e Mg2+. 
Filossilicatos 
 
 164
 Existem filossilicatos primários e secundários. Os primários originam-se sob 
as condições de formação das rochas magmáticas e metamórficas, como as micas, 
cloritas, talco. Os secundários são formados por intemperismo e posterior síntese, ou 
por transformação dos minerais primários ou secundários pré-existentes nas condi-
ções de alteração que existem na superfície da terra. 
 a) Micas - são importantes minerais constituintes de rochas metamórficas, 
magmáticas e sedimentares. Cerca de 4% da crosta terrestre são formados por mi-
ca. Por intemperismo das micas são originados diversos minerais de argila (filossili-
catos secundários), tais como vermiculita, illita e esmectitas, importantes nos solos 
agrícolas. Existem numerosas espécies de micas com diversas formas dioctaédricas 
e trioctaédricas, e com diferentes graus de substituição iônica. 
 As principais micas são a biotita e a muscovita. 
 a.i.) Muscovita - são as chamadas micas claras ou potássicas. Ocorrem em 
rochas magmáticas, especialmente em granitos e sienitos. São também constituintes 
da fração areia de sedimentos (solos). Pela seqüência de resistência ao intemperis-
mo proposta por GOLDICH para os minerais primários a mica (muscovita) é mais 
resistente do que a biotita e feldspatos. 
 Sua presença é facilmente notada dada sua cor clara e brilho intenso. Em so-
los altamente intemperizados não deve-se esperar a presença de muscovita. Sob o 
ponto de vista de nutrição de plantas, a muscovita libera principalmente potássio, e 
juntamente com os feldspatos potássicos, representa a reserva mineral deste nutri-
ente no solo. 
 a.i.i.) Biotita - mica escura ou ferromagnesiana. A biotita é a mica mais fre-
qüente na litosfera. É componente principal ou acessório de numerosas rochas 
magmáticas e metamórficas. 
 É facilmente alterável no solo, dando lugar a minerais hidratados intermediá-
rios até chegar por alteração a vermiculita ou esmectita. A biotita que porventura ve-
nha a ser identificada nas frações grosseiras do solo, estará sempre em alteração, 
sendo muito difícil encontrar biotita pura, o que não ocorre com a muscovita. 
 165
 b) Cloritas (minerais 2:1:1) - Sendo minerais primários, são amplamente en-
contradas em rochas metamórficas, e ocasionalmente são encontradas nas rochas 
magmáticas, nas quais se originam por alteração hidrotermal de minerais ferromag-
nesianos como biotita, piroxênios, anfibólios, granada e olivina. Cloritas alumínicas 
persistem no solo e são comuns. 
 
Tectossilicatos 
 
 a) Grupo da Sílica - todas as formas de sílica (cristalinas e não cristalinas) po-
dem ser encontradas no solo. A forma mais comum é o quartzo e sua abundância 
depende da riqueza do material de origem, invariavelmente se encontra quartzo nas 
diferentes camadas dos solos. O quartzo se concentra nas frações grosseiras (areia 
e silte), chegando a concentrações de 50 a 90%, sendo também encontrado em pe-
quena quantidade na fração argila grossa de muitos solos. 
 b) Feldspatos - são os tectossilicatos mais abundantes e importantes da cros-
ta terrestre, compondo 60% (em massa) nas rochas magmáticas, exceção feita às 
ultrabásicas. São também importantes constituintes de rochas metamórficas e sedi-
mentares. 
 Deste grupo participam os plagioclásios e os feldspatos potássico. Os feldspa-
tos são importantes como minerais primários na composição do solo, principalmente 
minerais de argila durante os ciclos do intemperismo. Os feldspatos constituem tam-
bém uma fonte potencial de nutrientes (K e Ca) para a plantas. Os feldspatos potás-
sicos são encontrados em pequena quantidade nas frações grosseiras do solo (silte 
e areia). 
 Como as micas potássicas, os feldspatos K não são encontrados na areia de 
solos altamente intemperizados como o são muitos de nossos solos tropicais. 
 Os plagioclásios são mais rapidamente alterados que os feldspatos potássicos 
e dificilmente permanecem na fração areia e silte dos solos bem desenvolvidos. En-
tretanto sua presença é comum no caso de solos muito pouco intemperizados ou 
nas camadas de alteração inicial de rochas ricas em plagioclásios (ex. basalto). 
 166
 Feldspatos potássicos: KAl2Si3O8 
 Plagioclásios: (Na, Ca) Al2Si2O8 
 
9.4.2. Minerais não silicatados do solo 
 
Carbonatos 
 
 De todos, os de cálcio e magnésio são muito freqüentes em solos, especial-
mente o de cálcio. Podem ser encontrados isolados ou combinados com sais solú-
veis. Apresentam elevada capacidade de dissolução, fazendo com que tenham rápi-
da distribuição no solo. Em climas áridos e semi-áridos há uma tendência de acúmu-
lo de carbonatos, podendo formar no solo camadas muito ricas em carbonatos, que 
poderá endurecer e formar um impedimento ao desenvolvimento radicular. Tal ca-
mada endurecida é chamada de horizonte petrocálcio. 
 A calcita (CaCO3) é uma fonte de Ca2+ no solo e tem alta solubilidade, o que 
facilita a dissociação do Ca2+ que é aproveitado pelas plantas. Assim, a dolomita 
(Ca, Mg) CO3, juntamente com a calcita (calcários), são aplicadas nos solos como 
fertilizantes (Ca2+ e Mg2+) e corretivo da acidez do solo. 
 
Sultatos 
 
 Gesso ou Gipso CaSO4 2H2O - forma mais estável do sulfato de cálcio no so-
lo. Tem solubilidade maior que a calcita e consequentemente é mais móvel. É pouco 
comum nos solos, sendo somente encontrados em solos de ambientes áridos e se-
mi-áridos, onde poderá formar horizonte “gípsico” e petrogípsico, impedindo o de-
senvolvimento radicular. O gesso resultante da fabricação de fertilizantes fosfatados, 
também é utilizado como corretivo de solos. 
 
 167
Fosfatos 
 
 Apatita - é o mineral mais importante dos fosfatos. A apatita Ca5 (PO4)3 (OH, 
F, Cl), forma um grupo muito freqüente em rochas magmáticas, sendo encontradas 
em rochas metamórficas e sedimentares. Nunca aparece como constituinte principal 
das rochas, exceção feita aos minérios fosfáticos. 
 O mais comum destes minerais é fluorapatita Ca5 (PO4)3 F. 
 A fonte natural inicial do fósforo é a apatita, principalmente em solos pouco 
intemperizados. 
 A hidroxiapatita (Ca5 (PO4)3 OH é constituinte de osso e dentes animais (ro-
chas sedimentares ricas em esqueletos animais). 
 
 
 
 
Óxidos 
 
 São minerais formados a partir de produtos da alteração de minerais pré-
existentes. Entretanto, alguns óxidos de Fe e Ti formados originalmente da rocha 
mãe, permanecem em solos sem sofrerem grandes alterações químicas e estrutu-
rais, por serem muito resistentes ao intemperismo, e que por conseguinte se acumu-
lam no solo em suas frações grosseiras (areia e silte). 
 a) Óxidos de Titânio - a ilmenita (FeTiO3) ocorre em rochas magmáticas e em 
massas lenticulares em gnaisses e outras rochas metamórficas. É um dos constituin-
tes da fração areia dos sedimentos (solos). Não é um minério de Fe, mas é utilizada 
na fabricação de aços especiais. É a principal fonte de Ti. Calcula-se que 90% dos 
compostos titoníferos das rochas magmáticas são formadas por ilmenita. É caracte-
rizada pela sua coloração negra e brilho metálico. Infusível, torna-se magnética após 
aquecimento. Pode ser confundida com hematita e magnetita, distingue-se da pri-
meira pelo traço e da segunda por não ter magnetismo. 
 168
 O rutilo (TiO2) é trimorfo: rutilo (quadrático), anatasioou anatase (quadrático) 
e bruquita (rômbico). O rutilo pode ser encontrado em rochas sedimentares, meta-
mórficas ou magmáticas. É de brilho metálico ou adamantino, pardo, vermelho ou 
preto. Traço pardo pálido ou amarelo. 
 Os óxidos de titânio são altamente resistentes ao intemperismo e são comu-
mente identificados nas frações grosseiras do solo. As areias de solos derivados de 
diabásios e basalto sempre apresentam ilmenita. 
 Óxidos de Ferro - a magnetita (Fe3O4) é o único óxido de ferro que não pode 
ser formado no solo, isto é, é herdado do material de origem. Rochas basálticas 
apresentam maiores proporções de magnetita, em relação a outras magmáticas. É 
muito resistente ao intemperismo e se acumula nas frações grosseiras (areia e silte). 
 Solos derivados de basaltos e diabásios tem grande quantidade de magnetita 
em sua fração areia, sendo seu componente principal junto a ilmenita. 
 A atração magnética deste mineral é utilizada como critério de campo para 
identificação preliminar de solos ricos em óxidos de Fe. 
 Na magnetita pode ocorrer trocas parciais por substituições iônicas, do Fe2+ 
por Ni, Co, Zn, Mg, Mn e Ca. Embora esta seja considerada muito resistente no solo, 
existem evidências de que ela se altera em condições de intenso intemperismo, e 
consequentemente irá liberar alguns micronutrientes das plantas como Zn, Mn e Co. 
 
9.5. MINERAIS SECUNDÁRIOS NO SOLO 
 
 Dentre os minerais presentes no solo destacam-se os filossilicatos, os óxidos 
e hidróxidos de ferro e alumínio e os minerais mal cristalizados chamados de “amor-
fos”. 
 O mineral secundário é aquele formado a partir de outro que formou-se origi-
nalmente na gênese de uma rocha magmática ou metamórfica. 
 
 
 
 169
 
9.5.1. Condições de formação e persistência de alguns minerais de argila (Fi-
lossilicatos Secundários) 
 
a) Caulinita 
 A precipitação abundante associada a drenagem livre do meio, provoca a lixi-
viação intensa de bases e sílica. Isto associado a valores de pH baixo favorece a 
formação de caulinita no solo. A proporção de Si e Al devem ser semelhantes. 
 
b) Haloisita 
 Necessita de concentrações aproximadamente iguais de Si e Al e é formado a 
partir da organização de um aluminossilicato com a alofana. A formação de haloisita 
exige elevadas concentrações de H (meio ácido) e concentração de bases baixa. 
 
c) Esmectitas 
 Para formar as esmectitas é necessário uma concentração relativamente alta 
de Si e Mg. A concentração elevada de Si é mantida devido a um movimento lento 
da solução do solo, ou numa situação de drenagem impedida. A montmorilonita é 
instável sob condições de pH baixo e lixiviação acentuada. 
 
d) Vermiculita 
 É formado sob condições de acidez moderada, uma vez que o K e o Mg já 
foram completamente removidos do espaço entre as folhas. As micas tem que estar 
presentes no material de origem. A concentração de Si deve ser elevada. A concen-
tração de Al na solução deve ser baixa ou serão formados minerais interestratifica-
dos. 
 
 170
e) Illita 
 Forma-se quando a mica está presente no material de origem, sob condições 
de média a baixa concentração de hidrogênio. Concentrações moderadas a relati-
vamente elevadas de Si e Al são necessárias para sua estabilidade. Sob condições 
de elevada concentração de hidrogênio, a illita tende a se alterar para vermiculita. 
 
f) Interestratificados de Vermiculita - Al 
 Esses minerais são sintetizados sob condições de concentração de H, Al e Si 
moderada a alta. A interestratificação da vermiculita pelo Al da solução atua como 
fator antigibsítico, uma vez que a gibsita necessita de altas concentrações de Al. Mi-
ca ou minerais 2:1 tem que estar presentes no material de origem e atuam como 
precursores. 
 
g) Alofana 
 A alofana é material silicatado muito mal cristalizado, e normalmente denomi-
nada de amorfos de sílica. É formada, normalmente, em meios ácidos e com eleva-
da umidade, do intemperismo rápido de cinzas vulcânicas ou em alguns casos de 
feldspatos. 
 
