apostila ciência do solo

Prévia do material em texto

1 
 
 
 
UNIVERSIDADE DO ESTADO DE SANTA CATARINA 
CENTRO DE CIÊNCIAS AGROVETERINÁRIAS 
DEPARTAMENTO DE SOLOS 
 
 
 
 
 
CIÊNCIA DO SOLO 
 
 
 
 
 
JAIME ANTÔNIO DE ALMEIDA 
 
JACKSON ADRIANO ALBUQUERQUE 
 2 
1. ROCHAS DA LITOSFERA 
 
 MAGMÁTICAS 
 METAMÓRFICAS 
 SEDIMENTARES 
 MAGMÁTICAS 
 
Origem: consolidação (solidificação) do magma (~lava) 
 
Intrusivas - magma consolida no interior da crosta 
Extrusivas - magma consolida sôbre a superfície da crosta 
Hipabissal - magma consolida próximo à superfície (fendas) 
 
Intrusivas 
Magma no interior da crosta, confinado ---> resfriamento lento ---> formação de cristais 
grandes ---> textura fanerítica (macrocristais) 
 
Exemplos: Granito (ácida) Gabro (básica) 
 
Extrusivas 
Magma sobre a superfície ---> resfriamento rápido ---> formação de cristais pequenos --
-> textura afanítica (microocristalina) 
 
Exemplos: Basalto (básica) Riolito (ácida) 
 
METAMÓRFICAS 
Metamorfismo de rochas pré-existentes 
 
Agentes: pressão e temperaturas elevadas 
   
 - litostática - dissolução seletiva de minerais 
 - unidirecional - disposição preferencial dos 
 minerais 
Características: 
 Rochas originais alteram constituição e morfologia 
 
Exemplos: 
 
1 - Argilominerais transformam-se em micas 
 Argilito (sedimentar)---> Micaxisto (metamórfica) 
 (Neogênese de minerais por temperatura elevada) 
 
2 - Transformação de granito em gnaisse 
 (Alguns minerais do granito transformam-se em biotita, que concentra-se em faixas de xistosidade, exemplo da 
biotita-gnaisse) 
 3 
 
3 - Outros 
 Mármore- metamorfismo de calcários 
 Gnaisses e migmatitos - metamorfismo de granitos, com minerais em faixas no 1 e em bandas no 2. 
 Xistos- metamorfismo de granitos ou rochas sedimentares 
 Quartzito - metamorfismo de arenitos 
 
 
 
SEDIMENTARES 
Originadas por processos de sedimentação 
  
Sedimentos químicos 
 orgânicos 
 clásticos (fragmentos) 
 
Clásticas 
Fragmentos de rochas pré-existentes, unidos por um cimento ---> diferentes tamanhos 
 
Argilito - Siltito - folhelho - arenito - conglomerados 
 
Origem: Erosão ---> transporte ---> deposição ---> 
  ---> consolidação 
  
 vento, água 
 
Características comuns: 
Rochas estratificadas em camadas: plano-paralela, 
 cruzada 
 
Químicas e Orgânicas 
Calcários, Apatita Carvão 
 4 
2. A LITOSFERA 
 
Denomina-se litosfera a parte externa consolidada do Planeta Terra, também denominada de 
Crosta Terrestre. Nas regiões continentais é formada basicamente por duas zonas, uma superior, 
denominada SIAL, onde predominam rochas ricas em silício e alumínio, como o granito, e uma 
inferior denominada SIMA, onde predominam rochas ricas em silicatos de magnésio e ferro, como o 
basalto. Na figura 01, é mostrada uma representação esquemática das principais camadas que compõe o 
Globo Terrestre: 
Figura 01: Características e constituição do Globo Terrestre. 
 
A espessura da litosfera (SIAL + SIMA) varia, nos continentes, de 35 a 50 km. Vários indícios 
levam a crer que grande parte do substrato dos oceanos seja constituído basicamente pelo SIMA, ou 
seja, por rochas de constituição semelhante à do basalto. Abaixo da litosfera ocorrem outras camadas 
mais espessas, como o manto e o núcleo, cujos constituintes são mantidos a temperaturas muito 
elevadas e onde predominam elementos mais pesados. Há um aumento da temperatura e da densidade 
da crosta em direção ao núcleo, cuja constituição pressuposta é de níquel e ferro (NIFE). 
No manto superior, entre as profundidades de 50 a 250 km, situa-se uma região muito quente, 
em que as rochas se encontram próximo ao estado de fusão. Esta zona constitui a fonte dos magmas 
(rochas fundidas móveis), que penetram na crosta terrestre através de intrusões ou fendas, ou 
derramam-se sobre a superfície através dos fenômenos de vulcanismo. 
A composição química estimada para a parte superior da litosfera, abrangendo cerca de 10 a 15 
km superficiais da crosta terrestre, consta do quadro 01. Estes dados, é óbvio, representam valores 
médios dos elementos presentes nos diversos grupos de rochas. 
 