9.5.2. Os óxidos secundários no solo 
 
I. Óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de alumínio 
 
 Diversos óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de alumínio são encontrados nos 
solos, sendo mais comuns as formas hidroxiladas. 
 Entenda que hidróxidos [Al(OH)3] é diferente de óxido hidratado (AlOOH). Não 
existem moléculas de água livre na estrutura destes, e sim hidroxilas (OH), sendo 
conveniente chamá-los de oxi-hidróxidos ou oxidróxidos de Al. 
 171
 Os oxidróxidos estão representados pelos 2 polimorfos AlOOH: boemita e di-
ásporo. Já os óxidos anidros são de ocorrência ocasional em solos, enquanto que 
nos hidróxidos há a gibsita, que é o mineral óxido de alumínio mais comum em so-
los. 
 
a) Gibsita Al(OH)3 
 
 É o hidróxido de alumínio mais comum em solos, particularmente em solos 
tropicais submetidos a processos intensos de intemperismo. É originário da alteração 
de materiais que contém Al, como feldspatos, minerais de argila, micas, etc., sob 
condições de intensa lixiviação de bases e sílica. As condições de formação da gibsi-
ta implicam em pH ácido, ainda que não excessivamente ácido, e que não coexistam 
minerais 2:1. Teores muito elevados de matéria orgânica no solo inibem a formação 
de gibsita pela complexação do Al. Tais condições ocorrem freqüentemente em am-
biente tropical, onde são encontrados muitos solos com presença de gibsita na fra-
ção argila. 
 
b) Óxidos de Alumínio Amorfos 
 
 Os óxidos amorfos tendem a ser mais reativos do que seus homólogos crista-
linos e isso provém principalmente duas causas: 
 - maior superfície específica (conseqüência do pequeno tamanho das partícu-
las). 
 - maior número de grupos OH, que como se verá mais adiante são responsá-
veis pela origem de cargas na superfície. 
 Em alguns solos existem quantidades importantes de hidróxidos e óxidos não 
cristalinos de alumínio, com importante participação nas propriedades destes. 
 Os teores de alumina amorfa podem chegar a 5-10% em solos que apresen-
tam gibsita, como muitos dos solos altamente intemperizados que ocorrem nas regi-
ões tropicais úmidas. 
 172
 
 
 
II. Óxidos de Ferro no Solo 
 
 Os óxidos de ferro tem um papel muito importante nos solos devido às propri-
edades específicas do metal e seus íons e, especialmente à facilidade com que mu-
da de valência e capacidade para formar complexos com numerosos produtos orgâ-
nicos e minerais. 
 São fontes de Fe no solo os diferentes minerais ferromagnesianos, destacan-
do-se os piroxênios, anfibólios, algumas granadas, epidoto, biotitas e olivinas. Ao 
contrário do alumínio, somente uma pequena parte do ferro é incorporado em alguns 
minerais 2:1. Este ferro liberado por intemperismo de minerais primários, também 
poderá formar complexos com a matéria orgânica, porém a maior parte se destina à 
formação dos óxidos de ferro no solo. 
 Os óxidos de Fe influenciam grandemente as propriedades do solo. Junta-
mente com a matéria orgânica contribui para sua pigmentação (cor do solo), o tipo 
de óxido de Fe determina a cor do solo. Fenômenos como a formação de agregados 
do solo, cimentação entre partículas, formação de camadas endurecidas que não 
permitem o desenvolvimento das raízes, estão diretamente relacionados à presença 
de óxidos de ferro. 
 A elevada superfície específica dos óxidos de ferro, sua natureza e o fato de 
que em muitos casos estes óxidos formam um recobrimento em torno das partículas, 
implica em que muitas propriedades de superfície dos solos sejam altamente influ-
enciados pela presença destes minerais. Assim ocorre com alguns ânions e microe-
lementos que podem ser adsorvidos na superfície dos óxidos de ferro. 
 
a) Formas dos óxidos de ferro no solo 
 
 173
 A Tabela 20 apresenta os óxidos mais freqüentes do solo incluindo algumas 
de suas propriedades. Exceção feitaà magnetita todos podem ser pedogenéticos, 
isto é, são formados no solo a partir de processos internos deste, e fazem parte da 
fração argila. 
 A ferrihidrita era até pouco tempo considerada um óxido amorfo, ou seja, não 
cristalino. Atualmente sabe-se que este material apresenta-se malcristalizadio, e não 
amorfo, razão pela qual é denominado de paracristalino. 
 
 
 
Tabela 20. Forma a presença dos óxidos de ferro cristalinos e paracristalinos. 
 
Grupo Fórmula Nome Sistema Cris-
talino 
Cor Presença mais comum 
em solos 
 
Óxidos 
 αFe2O3 Hematita Hexagonal Vermelho Principalmente solos de 
zonas tropicais em am-
bientes de boa drena-
gem 
Anidros γFe2O3 Maghemita Tetragonal Bruno-
avermelhado 
Solos de clima quente 
tropical ou subtropical 
 Fe3O4 Magnetita Cúbico Preto Mineral primário consti-
tuínte da fração areia do 
solos. 
 
Oxi-hidróxidos 
αFeOOH Goethita Ortorrômbico Bruno-
avermelhado 
Solos de clima úmido 
temperado, tropical e 
sub-tropical 
 γFeOOH Lepidocrocita ortorrômbico Alaranjado Solos com má drena-
gem (hidromorfico) prin-
cipal-mente 
Óxidos para-
cristalinos 
Fe5(O4H3)3 Ferrihidrita 
(ou ferridrita) 
Romboédrico Bruno-
avermelhado 
a ocre 
Ambientes com má 
drenagem (hidromórfi-
cos) 
 
 174
 Dentre os óxidos de ferro, a goethita e a hematita são os mais comuns e de 
maior importância nos solos. 
 
 
b) Goethita (ααααFeOOH) 
 
 É o óxido de maior difusão nos solos e praticamente é encontrado na maioria 
destes sob condições climáticas as mais variadas. A goethita tem alta estabilidade 
nos solos. 
 
c) Hematita (ααααFe2O3) 
 
 A hematita é formada em ambientes de boa drenagem em climas quentes, 
tropicais e subtropicais principalmente. 
 A formação da hematita se dá por desidratação e rearranjamento da ferridrita. 
 Encontra-se solos com predominância de hematita nas condições climáticas 
citadas, porém pode-se encontrar solos hematíticos ladeados por solos goetíticos, 
sendo originados do mesmo material de origem. O fato não ocorre ao acaso na natu-
reza, mas está relacionado à posição do solo. Desta forma, os solos que não apre-
sentam hematita estão nas baixadas e depressões que são mais úmidas, ou em á-
reas de altitude maior, com clima mais frio e úmido. Estas relações com a paisagem 
estão ilustradas na Figura 89. 
 Climas mais frios e/ou úmidos favorecem a concentração maior de compostos 
orgânicos no solo. Alguns atribuem a esta condição a não formação da hematita, 
pois esta se forma predominantemente a partir da ferridrita que, por sua vez, forma-
ria complexos com os componentes orgânicos, deixando de haver portanto, o pre-
cursor para a formação da hematita. 
 
 
 
 
 175
 
 
DESIDRATAÇÃO 
FERRIDRITA -----------------------→ HEMATITA 
MATÉRIA ORGÂNICA 
 
 
FERRIDRITA -------→ ------↓ ------------→ HEMATITA 
COMPLEXO 
ORGANO-MINERAL 
 
 
Figura 89. As relações com clima e relevo são muito importantes na compreensão da distribuição dos 
diferentes tipos de óxidos de Fe no solo. Importante, a figura representa um exemplo do 
que pode ocorrer na natureza. Você não deve tomá-la como padrão a ser repetido invaria-
velmente. Outros fatores de formação do solo poderão interferir. 
 
 Nas áreas onde o Fe liberado não é complexado pela matéria orgânica, pode-
ria formar-se a ferridrita e posteriormente a hematita. Isto está associado a uma rá-
pida decomposição da matéria orgânica (temperaturas elevadas e boa aeração do 
solo são imprescindíveis para a rápida digestão microbiana da matéria orgânica). 
 
++
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
++
+
+
+
+
+
+ +
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
++
+
+
+
+ +
+
+
+
+
+
+
++
+
+
+
+
+
+
+
+
++ + +
+
+
+
+
+
+
+
+
Baixada * (ambiente mais
úmido) solo goetítico
Clima tropical e sobtropical quente
solo bem drenado
Hematita > goetita
Clima mais frio úmido
solo com goetita
 
 176
* Alteração: Hematita → Goethita 
 
 Devido a alta estabilidade da hematita e da goethita seria difícil conceber a 
transformação direta no solo de hematita em goethita por rehidrolisação: 
 Hematita Goethita 
 Fe2O3 --------------→ FeOOH 
 Esta transformação ocorre na natureza, porém, é necessário que haja disso-
lução da hematita com posterior precipitação da goethita. Alguns sugerem que esta 
“dissolução” da hematita se daria por redução ou complexação do Fe, sob ação da 
matéria orgânica. Sob influência de climas frios e úmidos solos vermelho antigos que 
contém hematita passam a solos bruno-amarelados. 
 
III. Óxidos de Manganês no Solo 
 
 Os óxidos de manganês são importantes constituintes do solo, especialmente 
por se tratar de um nutriente essencial na nutrição vegetal. A oxidação e a redução 
do manganês são determinantes no que diz respeito à sua solubilidade, ou seja, sua 
estabilidade no solo. 
 Os óxidos de manganês do solo são formados a partir dos produtos do intem-
perismo de silicatos primários que contém Mn como alguns piroxênios, anfibólios e 
micas. 
 A mineralogia do manganês é complicada pela quantidade de valências que 
pode apresentar, com substituição de íons Mn em diferentes de oxidação Mn2+, 
Mn3+, Mn4+. 
 O manganês é liberado dos minerais primários na forma do íon Mn2+, o qual, 
em condições aeróbicas se oxida formando óxidos pouco solúveis de cor negra, do 
tipo MnO2. 
 *Dentre os óxidos cristalinos, o mais conhecido é a pirolusita (βMnO2). A 
Hausmanita Mn3O4, é um óxido raro, porém já encontrado em solos. As formas mais 
 177
estáveis de hidróxidos conhecidas nos solos são a manganita (γMnOOH) e a grutita 
(αMnOOH), embora sejam pouco freqüentes. 
 A solubilidade dos óxidos de manganês aumenta com o aumento de íons H+ 
na solução, isto é, com um abaixamento do pH. Em condições anaeróbicas, as for-
mas altamente oxidadas do manganês (Mn3+ e Mn4+) , reduzem com facilidade a 
Mn2+ que é a forma absorvida pelas plantas. Porém, é nesta forma também que o 
manganês se movimenta no solo e é perdido por lixiviação. 
 Além do pH, o material redox do solo afeta altamente o manganês no solo. 
 
 (Mn +2) MnO 
 (Mn +4) 
 
 
 
 
 
 
 Semelhante ao ferro, a solubilidade do manganês, aumenta ou diminui o pH e 
o potencial redox. O manganês dissolvido está na forma Mn2+, e se forma por redu-
ção microbiana a partir de óxidos de alta valência (+3 e +4). Em tais condições o 
Mn2+ não só estará disponível às plantas, mas também, como o ferro, pode ser 
translocado no perfil. Os íons Mn2+ poderão então ser “lavados” do solo ou, se che-
garem a algum lugar com maior potencial redox, ser novamente oxidados e separa-
dos como óxido. Este fenômeno é comum em solos e é a origem de manchas bruno-
escuras a pretas que se formam em regiões de acúmulo de óxido de manganês, 
muito freqüentes em solos tropicais ácidos mal drenados. 
Solos mal drenados → aeração deficiente → potencial redox negativo 
 O2 
Solos bem drenados → bem arejados → potencial redox positivo 
 
Mn2O3 . X Al2O 
(Mn+3) 
 178
 
 
 
9.6. Algumas relações entre “Dessilicatização” e a Mineralogia de Solos 
 
 No capítulo de intemperismo, alguns processos foram apresentados, tais co-
mo a hidrólise, a oxidação-redução e a lixiviação. 
 Outro processo importante é a dessilicalização,que seria a remoção de silício 
do meio. O grau de dessilicatização é responsável pela estabilidade dos minerais de 
argila presentes. 
 
9.6.1. Conceito de Dessilicatização 
 
 Chama-se dessilicatização a remoção do silício durante o intemperismo das 
rochas. Para se compreender melhor esta remoção do silício se faz necessário fazer 
uma abordagem sobre lixiviação. 
 LIXIVIAÇÃO 
 
 POLYNOV (1937), em seu trabalho clássico sobre o ciclo do intemperismo, 
determinou a mobilidade. Suas conclusões se basearam no estudo das águas de um 
rio em relação à composição das rochas de sua bacia hidrográfica. O autor dividiu os 
elementos, em quatro fases, de acordo com sua mobilidade relativa, tendo como 
base de referência o cloro (Cl-), o mais móvel e que recebeu o índice 100, que rece-
beu o índice 100, como segue abaixo: 
 
 
 
 
 
 
 179
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Outros estudos foram relatados por CHESWORTH (1973) estabelecendo se-
qüências de mobilidade dos elementos, mostrando variações na ordem estabelecida 
por POLYNOV, porém apresentam mesmas tendências. 
 Observa-se que na primeira fase ocorre a remoção intensa dos ânions Cl- e 
SO4--. Na fase II, são movidos elementos alcalinos terrosos. Esta fase pode ser sub-
dividida em 2 estágios; correspondendo a maior mobilidade de íons cálcio e sódio 
em relação aos íons magnésio e potássio. Na terceira fase ocorre a remoção de síli-
ca dos silicatos de alumínio e finalmente na 4a fase, uma pequena remoção do pro-
duto residual do intemperismo, os sesquióxidos de ferro e alumínio. 
Fase I 
 
SO4 
 
Cl- 
Fase II 
Ca ++ 
Na + 
 Mg++ 
 K+ 
 
Fase III 
 
SiO2 
 
Fase IV 
Fe2O3 
 
Al2O3 
 
100 
 
57 
 
3,00 
2,40 
1,30 
1,25 
0,20 
 0,04 
0,02 
mobilidade relativa dos 
elementos 
 180
 Dado o início da fase III, que vem a ser a remoção de sílica, inicia-se a de-
composição dos silicatos de alumínio do solo. Isto pode ser assim representado: 
 remoção de remoção de 
 2:1 ---------------→ 1:1 ---------------→ Sesquióxidos de alumínio 
 SiO2 SiO2 
 
 Esquema simplificado da dessilicatização nos solos e seus produtos. 
 
 Fica claro que a dessilicatização ocorre num estágio onde já ocorreu lixiviação 
das bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) e quanto mais intensa essa remoção de bases, mai-
or será a perda de sílica. 
 
9.6.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo 
 
 O que é neossíntese ? 
 - neo = nova síntese = fusão, composição 
 Trata-se da formação de um mineral secundário do solo a partir da fusão ou 
composição de elementos (Ca, Mg, Fe, Si) e compostos mais simples, como SiO2, 
Al2O3 amorfos. 
 Estes elementos e compostos simples podem originar-se da alteração de mi-
nerais primários e mesmo da hidrólise de minerais secundários. Portanto, nem todo 
mineral secundário é, unicamente formado a partir da destruição de um mineral pri-
mário. As condições do meio (item 9.4.1.) em que se encontram é o que “comanda” 
a formação dos minerais. 
 Um resumo dos principais minerais presentes na fração argila, e as condições 
gerais do meio de formação estão no quadro a seguir: 
 
 
 
 
 181
 
 
GRUPO DE MINERAIS CONDIÇÕES DO MEIO (SOLO) 
2:1 Meio alcalino e levemente ácido 
Alta concentração de sílica e bases 
1:1 Meio ácido 
Baixa concentração de sílica e bases 
GIBSITA Meio muito ácido 
Baixíssima concentração de sílica e ba-
ses 
 
 Se numa paisagem, há um fluxo convergente de soluções (contendo sílica e 
bases entre outros), haverá acúmulo, sendo provável a reorganização do conteúdo, 
originando um mineral secundário (Figura 79). Assim, argilas silicatadas 1:1 e 2:1 
principalmente, podem se formar a partir de um acúmulo de produtos de alteração 
de outros minerais secundários. 
 
 
 
Visto os conceitos de dessilicatização, condições de estabilidade dos minerais 
da fração argila e neossíntese, tem-se, portanto, os modelos básicos que ajudam a 
H2O
precipitações
Bases
+
SiO2
Bases
 +
 SiO
2
Chuvas
Bases
+
SiO2
Zona de acúmulo de bases,
SiO2 e Neossíntese
 
Figura 90. Mostra como pode acontecer remoção de bases e sílica de um sistema de drenagem 
livre onde a lixiviação é fornecida e o posterior acumulo num sistema “fechado” de drena-
gem. 
 182
compreensão da composição mineralógica do solo em diferentes condições de in-
temperismo. 
 Os modelos levam em consideração fundamentalmente o grau de dessilicati-
zação do material tendo em vista a intensidade do processo e o tempo em que o 
material de origem do solo é submetido à dessilicatização. Considere o material de 
origem igual para os três casos: basalto (Figura 91). 
Para as condições tropicais e subtropicais em que o Brasil se encontra, os modelos 
de Jackson se aplicam em muitos casos: 
 Dessilicatização tênue → solos com mineralogia 2:1 e presença de minerais 
interestratificados 2:2 e minerais primários. 
 Dessilicatização moderada → solos com mineralogia 1:1 e presença de inte-
restratificados 2:2 e eventualmente minerais primários alterando para 2:1 nos hori-
zontes próximos à rocha matriz. 
 Dessilicatização intensa → solos com mineralogia oxídica e presença de cau-
linita e eventualmente interestratificados 2:2. 
Observação: FATORES QUE AFETAM A FORMAÇÃO DE UM SOLO: 
 - Material de origem; clima; relevo; organismos (ação biológica) e tempo. 
 Ao analisar o grau de intemperismo e dessilicatização do solo, tem-se a inte-
ração dos cinco fatores que fará a existência de uma enorme variedade de solos e 
isto será melhor estudado na disciplina de PEDOLOGIA. Este curso trata-se, especi-
ficamente, do material de origem dos solos. 
 183
Figura 91. Graus de lixiviação de Si (dessilicatização) e a formação dos principais grupos de argila no 
solo. Adaptado de JACKSON (1964). 
 
Si
Minerais 2:1
+++ minerais 2:1
 ++ minerais 2:2 e minerais primários
Embaciamento
Si
Minerais 2:1
+++ minerais 1:1
 ++ minerais 2:2 e alguns minerais primários
 + óxidos de Fe e Al
Embaciamento
Si
Minerais 2:1 e 1:1
+++ sesquióxidos Fe e Al
 ++ minerais 1:1
 + minerais 2:2 eventualmente
Embaciamento
a) Dessilicatilização tênue, baixo grau de intemperismo
(intensidade x tempo)
b) Dessilicatilização moderada, grau intermediário de
intemperismo (intensidade x tempo).
c) Dessilicatilização intensa, intemperismo acentuado
(intensidade x tempo).
LEGENDA
 + presente
 ++menos abundante
+++ abundante
 Intensidade de dessilicatização
 
 184
9.6.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo 
 
 Para analisar a composição mineralógica de um solo, existem vários métodos, 
entre eles, difratometria de “raio X” ou ATD (análise térmica diferencial). Porém, são 
métodos caros e requerem especialização no uso. Por isso, foram desenvolvidos 
métodos de química que apresentam como resultado os teores de componentes to-
tais do solo, uma vez que é feito um ataque ácido para dissolver os minerais. 
 A partir deste ataque ácido são obtidas as porcentagens de silício, alumínio e 
ferro (%SiO2; %Al2O3 e % Fe2O3). 
 Sendo os minerais da fração argila, predominantemente, filossilicatos secun-
dários e óxidos de ferro e alumínio, poderia-se avaliar a composição mineralógica de 
um solo a partir da análise química total ? 
 Veja a composição química destes minerais: 
Tabela 21. Composição química de alguns minerais da fração argila. 
MINERAIS SiO2 % Al2O3 % 
Gibsita Al (OH)3 0 65,40 
Caulinita (1:1) 45,80 39,55 
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 
Illita (2:1) 56,91 18,55 
 
 Estabelecendo-se uma relação molecularentre SiO2 e Al2O3, obtém-se um 
número chamado de “razão Ki”, e que serve como índice de intemperismo do solo, 
pois é possível avaliar indiretamente a composição mineralógica da fração argila do 
solo. 
 Veja como é: SiO2% 
 ----------- 
 molSiO2 60 SiO2% 
 Ki = ----------- = ---------- = 1,7 . ---------- 
 molAl2O3 Al2O3% Al2O3% 
 ----------- 
 102 
 185
 A Tabela 22 mostra o teor de sílica e de alumínio e o índice Ki de alguns mi-
nerais de argila. 
 
Tabela 22. Composição química e índice Ki de alguns minerais da fração argila 
MINERAIS SiO2 % Al2O3 % Ki 
Gibsita Al (OH)3 0 65,40 0 
Caulinita (1:1) 45,80 39,55 1,97 = 2 
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 3,78 = 4 
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 4,41 
Illita (2:1) 56,91 18,55 5,24 
 
 Observa-se que a caulinita possui Ki = 2, enquanto que nos minerais de argila 
2:1 possuem Ki = 4 a 5. Com base nesses dados, é que se faz a interpretação do Ki 
da fração argila do solo, ou seja: 
Valor Ki MINERALOGIA DA FRAÇÃO ARGILA DO SOLO 
Ki = 2: 
 
Ki < 2: 
 
 
 
 
 
 
Ki entre 2 e 4: 
 
 
 
Ki > 4: 
há predominância de caulinita cujo Ki é 2 
 
indica que junto à caulinita há presença de gibsita (hi-
dróxidos de alumínio), que faz baixar o valor do Ki tan-
to mais quanto maior for sua quantidade na mistura; a 
condição extrema seria Ki = 0, o que indicaria total au-
sência de minerais silicatos, como minerais de argila e 
presença exclusiva de gibsita. 
 
indica que junto à caulinita há presença de minerais de 
argila do tipo 2:1, que fazem elevar o valor de Ki tanto 
mais quanto maior for sua participação na mistura. 
 
há predominância de argila do tipo 2:1. 
 
 186
 Portanto, o índice Ki revela as quantidades relativas de caulinita, gibsita e mi-
nerais de argila do tipo 2:1 na fração argila do solo, porém não informa presença de 
hematita e goethita. Esses óxidos de ferro, encontrados em solos tropicais, é dado 
pelo próprio teor de Fe2O3 provenientes do mesmo ataque sulfúrico mencionado. 
 
Tabela 23. Índice Ki de alguns solos do Brasil. 
Solo Ki Mineralogia da fração Argila 
 
Podzólico Vermelho Amarelo (DF) 
Latossolo Vermelho Escuro (DF) 
2,0 
1,3 
predomina caulita 
caulinita + sesquióxidos de Al e Fe 
Latossolo Vermelho Amarelo (DF) 0,3 gibsítico 
Latossolo Roxo (SP) 0,7 gibsita + 1:1 
Latossolo Roxo (SP) 1,4 1:1 + óxidos de Fe e Al 
Latossolo Amarelo (PA) 1,6 1:1 + óxidos de Fe e Al 
Terra Roxa Estruturada (PR) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e Al 
Podzólico Vermelho Amarelo (SP) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e Al 
Cambissolo Substrato Basalto (PR) 2,7 1:1 + 2:1 
Litossolo Substrato Basalto (SP) 3,0 1:1 e 2:1 
Brunizem Avermelhado (PR) 3,2 2:1 + 1:1 
Vertissolo (PE) 4,0 2:1 
 
 Para simplificar a interpretação dos índices Ki é apresentado a seguinte tabe-
la: 
 
 
 
 
 
 
Tabela 24. Interpretação dos valores de índice Ki para mineralogia da fração argila. 
 187
Ki Interpretação 
0 gibsita 
< 0,8 predomina gibsita sobre caulinita (1:1) 
0,8 - 1,9 predomina caulinita sobre gibsita 
2 caulinita 
2,1 - 3,0 predomina caulinita sobre minerais 2:1 
> 3 predominam 2:1 sobre caulinita 
> 4 minerais 2:1 
 
Sabendo quais os possíveis constituintes das diferentes frações granulométri-
cas do solo, silte e argila, isto é, como os minerais primários e secundários se distri-
buem no solo, será discutido com um pouco mais de detalhe a fração argila, ainda 
não abordada. 
 
9.7. COLÓIDES DO SOLO 
 
9.7.1. Alguns conceitos e definições 
 
 “Fração coloidal do solo” ou, simplesmente “colóides do solo” referem-se a 
maior parte das partículas de argila e a porção orgânica do solo altamente '' decom-
posta chamada “húmus”. Ambos existem em estado coloidal, com partículas extre-
mamente pequenas, alta superfície específica e presença de cargas elétricas na su-
perfície que atraem íons e moléculas polares como água. 
 As partículas coloidais são formadas de um complexo radical negativo ou “mi-
cela” e de uma mistura de íons e moléculas de água 1 adsorvidos. 
 
 
1
 A água, pelo fato de sua molécula ser assimétrica (veja Figura 92), apresenta-se como um dipolo 
elétrico e interage com as partículas coloidais, sendo também adsorvida nas superfícies. Também 
hidrata íons e outras moléculas em função desta polaridade. 
 188
 Ca++ 
 MICELA H+ M = Na+, K+, NH4+ 
HÚMUS, ARGILA) Al+++ 
 M 
 
 
 Os colóides agem portanto, como centro de atividade em cujo redor ocorrem 
reações químicas e trocas de elementos nutrientes essenciais à vida das plantas. 
 Muitas propriedades dos solos são governadas pelo tipo e quantidade de ma-
terial coloidal. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 92. Esquema da molécula de água. 
 
 
 
Oxigênio 
Hidrogênio 
+ 
 Região mais positiva 
- 
 Região mais negativa 
 189
 
Figura 93. Representação em forma de diagrama de um cristal de argila silicatada , suas inumeráveis 
cargas negativas e seu “enxame” de cátions adsorvidos. 
 
 Um esquema ampliado da borda do cristal mostra a superfície interna carre-
gada negativamente, desta partícula específica, a qual são atraídos cátions e água. 
 
 
Figura 94. Adsorção de cátions pelos colóides húmicos. 
Ca2+ Mg2+ H+ K+
H+K+ H+Ca2+ Ca2+
Na+ H+ Ca2+ Mg2+ H+
H+ Ca2+ K+ Ca2+ Mg2+H+
Ca2+ H+ Ca2+ H+ Ca2+ H+
H+ K+ Ca2+ Mg2+ H+
Ca2+ H+ K+ Ca2+ H+ Ca2+
Ca2+ H+ Mg2+ H+ Ca2+ K+ N
a
+
H+
Ca
2+
Ca2+ H+ Mg2+ K+
- - - - - -
-
- - - - - -
Ca2+ Na+ K+ Ca2+
H+ Mg2+ Ca2+ H+
- - - - - -
-
- - - - - -
H+ K+ Ca2+
Mg2+ Ca2+
H+
- - - - - -
-
- - - - - -
Mg2+ H+ Na+
NH4+ Ca2+K+
- - - - - -
-
- - - - - -
Na+
Ca2+
Ca2+
Ca2+
Mg2+ K+ Ca2+ H+
Ca2+
H+
Ca2+
K+
Al3+
Ca2+
K+
Superfície
Externa
Borda do cristal
Superfície
Interna
 
O-
O-
O-
O-
O-
COO-
COO-
COO-
COO-
COO-
UNIDADE CENTRAL
 DE UM
COLÓIDE HÚMICO
(Preponderam C e H)
CARGAS NEGATIVAS
Ca++
H+
K+
Mg++
H+
NH4+
H+
Na+
ÍONS ADSORVIDOS
 
 190
 
9.7.2. ORIGEM DE CARGAS NOS CONSTITUINTES NO SOLO 
 
 Veja o conceito de CTC ou capacidade de troca catiônica (cap. 2). 
 CTC → a quantidade de carga negativa de um colóide pode ser geralmente 
representada pela capacidade de troca catiônica (CTC ou T), e a maioria dos cátions 
adsorvidos na superfície do colóide são trocáveis, isto é, estão fracamente retidos. 
CTC é expressa em equivalente miligrama (e.mg) por unidade de peso seco de ma-
terial. 
 Veja na Tabela 25, os valores de CTC para os principais constituintes da fra-
ção argila do solo. 
Tabela 25. CTC dos principais componentes do solo. 
Componente CTC (1) meq/100g 
Gibsita 1 a 2 
Goethita 1 a 2 
Hematita 1 a 2 
Caulinita 3 a 15 
Illita 20 a 40 
Montmorilonita 80 a 120 
Vermiculita 100 a 150 
Húmus 200 a 400 
(1)
 Determinada a pH 7,0 
 Observa-se que a CTC da caulinita e dos óxidos e hidróxidos de ferro e alu-
mínio (goethita, hematita e gibsita) é baixa, e é por essa razão que a CTC dos solos 
cauliníticos com altos teores de óxidos e com baixo teor decolóides orgânicos, como 
são muitos dos solos do Brasil, dificilmente atingem 10 e.mg/100 g de argila. Estes 
colóides orgânicos são responsáveis por até 80% da capacidade de troca da cama-
da superficial, principalmente em solos cauliníticos e com elevados teores de óxidos 
Fe e Al. Solos com mineralogia mais ativa, isto é, com presença de minerais 2:1 
 191
(montmorilonita, vermiculita, illita), terão valores de CTC bem mais elevados e não 
tão dependentes da presença de matéria orgânica. 
 As origens das cargas elétricas negativas de um colóide são as mais variadas 
sendo que a quebra na estrutura, as substituições no interior da estrutura e a disso-
ciação de radicais OH em arestas não quebradas e expostas são as mais comuns. 
 Veja isto com detalhe: 
 
i. Quebra na Estrutura 
 A quebra no redor das arestas da unidade sílica-alumina normalmente parale-
la ao eixo c poderá originar cargas elétricas que deverão ser satisfeitas por cátions 
adsorvidos. O número de arestas quebradas aumentará a medida que diminui o ta-
manho das partículas. As distorções na estrutura cristalina, também, tenderá a au-
mentar o número de arestas quebradas e, portanto, a CTC tende a aumentar a me-
dida que o grau de cristalinidade diminui. 
 A origem das cargas elétricas devido a quebra da estrutura se deve as liga-
ções não satisfeitas nas faces do mineral, entre Si-O ou AlOH ou então devido a dis-
sociação do radical OH de acordo com a equação abaixo: 
 
 Al - OH + H2O ←→ Al - O- + H3O+ 
 representando um octaedro de Al 
 
 À medida que o pH da solução aumenta, aumenta dissociação do radical OH 
e aumenta CTC, onde denomina-se CTC dependente de pH. Portanto, grande parte 
da CTC da caulinita é dependente de pH. Figura 95. 
 
 
 
 
 
 
 192
O 
O 
H+ 
H+ 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 95. Diagrama da borda quebrada de um cristal de caulinita, mostrando o oxigênio como fonte 
de carga negativa. Com valores elevados de pH, os íons hidrogênio tendem a ficar frou-
xamente retidos, podendo ser permutados por outros cátions. 
 
i.i. Dissociação de Radical OH- em Arestas não Quebradas e Expostas 
 
 Por dissociação de OH, como já foi visto, ocorre a formação de cargas elétri-
cas que podem ser satisfeitas por cátions os quais podem ser trocados posterior-
mente. 
 A ocorrência de cargas elétricas negativas no material amorfo (alofana) e no 
húmus é devida principalmente a dissociação de radicais OH. 
 No material amorfo a reação pode ser representada: 
 
SiOH + H2O SiO- + H3O+ 
 
 No caso dos colóides orgânicos os seguintes casos de dissociação são e-
xemplos típicos de formação de cargas elétricas: 
Al 
OH 
O 
Si 
O H 
OH 
Al 
 193
 
 
 A matéria orgânica no solo forma complexos com, por exemplo, o alumínio e o 
ferro, sendo que da precipitação deste alumínio, motivada pelo aumento de pH gera 
também cargas negativas como ilustrado acima. 
 Em todos os exemplos vistos o aparecimento de cargas negativas por disso-
ciação do radical OH ou por precipitação do alumínio dos complexos orgânicos gera 
cargas dependentes de pH. 
 
 CAPACIDADE DE TROCA ANIÔNICA 
 
 Em solos muito intemperizados, como nos tropicais, as cargas elétricas positi-
vas são formadas originando uma capacidade de troca aniônica (CTA). 
 Veja como as cargas positivas ocorrem nos minerais de argila e no alumínio 
livres. 
 
 
 
 
OH
+ H2O
O-
+ H3O+
(Grupo Fenol)
R C
O
OH
+ H2O R C
O
O-
+ H3O+
(Grupo Carboxil)
 
 194
+ 3 
a) CTA nos minerais de argila 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
M = cátion bi ou trivalente A relação de cargas na superfície 
 em coordenação 6 do mineral é de 3 (três) cargas 
ev (M) = 3 / 6 = 1 / 2 
 
 
 
 
 
 
 
 
O 
+ + 3 H2O 
M 
O 
M 
OH 
OH 
OH 
M 
O 
M 
OH2 
OH2 
OH2 
3 H3O+ 
 195
- 3 
A relação de cargas na superfície do mineral é de 0 (zero) cargas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Através desses esquemas é possível notar que em solo ácido (primeira rea-
ção) aparecem cargas positivas e em solo básico aparecem cargas negativas, por 
isso torna-se necessário a calagem para diminuir os efeitos das cargas positivas. 
 Portanto, os minerais de argila possuem cargas positivas e negativas, princi-
palmente, solos de clima tropical. 
 
 
b) CTA devido aos hidróxidos de ferro e de alumínio na Figura 96, tem-se um octae-
dro de alumínio circundado por seis moléculas de água. O número total de cargas 
positivas neste octaedro é 3. 
O 
+ + 3 H2O 
M 
O 
M 
OH 
OH 
OH 
M 
O 
M 
O 
O- 
O 
3 OH- 
 196
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 96. Octaedro de alumínio circundado por 6 moléculas de água. 
 
 O íon Al é considerado ácido, pois possui prótons que podem ser removidos 
(H+), sendo estes removidos das moléculas de água que circundam o alumínio. As 
etapas de dissociação deste Al hidratado em água pode ser representado pelas se-
guintes equações: 
 
[Al (H2O)6]+++ + H2O [Al (H2O)5 OH]++ + H3O+ 
[Al (H2O)5]++ + H2O [Al (H2O)4 (OH)2]+ + H3O+ 
[Al(H2O)4 (OH)2]+ + H2O [Al (H2O)3 (OH)3] + H3O+ 
 
 Existe uma tendência no solo para ligações entre unidades individuais con-
tendo dois, três ou mais Al com eliminação de água, formando polímeros de alumí-
nio. 
 Exemplo: 
 
 
 
Al 3+
O HH
O
H
H
O
H H
O
H
H
O
H
H
 
 197
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Com a formação de polímeros de alumínio, aumenta as cargas positivas, das 
quais são totalmente dependente de pH e, portanto, se variar o pH, o sistema pode 
ficar tanto com cargas positivas ou negativas ou ainda ausência de cargas. Neste 
caso tem-se: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
HOH
Al
HOH
OH-
HOH-
HOH
HOH ++
HOH
Al
HOH
OH-
HOH-
HOH
HOH ++
Al= 3+
OH= 1 -
 2+
Al= 3+
OH= 1 -
 2+
HOH
Al
HOH
OH
OH
HOH
Al
HOH
HOH
HOH
HOH HOH
+ 2 H2O
++++
2 Al= 6+
2 OH= 2 -
 4+
 
OH- - O 
Fe 
Fe 
O 
Fe 
O 
O 
Fe 
OH 
OH 
O 
H+ 
H+ 
3 H3O+ 
HO 
Fe 
Fe 
O 
Fe 
O 
O 
Fe 
OH 
+ HO 
Fe 
Fe 
O 
Fe 
O 
O 
Fe 
OH 
OH 
OH + 
HO 
Fe 
Fe 
O 
Fe 
O 
O 
Fe 
OH 
 + H2O 
Balanço Positivo Balanço Neutro Balanço Negativo 
 198
 Então, se pH cai, aparecem cargas positivas; se aumenta aparecem cargas 
negativas. No caso de óxidos de Fe e Al análise a figura 97. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 97. Representação esquemática da formação de cargas elétricas positivas e negativas em su-
perfície hidratada de óxido metálico. 
 
 A presença de cargas positivas nos colóides irá gerar adsorção de ânions co-
mo fosfato, sulfato molibdato, nitrato, os quais são elementos nutrientes de plantas. 
O 
OH 
 + 3 OH- 
 + 3 H3O+ 
OH2 
+ 3 
- 3 
O 
M 
M 
O OH 
OH 
M 
M 
O OH2 
OH2 
M 
M 
O O 
O 
+ 3 H2O 
+ 3 H2O 
 199
4 
Esta adsorção é importante na disponibilidade destes ânions assim como sua facili-
dade de lixiviação no solo. 
 
i.i.i. Substituiçãono interior da estrutura (substituição iônica) 
 
 Desde que o Si+4 e Al+3 possam ser substituídos por muitos outros íons, pode-
se esperar um grande número de substituições iônicas na estrutura do mineral de 
argila. Uma das mais comuns é a do Al+3 pelo Si+4 na folha de tetraedro e a de íons 
de baixa valência na folha de octaedros, resultando cargas elétricas insatisfeitas em 
alguns minerais de argila. Essa insatisfação pode ser compensada por diversos mei-
os, como a substituição de O-- pelo OH- pela introdução de cátions na camada de 
octaedros ou ainda, por adsorção de cátions na superfície das camadas. 
 A substituição iônica gera cargas elétricas que depende do pH do meio, ou 
seja, em qualquer pH o número de cargas elétricas originadas por substituição iônica 
permanece a mesma (CTC independente do pH). 
 Na montmorilonita e vermiculita, por exemplo, a substituição iônica é respon-
sável por 80% do total da CTC. 
 A Figura 98. mostra a CTC dependente e independente de pH para a mont-
morilonita. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 P = carga permanente devido a substituição iônica 
 A = cargas adicionais desenvolvidas a elevado pH (devido a dissociação de radicais OH-) 
Figura 98. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita. 
20 120 100 80 60 40 
2 
6 
10 
8 
pH 
P 
A 
 200
9.7.3. Os Colóides do Solo e os Processos de Troca Iônica 
 
 A CTC permanente diz respeito à cargas originadas por substituição iônica. Já 
que existem materiais no solo com cargas que mudam de acordo com o pH, a CTC 
de solos com estes materiais também será variável. 
 No ambiente tropical, a maioria das cargas são dependentes de pH e é por 
isso que a CTC desses solos varia com o pH. Portanto, a capacidade de troca catiô-
nica não é uma propriedade imutável do solo e sim, uma característica sujeita a vari-
ação como mostra o seguinte exemplo: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Para comparar solos diferentes deve-se avaliar a CTC sempre a um mesmo valor de 
pH. No Brasil, a CTC é determinada a pH 7,0 (CTC7) e seu valor pode ser estabele-
cido diretamente em laboratório ou da seguinte forma: 
 
CTC7 = 5 + Al + H 
 
onde S é a soma de bases, Al o teor de alumínio trocável e H a quantidade de íons 
de hidrogênio dissociados do colóide pela elevação do pH até 7,0 (supondo solo áci-
do). Em solos neutros, o último termo da equação desaparece. 
 A desvantagem de determinar a CTC a pH 7,0 é de superestimar a CTC de 
solos ácidos e solos alcalinos. Neste caso, tem-se a CTC efetiva que é a CTC do 
solo ao seu valor original de pH. É obtida somando-se o teor de bases trocáveis 
(soma de bases) ao teor de alumínio trocável. 
Solo 1 
Solo 2 
pH do solo 
CTC 
 201
 
CTCe - S + Al 
 
 Nota-se que a CTCe difere da CTC7 somente quanto aos íons de hidrogênio 
que se dissociam devido à mudança de pH. Portanto, solos neutros possuem CTCe 
igual a CTC7. Por outro lado, dois solos com a mesma CTCe com valores diferentes 
de pH, terão diferentes valores de CTC7. Os exemplos a seguir ilustram esses dois 
casos: 
 
Solo pH CTCe CTC7 
1 
2 
3 
7,0 
5,0 
6,0 
13,0 
 4,0 
 4,0 
13,0 
 9,0 
 6,0 
 
OS CÁTIONS TROCÁVEIS 
 
 Os principais cátions em colóides do solo, sob a forma trocável, são Ca+2, 
Mg+2, K+, Na+ (bases) e Al+3. O hidrogênio trocável (H+) ocorre em solos ácidos sen-
do necessária a presença de minerais de argila 2:1 por serem os principais colóides 
do solo dotados de cargas permanente. Por formar ligação covalente, o hidrogênio 
dissocia-se somente com a elevação do pH do solo pois não possui carga livre (Ho). 
 A Figura 99 mostra o esquema onde um colóide associa-se aos principais cá-
tions do solo através de cargas permanentes e variáveis, hidrogênio trocável está 
associado às cargas permanentes e o não trocável às variáveis. A Figura 86 também 
mostra a participação dos cátions na CTCe e na CTC7, ou seja, a parte que se disso-
cia até o pH 7,0; os hidrogênios restantes seriam dissociados somente com a eleva-
ção ainda maior do pH. 
 
 
 
 202
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 99. Representação esquemática das ligações dos cátions ao colóide e da participação dos 
mesmos na CTC efetiva (CTCe) e na CTC a pH 7,0 (CTC7). 
 
PONTO DE CARGA ZERO 
 
 Conforme foi visto, as cargas podem aumentar ou diminuir em função do pH. 
Deve-se acrescentar, entretanto, dois fatos: 
 a) Um mesmo colóide pode ter cargas positivas quando o pH do meio é baixo, 
e cargas negativas quando os valores de pH são mais altos. 
 b) Sob um mesmo valor de pH, um colóide poderá apresentar cargas positivas 
e negativas ao mesmo tempo. 
 No entanto, deve existir um valor intermediário de pH onde a carga é nula - a 
esse valor dá-se o nome de Ponto de Carga Zero ou PCZ. Diferentes colóides pos-
suem diferentes valores de PCZ. O esquema a seguir mostra que, com o aumento 
do pH ocorre desprotonação na superfície do colóide (carga de +2 para -2) e no pon-
to central, a carga zero, portanto se diz que “o colóide está no PCZ”. 
 
 - Ca+2 
 - Mg+2 
 - K+ 
 - Na+ 
- H+ 
- H+ 
- Ho O 
- Ho 
- Ho 
- Ho 
- Ho 
O 
O 
O 
O 
O 
CTC7 
- Ho 
- Al 3+ 
Cargas per-
manentes e 
variáveis 
Carga perma-
nente 
Cargas variá-
veis 
Bases Trocá-
veis 
Al trocável 
H trocável 
H não trocável 
CTCe 
 203
 Enquanto o PCZ de um colóide pode ser definido como o pH no qual a carga 
elétrica do colóide é nula, o PCZ de um solo que representa uma mistura de colói-
des, deverá ser definido como pH no qual o número de cargas positivas é igual ao de 
cargas negativas, dando uma carga líquida igual a zero; isso não significa, portanto, 
que o solo no PCZ não apresente cargas. 
Tabela 26. Ponto de carga zero de alguns componentes do solo e de alguns grandes grupos de solos. 
Material Ponto de Carga Zero 
Goethita 6,7 
Hematita 5,4 
Gibsita 5,0 
Caulinita < 4,0 
Húmus < 3,0 
Solos Horiz. A Horiz. B 
Podzólico Vermelho-Amarelo 1,6 4,0 
Terra Roxa Estruturada 1,9 2,7 
Latossolo Vermelho-Amarelo 3,3 5,5 
Latossolo Amarelo 3,1 6,3 
Latossolo Roxo 3,5 6,0 
 
O
H
H
O
H
H
OH
O
H
H
OH
OH
OH
OH
OH
O-
OH
OH
O-
O-
OH
(2+) (1+) (0) (1-) (2-)
pH aumenta
 
 204
 Na Tabela 26, encontram-se valores de PCZ de alguns componentes do solo 
e de alguns grupos de solos brasileiros. Observa-se que a goethita apresenta eleva-
do PCZ (6,7), onde abaixo deste, há formação de cargas positivas. A caulinita e o 
húmus não apresentam cargas positivas (só em pH muito baixo). Os solos que pos-
suem óxido de ferro e alumínio tendem apresentar maior PCZ. 
 
ADSORÇÃO DE ÂNIONS E TROCA ANIÔNICA: A influência dos óxidos e hidró-
xidos de alumínio e ferro 
 
 Os colóides responsáveis pela adsorção aniônica são os minerais de argila e 
os óxidos de ferro e alumínio (gibsita, hematita e goethita) e podem ser identificados 
dois processos de adsorção aniônica no solo: 
 
a) Adsorção não específica 
 Ocorre através da atração dos ânions pelas cargas positivas existentes na 
superfície dos colóides. Neste tipo de adsorção as forças envolvidas são eletrostáti-
cas e relativamente fracas, permitindo que ocorram trocas aniônicas entre as fases 
sólidas e líquidas do solo, à semelhança do que se verifica com os cátions: 
 
Colóide+ . Cl- + NO3- colóide+ . NO3- + Cl- 
 
 Em uma adsorção não específica os solos podem apresentar CTA e, como 
esta depende da presença de cargas positivas, seu valor é influenciado pelo pH, por-
tanto as cargas aumentam com a diminuição do pH, ou seja, com a acidificação do 
meio. A Figura 100. ilustra a variação da CTC e da CTA em função do pH do solo, 
observando-se que ovalor de pH onde se dá o cruzamento das curvas corresponde 
ao ponto de carga zero do solo. 
 
 205
Figura 100. Variação da CTC e da CTA de um solo em função do pH. 
 
b) Adsorção específica 
 Ocorre através de reação química entre certos ânions do solo e elementos na 
superfície dos colóides. Este processo envolve apenas alguns ânions (H2PO4- - fos-
fato, SO4-2 - sulfato, MoO4-2 - molibdato e H2BO-3 - borato), ou seja, há especificidade 
de ânions. 
 As forças envolvidas, neste tipo de adsorção, são muito superiores, sendo 
comparáveis às que conduzem à formação de compostos químicos, portanto os â-
nions são dificilmente deslocados concluindo-se que a adsorção específica é prati-
camente irreversível. 
 Os colóides que mais respondem por esse fenômeno são os óxidos e hidróxi-
dos e ferro e alumínio. A reação de adsorção de fosfato por uma dessas partículas 
pode ser assim representada. 
 
 
 
 
 O fosfato é o ânion mais fortemente retido aos colóides e devido à pouca re-
versibilidade da adsorção é necessária a constante adubação, pois deixa de ser dis-
PCZ
CTC
CTA
 
pH 
meq/100g 
 206
ponível às plantas. Essa perda de disponibilidade é também conhecida por fixação 
de fósforo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DE SOLOS 
 
 Os solos tropicais podem ser agrupados em três sistemas mineralógicos. 
 - Sistema silicatado; 
 - Sistema oxídico; 
 - Sistema silicatado recoberto por óxidos. 
 
9.8.1. Sistema Silicatado 
 
 Ocorre nos solos com pouca quantidade de óxidos de ferro e alumínio e de 
alofana e predominância de minerais 2:1. Possui CTC permanente e pequena quan-
tidade de cargas variáveis devido a matéria orgânica e quebra de arestas de caulini-
ta. 
 
9.8.2. Sistema Oxídico 
 
 Ocorre na predominância de óxidos de ferro e alumínio ou alofana na fração 
argila (ou ainda minerais silicatados de argilas recobertos por tais óxidos). 
+ H2PO4- + H2O 
OH 
OH 
OH 
Fe 
ou 
Al 
OH 
OPO3H 
OH 
Fe 
ou 
Al 
 207
 Neste sistema as cargas são dependentes de pH e os solos podem possuir 
balanço final de cargas negativas (CTC), positivas (CTA) ou neutro e são considera-
dos os solos mais intemperizados do mundo. 
 
 
 
 
9.8.3. ∆∆∆∆pH e Ponto de Carga Zero 
 
 No sistema oxídico, o balanço de cargas pode ser determinado através da 
medição de seu pH em água e em solução neutra, tal como o KCl N. A diferença 
entre o pH em KCl e o em água define o ∆pH. Se for negativo, o balanço de cargas 
será negativo (CTC). 
 No sistema silicatado o ∆pH é sempre negativo. A reação simplificada abaixo 
ilustra este caso: 
 
 
 
 
 
 
 
 
Portanto o pH em água é mais elevado do que o pH em KCl. 
 Se o sistema oxídico tem um balanço positivo de carga, a seguinte reação 
ocorre quando o pH é medido: 
 
 
 
 
mineral argila 
- 
- 
H+ + H2O 
H+ + KCl 
- 
- 
H+ + H2O 
K+ + Cl- + H+ 
óxido (Fe, Al) 
+ 
+ 
OH- + H2O 
OH- + KCl 
- 
+ 
OH- + H2O 
Cl+ + K+ + OH- 
 208
 
 
 
 
 Estas relações podem ser ilustradas graficamente desde que o total de cargas 
do solo seja determinado em uma faixa grande de pH. A Figura 101 mostra este as-
pecto. 
 
Figura 101. Balanço de cargas na superfície do colóide dos horizontes A e B de dois solos com eleva-
do teor de óxidos. 
OBS: círculo (o) = pH de campo atual destes solos. 
 
 Um ∆pH negativo não significa total ausência de cargas positivas, ou seja, há 
um pequeno número de cargas positivas ocorrendo mesmo nestas condições. 
9.8.4. Sistema silicatado recoberto pelos óxidos 
 
 Existem sistemas que representam realmente os solos vermelhos tropicais, ou 
seja, solos com predominância de material caulinítico, haloisítico ou mineralogia mis-
ta. 
Campinas
(Orthox, Latossol
Roxo)- 16
- 8
0
+ 4
+ 8
3 4 5 6 7 8 9
A
B
Ribeirão Preto
(Udalf, Terra Roxa
Estruturada)
3 4 5 6 7 8 9
A
B
3
pH em 0,01 N Na Cl
Ba
la
n
ço
 
da
s 
ca
rg
a
s 
de
 
su
pe
rfí
ci
e
(e.
m
g/
10
0 
g)
 
 209
 As camadas de silicatos são parcialmente cobertas por uma fina camada de 
óxidos de ferro e alumínio; sua CTC é considerada baixa, pois algumas cargas nega-
tivas são balanceadas com as cargas positivas dos óxidos. 
 Em alguns minerais 2:1, o rendimento de óxidos altera drasticamente as pro-
priedades físicas de certos solos, pois não favorece a expansão e contração destes 
minerais. 
 A figura abaixo ilustra o recobrimento, da camada de silicatos, pelos óxidos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Embora a camada de silicato apresente balanço negativo de cargas, o reco-
brimento de óxido apresenta um balanço positivo de cargas com pH ácido. Portanto, 
a pH igual a 4 o balanço atinge o ponto zero, maior que 4, balanço negativo e menor 
que 4, balanço positivo. 
 
9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica 
 
 Uma CTC efetiva de no mínimo 3 emg/100 g é necessário para reter a maioria 
dos cátions contra a lixiviação. O aumento da CTC é importante, principalmente, nos 
solos tropicais onde há um alto grau de intemperismo dos minerais. Este aumento da 
CTC pode ser feito por dois processos: Calagem em solos ácidos e adição de maté-
ria orgânica. 
++ 
pH 4 
 
Balanço zero 
pH 8 
 
Balanço negativo 
+ 
+ OH- + OH- 
0 
recobrimento 
de óxido 
Camada de 
Silicato 
 
pH 2 
 
Balanço positivo 
- 
- 
 210
 O nível mais indicado para a calagem ser efetuada é a pH 5,5 ou 6,0, valores 
superiores (como a pH7) podem ser prejudiciais os efeitos desta. 
 A matéria orgânica contribui quase que totalmente, para o aumento da CTC, 
em solos com sistema oxídico, isto é, a manutenção da matéria orgânica é pratica-
mente sinônimo da manutenção de CTC. 
 
9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais Influenciam o Solo ? 
 
 Existem outras propriedades e características do solo que são influenciadas 
pela mineralogia da fração argila, como a cor, estrutura, consistência, capacidade de 
reter água e superfície específica. 
 
9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo 
 
 Ocorrem nos solos os minerais: 
 - Hematita (α Fe2O3) 
 - Goethita (α FeOOH) 
 - Lepidocrocita (δ FeOOH) 
 - Ferridrita [Fe(OH)3 nH2O] 
 - Maghemita (δ Fe2O3) 
 - Magnetita (Fe3O4) 
 
 Hematita e goethita são os minerais mais comuns em nossos solos e são es-
tes que imprimem cores características aos solos. Hematita livre de goethita - solos 
de cores vermelhas intensas. Goethita livre de hematita-solos com coloração bruno-
amarelada. Hematita associada a goethita - domina a cor vermelha da primeira. 
 Deve-se considerar outros agentes corantes do solo como matéria orgânica, 
óxidos de manganês e formas reduzidas dos óxidos de Fe. A cor originará a partir da 
 211
combinação dos diversos componentes presentes no solo. Mesmo assim, é possível 
estimar o tipo de óxido de Fe dominante. Seguindo as relações com a cor do solo: 
 
COR DOS ÓXIDOS DE FERRO (Seguindo a Tabela de cores de MUNSELL) 
 
 
Hematita 
Goethita 
Sintético 
Cor 
10R 
7,5YR 
Natural 
 
5, 0R (vermelho) 
7,5 YR(amarelado 
SOLOS COR 
Solos com Hematita 
Solos com Hematita e 
 Goethita 
Solos com Goethita 
 2,5 YR (vermelho) 
2,5 YR a 10 YR (verme-
lho-amarelado) 
10YR (amarelado) 
 
 Em condições de excesso de água no solo o ambiente é de redução 
(Fe+++ Fe++) e a coloração tende a ser cinza, que pode misturar-se com ocre 
(ferridrita - lepidocrocita), vermelho (hematita) ou amarelo (goethita). Esta mistura de 
cores forma um “mosaico”, normalmente, chamado de “mosqueamento”. 
 
 
 
 
9.9.2. Óxidos de Fee Al e a estrutura do solo 
 
 As partículas do solo (argila, silte e areia) encontram-se agrupadas formando 
agregados, os quais dão “estrutura” ao solo. Os óxidos de Fe e Al funcionam como 
agentes “cimentantes”. Portanto, solos com teores significativos de óxidos de Fe a-
presentam estrutura (arranjo dos agregados) do tipo granular pequena, muito está-
vel. A estabilidade de um agregado refere-se a resistência à sua destruição quando 
submetido à agitação em água. Assim, agregado pouco estável, desfaz-se facilmen-
 212
te, o que não ocorre com os pequenos agregados do solo cimentados por óxidos de 
Fe e Al, Latossolos Roxos são excelentes exemplos deste tipo de estrutura. 
9.9.3. Óxidos de Fe e Al e adsorção de fosfatos 
 
 Os Latossolos, solos tropicais ricos em óxidos de Fe e Al, fixam bastante o 
fósforo. É polêmica a questão de qual tipo de óxido de ferro fixa mais P, porém auto-
res consideram que solos goethíticos tenham maior poder de fixação, devido ao me-
nor tamanho e conseqüente maior superfície específica. 
 
9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades 
 
 A seguir, um resumo sobre as principais propriedades dos minerais de argila 
silicatados (filossilicatos) encontrados no solo e que afetam o comportamento deste 
(Tabela 27). 
 
 
 
 
 
 
 
 
Tabela 27. Principais propriedades dos filossilciatos do solo. 
 Caulinita Illita Minerais 
interestrati-
ficados 
Vermiculita Esmectitas 
(Montmorilonita) 
Clorita 
Tipo 1:1 2:1 2:1:1 (2:2) 
estrutura das 
camadas 
 
Si
Al
 
 
Si, Al
Al, Fe, Mg
Si, Al
 
Si, Al
Al, Fe, Mg
Si, Al
Al, Fe, Mg
Substituição iso- - principalmente nos tetraedros principalmente nos tetras e 
 213
mórfica nos octaedros octaedros 
Expansão - - x xx xxx - 
Capacidade de 
retenção de água 
 
x 
 
x 
 
xx 
 
xxx 
 
xxxx 
 
x 
Capacidade de 
Adsorção 
 
x 
 
xx 
 
xxx 
 
xxxx 
 
xxx 
 
x 
Plasticidade coe-
são, pegajosidade 
 
x 
 
x 
 
xx 
 
xxx 
 
xxx 
 
x 
FONTE: SCHROEDER 
 
 
 Observe o quadro acima e responda as seguintes questões grifando a respos-
ta correta: 
 Solo: Sistema silicatado, argiloso 
 - plástico e pegajoso: pouco/muito 
 - CTC: alta/baixa 
 - capacidade de reter água: alta/baixa 
 - agregados: grandes/muito pequenos 
 - reserva mineral: grande/pequena/inexistente 
 
 Procure responder às questões feitas para outras situações mineralógicas, 
associando sempre as características dos minerais da fração argila com o compor-
tamento do solo. 
 
9.10. Considerações Finais 
 
 Considerando-se que os solos brasileiros podem ter mineralogia 2:1, 1:1, oxí-
dica e os graus intermediários entre estas, e observando o Tabela 25 concluí-se que: 
 a) As características físicas e químicas de um solo são regidas pelo tipo de 
mineral de argila predominante. 
 214
 b) A dinâmica da água do solo é altamente afetada pelo tipo de mineral de 
argila predominante. 
 c) Solos com mineralogia 2:1 deverão ser manejados de forma totalmente dis-
tinta quando ao seu preparo de solo e fertilização em relação a solos cauliníticos de 
mineralogia menos “ativa”. 
 d) O aluno deverá estar sempre atento à importância da mineralogia dos so-
los, procurando sempre correlacionar os novos conceitos que serão apresentados 
em disciplinas posteriores (solos, fertilidade, pedologia, etc.) à base aqui apresenta-
da. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 102. Interações da composição mineralógica do solo.
Mineralogia 
de 
Solos 
Física de Solos 
Química de Solos 
Morfologia de Solos 
Classificação de Solos 
Biologia de Solos 
MANEJO 
 
 DO 
 
SOLO 
 215
CAPÍTULO 10. SEQÜÊNCIAS 
 
10.1. Seqüência Cronológica 
 
 A seqüência básica de solos de idade (cronoseqüência). Por exemplo (Figura 
103): 
 
 Litossolos - Cambissolos - Solos com B textural - Latossolos 
 Os solos são mais novos (menos intemperizados) em (a) e mais velhos (mais 
intemperizados) em (d). 
 Se atividade bioclimática (ação dos organismos e do clima) for menos intensa, 
desde que a topografia seja a mesma, o solo será mais novo em cada umas das po-
sições a, b, c, d, conforme a Tabela 28. O quadro exemplifica as tendências de ocor-
rência dos solos nos vários segmentos de paisagem, conforme a intensidade maior 
ou menor (em relação ao nível de referência) dos agentes bioclimáticos. 
 No Nordeste brasileiro, por exemplo, onde a condição bioclimática é menos 
ativa, pode inexistir o Latossolo mesmo que, topograficamente, a paisagem seja su-
ave, favorecendo, neste aspecto, um envelhecimento maior do solo. O grau de in-
temperismo aí não é pronunciado em razão da baixa intensidade dos fatores biocli-
máticos, em relação ao intenso processo erosivo. 
 Da mesma forma que a intensidade da atividade bioclimática pode modificar a 
idade relativa ou o grau de intemperismo de um solo, os outros fatores de formação 
do solo, como material de origem e tempo, também agem da mesma forma. 
 
 
 
 
 
 
 
 216
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Fig 103. Ocorrência de solos de diferentes idades, de acordo com o relevo. As setas indicam o 
aumento da erosão e da pedogênese. 
 
Tabela 28. Influência da variação da atividade bioclimática na idade relativa do solo. 
Bioclima Segmentos da Paisagem 
 a b c d 
Bioclima de 
referência 
 
Litossolos 
 
Cambissolos 
Solos com B 
textural 
 
Latossolos 
Bioclima 
menos ativo 
Afloramento de 
rochas 
 
Litossolos 
 
Cambissolos 
Solos com B 
textural 
Bioclima 
mais ativo 
Cambissolos Solos com B 
textural 
 
Latossolo I 
 
Latossolo II 
 
A erosão no sub-árido brasileiro é intensa, e há solos rasos mesmo em áreas 
bastante declivosas, não outra conclusão: a pedogênese, mesmo no subárido, pode 
ser muito acentuada nos solos rasos; caso contrário, a rocha estaria toda exposta. 
 
 WHITESIDE (1953), por exemplo, distingue três parâmetros relativos à rocha 
de origem que interessam de perto à intemperização. São eles: 
 a) composição química ou mineralógica; 
 b) estrutura ou fábrica; 
 c) granulometria. 
Neossolos Litólicos 
Cambissolos 
Solos com 
B textural Latossolos 
a b c d 
Neossolos Litólicos 
 
 217
 As rochas ricas em minerais máficos são, em princípio, mais facilmente in-
temperizáveis do que as ricas em minerais félsicos, mas, mesmo aí, a estrutura ou 
fábrica pode inverter esta ordem. 
 Minerais máficos são os minerais mais comuns nas rochas escuras como bas-
lato, diabásico etc., tais como: olivinas, anfibólios, piroxênios e biotita. Estes minerais 
têm altos teores de Fe, Mg e elementos-traços. 
 Assim, no Planalto de Viçosa e em outras regiões do Brasil, os solos origina-
dos de intrusões máficas (anfibolitos e diabásios) são mais novos (Terra Roxa Estru-
turada), apresentando até blocos de rocha, enquanto o gnaisse encaixante apresen-
ta um profundo manto de intemperismo com material latossólico. A estrutura gnaissi-
ca aparentemente favorece a maior intemperização do gnaisse, apesar de os teores 
de minerais máficos serem maiores nas rochas máficas. 
 Outro exemplo, talvez, mais interessante, é o que envolve o basalto e tufito. 
Ambos são rochas ricas em minerais máficos, mas o tufito (originado da consolida-
ção de cinzas vulcânicas) não apresenta o aspecto massivo do basalto. O tufito in-
temperiza-se mais rapidamente. Para a mesma pedoforma, os solos de tufito são 
intemperizados que os originados de basalto. 
 
10.2. Seqüência Litológica 
 
 A seqüência cronológica é fundamental, é a que explica, por exemplo, as dife-
renças mais gerais entre os solos dos vários continentes. A seqüência litológica vem 
em seguida, em escalade importância. Em escala local ou regional a seqüência lito-
lógica assume, frequentemente, importância capital. Os arenitos, os basaltos (como 
no sul do país, estendendo-se até ao sul do Planalto Central), as ardósias, filitos e 
micaxistos (como nas áreas de Brasília e da Serra da Canastra), os quartizitos (como 
em muitos trechos do Espinhaço e da Chapada Diamantina), os calcários (como Ire-
cê-BA, Bodoquena-MS, Apodi-RN, Arcos e Pains-MG etc.) imprimem características 
marcantes nos solos que originam. 
 Para fins pedológicos, podem-se agrupar as rochas, segundo a Tabela 28. 
 218
 Como quase sempre ocorre na natureza, há transições de ma classe para 
outra. Assim, as rochas pelíticas (rochas de granulometria muito fina) com maior teor 
de clacário, como nas margas, confundem-se pedologicamnete com o calcário. 
 A Tabela 29, associada aos conhecimentos gerais de pedologia, indica alguns 
fenômenos muito interessantes: 
 1) os elementos químicos existentes nas rochas podem ser removidos com 
facilidade, como Ca, MG e K, ou podem ser até concentrados residualmente, como 
Fe, P e elementos traços. Assim, os solos originados de rochas máficas tendem a 
ser mais ricos em Fe, P, Co, Cu, e Zn; por outro lado, tendem a ser mais ricos em 
Fe, P, Co, Cu e Zn; por outro lado, tendem a ser mais pobres em B e Mo; 
 2) os teores de B tendem a ser maiores nos solos de rochas pelíticas. O B é 
mais concentrado nos sedimentos de origem marinha; 
 3) os solos originados de rochas psmíticas e graníticas tendem a ser os mais 
arenosos. Estas são as rochas mais ricas em quartzo (Qz); 
 4) a associação entre classe de solo e rocha de origem pode servir de ele-
mento valioso para se predizer, no campo, ainda que de um a forma mais geral, os 
teores (ou níveis gerais) dos elementos que tendem a se concentrar residualmente. 
Isto, na prática, tem sido verificado, por exemplo, com Latossolo Roxo, originado de 
rochas máficas, e facilmente identificável no campo, por ser seu material atraído por 
um magneto. Mesmo quando sob cerrado e com baixíssimos teores de elementos 
disponíveis, responde muito bem a adubação relativamente simples. Tal não é o ca-
so, por exemplo, com o Latossolo Vermelho-Escuro, desenvolvido de rochas pelíti-
cas; 
 
 
 
 
 
 
 
 
 219
Tabela 29. Rochas agrupadas para fins pedológicos gerias, assim como uma idéia de sua composição 
química. 
 
Rochas 
Minerais 
principais 
 
Fe 
 
P 
 
K 
 
Ca 
 
Mg 
 
 Co 
 
Cu 
 
Zn 
 
B 
 
Mn 
 
Fonte 
Granítica Fp Qz, Bt 2,2 0,08 3,36 1,5 0,6 4 20 50 9 1,2 (a)(2) 
Máfica Ca-Fp, Py, 
Mt 
8,7 0,11 0,83 7,6 4,6 48 87 105 5 1,5 (a) 
Pelítica Ms, Fp, Qz 4,4 0,07 2,66 2,2 1,5 19 45 95 100 2,6 (a) 
Psamítica Qz+cimento 1,0 0,02 1,07 1,1 0,7 0,3 x(3) 16 35 0,2 (a) 
Ferruginosa Hm, Mt 49 0,05 0,01 299 24 24 (b) 
Calcária Cc, Dm, Ms, 
Fp, Qz 
0,4 0,04 0,27 30,2 4,7 0,1 4 20 20 0,4 (a) 
Gnáissica Fp, Qz, Mi, 
Hb 
2,7 0,09 2,45 2,3 1,2 (c) 
(1) Símbolos: Fp - feldspato (K); Qz - quartzo (SiO2); Bt - biotita (K, Mg, Fe); Ca-Fp - feldspato calcosó-
dico (Ca, Na); Py - piroxênio (Ca, Mg); Mt - magnetita (Fe3+ Fe2+O4); Ms - muscovita, mica branca ou 
malacacheta (K); o cimento das rochas psamíticas pode ser calc´rio,óxidos de Fe ou argila; Hm - he-
matita (Fe2O3); Cc - calcita (CaCO3); Dm-dolomita (Mg, CaCO3); Mi - micas, incluindo biotita e musco-
vita; Hb - hornblenda. 
(2)
 (a) TUREKIAN & WEDEPOHL (1962); (b) Concreções de solos originados de Itabirito, do Quadrilá-
tero Ferrífero (SOARES, 1980; FONTES et al., 1985; (c) dados compilados por HUANG (1962). 
(3)
 X = ordem de magnitude de 1 dígito antes da vírgula. 
 
 
5. as rochas pelíticas, em relação aos macroelementos de maior interesse, 
são ricas apenas em K, sendo pobres em Ca, Mg e P. 
 Os baixos teores de bases (exceção do K) e a presença de muito Al na estru-
tura da muscovita (Ms) e do feldspato (Fp) fazem com que os solos jovens de rochas 
pelíticas tenham altos teores de Al trocável. 
 Nos solos mais velhos de rochas pelíticas, os teores de Al na solução tendem 
a ser menores, pois há a formação de gibbsita e a vegetação natural reflete essas 
diferenças. 
 Na área de Brasília, por exemplo, os solos dos topos das chapas são ricos em 
gibbsita e, apesar de a vegetação ser cerrado, ela é mais desenvolvida do que os 
campos cerrados e campos sujos dos solos mais acidentados. 
 6. dependendo do cimento, os arenitos (rochas psamíticas) podem dar origem 
a solos muito ricos. O arenito Bauru, com cimento calcário, no Estado de São Paulo, 
 220
origina um de seus melhores solos. No entanto, no Brasil existem áreas gigantescas 
de solos muito pobres originados de arenito. O estado do Piauí, por exemplo, asso-
cia, em seu território, grandes áreas de material psamítico, alternado com material 
pelítico. Os chamados GERAIS, dos Estados de Minas e da Bahia, são outro exem-
plo. 
 
Observações: 
 Pedoforma - o aplainamento pode horizontalizar a paisagem, independente-
mente da rocha. 
 Cor - O horizonte A é escuro, com grau de desenvolvimento e espessura vari-
áveis. O excesso de água (falta de oxigênio) tende a favorecer a redução e retirada 
do Fe do sistema. Menores teores de Fe e clima mais úmido (mesmo sem deficiên-
cia de oxigênio) favorecem a formação de goethita, dando cor amarela (hematita au-
sente). 
 Textura - solos mais novos são mais siltosos que os solos mais velhos. 
 Nutrientes - solos de praticamente qualquer rocha pode ser pobre ou rico. Os 
mais velhos, tendendo aos Latossolos, são mais pobres. 
 É importante observar que estas generalizações referem-se mais aos elemen-
tos que se concentram residualmente. Os elementos mais móveis, como Ca, Mg e K 
e as formas disponíveis dos que se concentram, são inferidos a partir das condições 
relativas à cronoseqüência, isto é, o basalto pode originar um solo pobre em Ca, no 
Planalto Central, enquanto no sertão do Seridó (RN), o granito, muito mais pobre em 
Ca (Tabela 10, pode originar um solo bastante rico em Ca. O mesmo basalto, como 
ocorre no Planalto Central, pode originar Latossolo Roxo sob cerrado (muito pobre 
em nutrientes) e, próximo, pode-se ter o Latossolo Roxo sob floresta (eutrófico, rico 
em nutrientes) ou mesmo a Terra Roxa Estruturada Eutrófica (relevo mais acidenta-
do), um dos melhores solos do Brasil. 
 
10.3. Modelo de Evolução dos Solos 
 
 221
 Parece que os solos, como todas as coisas, modificam-se tendendo a um e-
qüilíbrio mais estável. Um solo novo, à semelhança de uma sucessão vegetal jovem 
(ecossistema imaturo), tem uma alta taxa de modificação por unidade de tempo. Os 
solos mais velhos modificam-se mais vagarosamente até atingirem talvez um estado 
de quase equilíbrio. 
 
Tendência à homogeneidade 
 
 O solo é originado da rocha que sofreu modificações quando colocada sob 
novas condições energéticas - diferentes das presentes quando da sua formação. 
Isto é, intemperismo ou pedogênese. 
 Os minerais que compõem as rochas têm resistência diferente às modifica-
ções. Na série de cristalização de Bowen - que representa também uma seqüência 
de resistência ao intemperismo, temos: 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Este sistema está sendo dividido arbitrariamente em três regiões a, b e c, re-
presentando cada qual um conjunto de minerais com resistência muito semelhante 
entre si, para facilitar o entendimento do modelo. 
a 
b 
c 
Quartzo 
Plagioclásio Ca Olivina 
 222
 Os minerais do conjunto a são facilmente intemperizáveis. O do b têm resis-
tência intermediária e os de c são muito resistentes. 
 A taxa de modificação/tempo ou pedogênese por unidade de tempo, isto é 
∆P/∆t vai ser variável conforme o conjunto de minerais (a, b ou c) envolvidos. Se for 
assumido que cada conjunto se modifica de um só vez,isto é, os minerais de um 
conjunto só começam a se intemperizar quando os minerais do conjunto anterior, 
menos resistentes já desapareceram, observa-se: 
 
I - ROCHAS MAGMÁTICAS 
 a) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
t1, t2 e t3 - solos em 3 
tempos de evolução diferentes 
 Rochas: Diorito, riolito e granito. 
 a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao in-
temperismo. Os minerais a, b e c são respectivamente: plasioclásio, biotita e quart-
zo. 
 tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes. 
 O observador tx observa 2 solos: t1 e t2. 
 
 223
 O solo t1 sofreu maior pedogênese que t2 , pois já foi intemperizado todos os 
minerais do grupo a, metade do grupo b e o grupo c ainda está na rocha. 
 t2 - 1/3 a intemperizado, b e c 
O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3. 
 Nesta observação em: 
 t1 -a e b totalmente intemperizados, c - começo do intemperismo. 
 t2 - a totalmente intemperizado, 1/2 b intemperizado e c na rocha. 
 t3 - 1/3 a intemperizado, b e c na rocha. 
O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3. 
 Nesta observação em: 
 t1 e t2 - completamente desenvolvidos (intemperizados). 
 t3 - a totalmente intemperizados, 1/2 b intemperizado e c na rocha. 
 
b) Comparações entre Basalto e Granito: 
 1) Infiltração de água: 
 O granito é uma rocha que possui cristais grandes que permitem facilmente 
que a água infiltre e atue como agente do intemperismo. 
 O basalto possui cristais muito finos, tornando a rocha compacta e de difícil 
infiltração de água, prejudicando o intemperismo físico. 
 2) Tx= ∆∆∆∆P/∆∆∆∆T: 
 O basalto forma solos mais rapidamente do que o granito, pois é uma rocha 
extrusiva e portanto fica mais exposta ao intemperismo. 
 3) Tx= ∆∆∆∆E/∆∆∆∆T: 
 O basalto, sendo uma rocha extrusiva deverá sofrer maior erosão do que o 
granito que é uma rocha intrusiva e não fica exposta ao intemperismo. 
 4) Tx= ∆∆∆∆P/∆∆∆∆E: 
 O basalto possui uma maior pedogênese porque é constituído por uma con-
junto de minerais que são facilmente intemperizáveis. 
 224
 O granito é uma rocha que também possui uma maior pedogênese em com-
paração à erosão, pois é uma rocha intrusiva possuindo uma cobertura de solo e 
sofre intemperismo lentamente. 
 5) Quanto à declividade o granito é sujeito a uma maior declividade do que o 
basalto. 
 O basalto possui uma maior profundidade do solo do que o granito, porque os 
minerais que o constituem são mais facilmente intemperizáveis (rocha extrusiva). 
 O granito por sofrer intemperismo lentamente, perde menos nutrientes que o 
basalto, conferindo uma maior quantidade de biomassa na floresta. 
 
 I - ROCHAS SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS 
 a) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
t1, t2 e t3 - solos em 3 
tempos de evolução diferentes, 
 Rochas: Filito, migmatito e arenito. 
 a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao in-
temperismo. Os minerais a, b e c são respectivamente: plasioclásio, biotita e quart-
zo. 
 tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes. 
 
 225
 O observador tx observa 2 solos: t1 e t2. 
 O solo t1 sofreu maior pedogênese que t2 , pois já foi intemperizado todos os 
minerais do grupo a, metade do grupo b e o grupo c ainda está na rocha. 
 t2 - 1/3 a intemperizado, b e c 
 O observador ty observa 3 solos - t1, t2 e t3. 
 Nesta observação em: 
 t1 -a e b totalmente intemperizados, c - começo do intemperismo. 
 t2 - a totalmente intemperizado, 1/2 b intemperizado e c na rocha. 
 t3 - 1/3 a intemperizado, b e c na rocha. 
 
 O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3. 
 Nesta observação em: 
 t1 e t2 - completamente desenvolvidos (intemperizados). 
 t3 - a totalmente intemperizados, 1/2 b intemperizado e c na rocha. 
 
 b) Comparações entre Arenito e Quartzito: 
 1) Infiltração de água: 
 O arenito possui uma maior infiltração de água que o quartzito, pois é uma 
rocha psamítica de fragmentos maiores e são facilmente intemperizáveis. 
 2) Tx= ∆∆∆∆P/∆∆∆∆T: 
 O arenito possui uma maior pedogênese em função do tempo do que o quart-
zito, pois possue agentes cimentantes que são facilmente intemperizáveis. 
 3) Tx= ∆∆∆∆E/∆∆∆∆T: 
 O quartzito tem maior tendência à erosão do que o arenito, porque possui 
grande quantidade de sílica (resistente ao intemperismo). 
 4) Tx= ∆∆∆∆P/∆∆∆∆E: 
 O arenito possui maior pedogênese e é mais fácil intemperizado. 
 O quartzito possui maior erosão e é uma rocha de difícil intemperismo, não 
forma solos e fica muito tempo exposta. 
 226
 5) Quanto à declividade o arenito é sujeito a uma maior declividade do que o 
quartzito, devido a sua mineralogia (agentes cimentantes). O quartzito possui uma 
maior profundidade do solo, pois tem maior tendência à erosão e maior quantidade 
de pastagem nativa (presença de mais nutrientes). 
 
 
 
 227
 CAPÍTULO. 11 – NOÇÕES SOBRE O TEMPO GEOLÓGICO 
 
 
 
11.1 O Tempo Geológico 
 
 A preocupação com a história da Terra começou no momento em que os cientistas 
perceberam que os elementos da paisagem se modificavam lentamente. 
 No mundo ocidental, até meados do século XVII, acreditava-se que a Terra tivesse 
apenas alguns milhares de anos. Só na segunda metade do século XVIII que estudos geoló-
gicos mostraram que em muitos locais existiam camadas sucessivas de rochas sedimenta-
res que continham cada uma, fósseis característicos. Os princípios de que as rochas sedi-
mentares se depositavam horizontalmente camada após camada e que as camadas inferio-
res eram mais velhas que as superiores foram aceitos no século XIX e através desses prin-
cípios estabeleceu-se uma seqüência das rochas com seus fósseis desde as mais antigas 
até as mais modernas (coluna estratigráfica). 
 O tempo total da coluna geológica conhecida foi quantificado através do uso de ele-
mentos radioativos que se desintegravam perdendo partes do seu núcleo atômico, transfor-
mando-se, desse modo, em outros elementos mais estáveis. Os elementos que se desinte-
gravam eram denominados de pai e o resultado, filho. O método de datação radiométrica 
constituía basicamente em determinar a relação pai e filho em um mineral. Conhecendo-se a 
meia-vida era possível calcular a idade do mineral. Os principais métodos utilizados foram 
Urânio - Chumbo, Potássio-Argônio e Rubidio-Estrônico, sendo o primeiro o elemento pai e o 
segundo o elemento filho. 
 Atualmente utiliza-se o método do C14, que mede a quantidade desse isótopo de car-
bono contido nos restos orgânicos. A proporção de C12 e C14 permanece constante no orga-
nismo vivo, mas quando o indivíduo morre o C14 se desintegra com uma média de vida de 
5730 anos. Com a determinação da proporção de C14 nos restos orgânicos é possível esta-
belecer-se o tempo transcorrido após a morte do indivíduo. 
 
 
 
 228
 
11.2 Esboço Geológico do Brasil 
 
 Geralmente, reconhecem-se três tipos principais de estruturas geológicas no globo 
terrestre: 
 Escudos cristalinos ou maciços antigos: são compostos por rochas cristalinas (ígneas 
ou magmáticas e metamórficas), constituindo estruturas bastante resistentes e rígidas. De 
idades geológicas bem antigas, da era Pré-Cambriana (Arqueozóico e Proterozóico) e da 
Paleozóica, dão origem a relevos planálticos. 
 Bacias Sedimentares: são mais recentes que os escudos, datando das eras Paleo-
zóica, Mesozóica e Cenozóica. Constituídas por detritos que aí se acumularam, compondo-
se, assim, de rochas sedimentares, dão origem a planícies ou planaltos sedimentares. 
 Dobramentos modernos: são áreas que no período Terciário (era Cenozóica) sofreram 
grandes dobramentos (elevações do terreno, em conseqüência de pressões vindas do interi-
or do planeta). Dão origem a relevo montanhoso, constituindo as grandes cadeias de monta-nhas jovens ou terciárias do globo: os Alpes, os Andes, o Himalaia, as Rochosas, etc. 
 No Brasil, como não existem os dobramentos modernos, a estrutura geológica é cons-
tituída por escudos cristalinos, que abrangem cerca de 1/3 ou 36% do território nacional, e 
por bacias sedimentares, que ocupam cerca de 2/3 ou 64% do total do país. 
 
 11.3 Bacias Sedimentares 
 
 Origem das bacias: o embasamento consolidado, de estrutura siálica, começou sua 
lenta declinação após o ciclo tectônico-orogênico-taconiano (fins de Ordoviciano). 
 É provável que no Ordoviciano Superior o mar procedente da porção andina tenha 
invadido a plataforma, propiciando depósitos com as mesmas características daqueles exis-
tentes na Bolívia e Paraguai. Tais depósitos constituem a Formação Trombetas na Bacia 
Amazônica. Na Bacia do Maranhão, o Siluriano é representado por arenitos continentais 
caoliníticos e folhelhos esparsos da Formação Serra Grande e, na Bacia do Paraná, está 
representado pela Formação Vila Maria, constituída de pelitos e arenitos marinhos, contendo 
pelecipodas, gasterópodos e branquiópodos entre outros fósseis. 
 229
 No Devoniano, as três bacias foram invadidas pelo mar, depositando-se arenitos e 
folhelhos com fauna marinha características. 
 Na Bacia do Paraná, a Formação Furnas consiste de arenitos esbranquiçados médios 
a grosseiros, quartzo com matriz caulinítica. Sua espessura está entre 200 e 300 m. 
 No Estado de Goiás, a Formação Vila Maria, passa transicionalmente para os areni-
tos da Fromação Furnas, enquanto, no restante da Bacia, este assenta diretamente sobre o 
embasamento a partir de um conglomerado basal. É recoberta, na maior parte da bacia, pela 
Formação Ponta Grossa, que consiste num folhelho síltico, cinza-escura, micáceo, com e-
ventuais intercalações arenosas. Enquanto a Formação Furnas é afossilífera, a Formação 
Ponta Grossa é rica em branquiópodos, moluscos equinodermes, trilobitas, e outros inverte-
brados marinhos. 
 Na Bacia do Amazonas, o Devoniano está representado pelos folhelhos, siltitos e are-
nitos fluviais deltaicos da Formação Maecuru e pelos pelitos cinza esverdeados marinhos de 
Fromação Ererê. A Formação Aruá está representada por arenitos, folhelhos e diamictitos. A 
Formação Ererê apresenta uma fauna bem diversificada de tribolitas, branquiópodos, erinói-
des, gasterópodos, microfósseis e restos vegetais. Os ambientes depositais são considera-
dos planícies de marés e deltaicos. 
 A Formação Arurá, com tilitos de textura heterogênea, expressa a galciação paleozói-
ca naquela área. Os arenitos são de ambientes fluvial e marinho pós-glaciais. 
 Na Bacia do Maranhão, ocorrem três Formações: Cabeça, Longá e Poti, representa-
das por folhelhos, arenitos e siltitos marinhos litorâneos, passando no topo para deltaicos e, 
finalmente, para continentais. 
 
Período Carbonífero 
 
 Na Bacia do Paraná, o Carbonífero é representado pelo Grupo Tubarão, cujos princi-
pais componentes litológicos são os arenitos, siltitos, folhelhos argilosos e síltico-arenoso-
argilosos, ritmitos, diamictitos e tilitos. 
 A parte inferior deste grupo é abrangida pelo Subgrupo Itararé que é, em grande par-
te, de origem glacial e periglacial. 
 Nas áreas do Baixo e Médio Amazonas depositaram-se durante o Carbonífero Inferior 
os arenitos da Formação Faro. No final do Carbonífero originaram-se dolomitos e anidritos 
 230
intercolados por folhelhos e arenitos da Formação Itaituba e arenitos cinza-esverdeados da 
Formação Monte Alegre. 
 Na Bacia do Maranhão, a Formação Poti, com arenitos conglomeráticos, anidrita e 
folhelhos marinhos, é sobreposta discordantemente por arenitos vermelhos da Formação 
Piauí. 
 
Período Permiano 
 
 A sedimentação permiana tem caráter predominantemente pelítico com siltitos, folhe-
lhos e calcários, tectonicamente calma. No final do período começaram a se depositar ca-
madas vermelhas de origem continental no Sul e evaporitos nas bacias do norte. 
 A sedimentação do Subgrupo Itararé na Bacia do Paraná prossegue e compõe-se de 
arenitos amarelos siltitos e folhelhos intercalados por diamictitos e representa as partes mé-
dia e superior da unidade. 
 Depositou-se na Bacia do Amazonas, durante o Permiano, uma sucessão de folhe-
lhos, siltitos e calcários intercalados com halita, anidrita e gipsita. O Permiano Superior com-
preende siltitos, folhelhos e arenitos intercalados com calcários e sílex predominantemente 
vermelhos. 
 Na Bacia do Maranhão, o Permiano é caracterizado por siltitos folhelhos cinza-
esverdeados com finos níveis de sílex, além de camadas vermelhas e evaporitos. 
 
Mezosóico - Cenozóico 
 
 Desde os primórdios do Mezosóico iniciaram-se as atividades ígneas na Bacia do 
Amazonas que, descontinuamente, prosseguiram até o fim do Cretáceo, quando recomeça a 
deposição clástica. 
 Na Bacia do Maranhão, deposita-se inicialmente arenitos avermelhados e brancos, 
friáveis, com estratificação cruzada. Sobre esta seqüência, ao sul, segue-se uma fase de 
atividade ígnea básica com intrusões denominada Formação Mosquito. Esse derrame de 
lavas foi coberto por arenitos cinza-esverdeados com argilitos, folhelhos e calcários. 
 231
 A sedimentação foi novamente recoberta por lavas básicas e intrusões generalizadas 
da Formação Sardinha. A sedimentação é reiniciada e prossegue com arenitos e conglome-
rados basais da Formação Grajaú. 
 A deposição Mezosóica na Bacia do Paraná é iniciada com sedimentação de natureza 
lacustre fluvial no sul - Formação Rosário do Sul, a qual consiste de lamitos e arenitos ver-
melhos. Na porção central e norte da Bacia seguem-se arenitos fluviais da Formação Pe-
rambóia superpostos pela Formação Botucatu, esta última já em ambiente eólico. No início 
do Jurássico toda a bacia é um imenso deserto, propiciando deposição de arenitos eólicos e 
outros depósitos típicos. Já no Jurássico iniciam-se as atividades ígneas básicas da Forma-
ção Serra Geral, com espessos derrames basálticos, perdurando até o final do Cretáceo. 
Localmente, sobrepostos aos derrames de basaltos, ocorrem depósitos arenosos e sílticos-
arenosos das Formações Caiuá, Bauru e Tupacipitã. 
 São geralmente depósitos subaquáticos e parcialmente eólicos, distribuídos no noro-
este do Paraná, sudoeste de São Paulo e Rio Grande do Sul. Durante o Cretáceo Inferior, 
com o desenvolvimento dos processos tectônicos que resultariam na separação entre África 
e Brasil, foram definidas outras bacias de pequeno porte como Marajó, Potiguar, Pernambu-
co, Paraíba, Bahia, Espírito Santo, Rio de Janeiro e outras. 
 
11.4 Geologia do Estado de São Paulo 
 
 No entendimento geral da sucessão estratigráfica da geologia do Estado de São Pau-
lo, sempre foi utilizada uma divisão geral em Embasamento Cristalino Pré-Cambriano (Prote-
rozóico) e os sedimentos Fanerozóicos da Bacia Sedimentar do Paraná (Figura 76). A essa 
sucessão estratigráfica aflorante de leste para oeste, relacionam-se os grandes traços geo-
morfológicos do Estado, derivados, primordialmente, por erosão diferencial, onde as princi-
pais divisões representam rochas agrupadas em determinados intervalos do tempo geológi-
co (Tabela 34). Dessa maneira, verifica-se que o Planalto Atlântico está na área das rochas 
cristalinas no Proterozóico, a Depressão Periférica nas rochas sedimentares do Paleozóico 
(Carbonífero-Permiano), e início do Mesozóico (Triássico) a Cuesta Basáltica, nos sedimen-
tos e vulcânicas do Triássico-Cretáceo inferior e o Planalto Ocidental sobre os sedimentos 
do Cretáceo superior-Terciário (figura 105). 
 Cerca de 80% (aproximadamente) do Estado de São Paulo está inserido dentro da 
Bacia Sedimentar do Paraná, uma bacia cratônica, que encontra-se preenchida por rochas 
 232
sedimentares e vulcânicas, perfazendo uma espessura máxima conhecida de 6.000 metros 
(na região de Cuiabá Paulista, SP, no Pontal do Paranapanema), cujasidades variam do 
Paleozóico Inferior até o Cenozóico. Sua área total no Brasil e países vizinhos do cone sul 
abrange 1.700.000 Km2. O Estado de São Paulo ocupa posição vizinha à sua margem nor-
deste perfazendo mais da metade da área total do Estado e todo interior do mesmo (Figura 
104). 
 Os sedimentos e rochas vucânicas associadas da Bacia do Paraná no Estado ocu-
pam a área de três das cinco divisões geomorfológicas, a saber: Depressão Periférica, Cues-
tas Basálticas e Planalto Ocidental (Figura 106). 
 A área percorrida abrange os Grupos Tubarão (Formação Itararé), Grupo Passa Dois 
(Formação Iratí e Corumbataí), Grupo São Bento (Formação Serra Geral) e o Grupo Bauru 
(Formação Adamantina e Marília). 
 
 
Figura 76- Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de 
 
 
1981a). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 104 – Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981a). 
 
 
 
 
 
 233
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 105 – Divisão Geomorfológica do Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981b). 
 
 
 
Figura 106 – Perfil Geológico-Geomorfológico de E-W do estado de São Paulo (Modificado do IPT, 1981b). 
 
 
 
 234
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Coluna Estratigráfica da Bacia do Paraná 
 
 235
 
 
 
 MINERAIS PRIMÁRIOS E SECUNDÁRIOS 
 
 
HEMATITA GOETHITA MAGNETITA CASSITERITA PIROLUSITA CÓRIDON BRUCITA 
BAUXITA BIOTITA DIAMANTE FLUORITA APATITA GESSO MICA 
MUSCOVITA PIRITA QUARTZO GALENA TALCO TURMALINA GRAFITA 
BRASILIANITA CIANITA CALCITA DOLOMITA SIDERITA 
ANIDRITA ORTOCLÁSIO OLIGOCLÁSIO ANORTITA OLIVINA 
AUGITA CAULINITA CLORITA HORBLENDA 
 236
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