 5 
 
QUADRO 01. Composição média estimada dos elementos da parte superior da Litosfera 
 . 
ELEMENTO ABUNDÂNCIA 
 ppm % 
O 465000 45,60 
Si 273000 27,30 
Al 83600 8,36 
Fe 62200 6,22 
Ca 46600 4,66 
Mg 27640 2,76 
Na 22700 2,27 
K 18400 1,84 
 99,01% 
Ti 6330 0,63 
H 1520 0,15 
P 1120 0,11 
Mn 1060 0,10 
 100 % 
F, Ba, Sr, S, 
C, Zr, V, Cl, Cr 
 100 - 550 
 
ELEMENTO ABUNDÂNCIA 
 ppm % 
Ni, Rh, Zn, Nd, La, Y, Co, Cu 
Sc, Nb, N, Ga, Li, Pb 10 – 100 
Pr, B, Th, Sm, Gd, Hf, Br, U, Mo, 
Sn, Be, As, Ho 1 – 10 
Hg, An 0,1 
FONTE: Fortescue, 1980. 
Os elementos assinalados em negrito são considerados essenciais as plantas. 
 
Observa-se que 08 elementos (O, Si, Al, Fe, Ca, Mg, Na, K) constituem aproximadamente 99% 
da litosfera, sendo, portanto os constituintes mais comuns nos minerais formadores das rochas. Outro 
dado importante é de que de todos os elementos considerados essenciais às plantas (C, H, O, N, P, K, 
Mg, S - Macronutrientes, e o B, Cl, Cu, Fe, Mn, Mo, Zn - Micronutrientes, mais o Co que é essencial 
na simbiose Rhizobium-leguminosas), a maioria deles provém da intemperização das rochas. Apenas o 
C, H, e o O são incorporados às plantas através do CO2 e da água, e o N que é incorporado ao solo 
principalmente através da fixação biológica. 
 6 
É evidente que a concentração e distribuição dos elementos nas rochas varia enormemente 
conforme o tipo de rocha considerada. Assim, uma rocha calcária conterá um alto conteúdo de cálcio e 
magnésio. Um arenito conterá alto conteúdo de silício e muito baixa proporção dos demais elementos. 
A crosta terrestre é constituída de diferentes tipos de rochas, as quais, segundo sua origem, 
diferenciam-se em três grupos fundamentais: as rochas magmáticas, as metamórficas e as 
sedimentares. 
As rochas de origem magmática e metamórfica constituem cerca de 95% do volume total da 
crosta, porém ocupam apenas 25% da sua superfície, enquanto que as sedimentares ocupam em volume 
apenas 5%, porém cobrem aproximadamente 75% da superfície da Terra. 
 
A. ROCHAS MAGMÁTICAS OU ÍGNEAS 
 
Originam-se da consolidação ou solidificação do magma e por isso são consideradas de origem 
primária. Delas derivam-se por vários processos as rochas sedimentares e as metamórficas. 
Na medida em que o magma vai se resfriando, alguns elementos se unem para formar cristais. 
Os primeiros minerais que sofrem cristalização são a OLIVINA e a ANORTITA, por exemplo, e 
conforme a temperatura vai baixando outros minerais vão sendo cristalizados. Estes minerais 
inicialmente ficam nadando na massa viscosa do magma até que a temperatura fique suficientemente 
baixa para que todos os minerais se formem. Um dos últimos minerais a cristalizar é o quartzo, que 
normalmente preenche os interstícios (espaços) existentes entre os demais minerais já cristalizados. 
Quanto maior for o tempo de resfriamento do magma, maior é a possibilidade de se formarem cristais 
grandes. Quando o resfriamento é rápido, não há tempo suficiente para ocorrer a polimerização (união) 
de vários elementos, e por isso formam-se cristais muito pequenos. 
Quando o magma não extravasa à superfície, consolidando-se no interior da crosta, a alguns 
quilômetros de profundidade, forma as rochas magmáticas INTRUSIVAS,PLUTÔNICAS ou 
ABISSAIS, cujos exemplos mais comuns são o granito (ácida) e o gabro (básica); neste caso o 
resfriamento do magma ocorrerá lentamente, havendo tempo para o desenvolvimento de cristais 
maiores e bem definidos, formando uma textura fanerítica, (ou macrocristalina) geralmente 
equigranular. O melhor exemplo de rochas formado por este processo é o granito, no qual podem ser 
observados a olho nú os cristais grandes de quartzo, feldspato, mica (claros) e anfibólio (escuro). 
Em outras circunstâncias o magma pode extravasar à superfície, através de fendas ou pela 
cratera de vulcões, formando as rochas magmáticas EXTRUSIVAS, VULCÂNICAS ou EFUSIVAS, 
cujos exemplos mais comuns são o riolito (ácida) e o basalto (básica); neste caso, como o magma, 
inicialmente mantido a altas pressões e temperaturas entra em contato brusco com um ambiente de 
temperaturas bem mais baixas (a atmosfera), o resfriamento do magma ocorrerá rapidamente, não 
havendo tempo para formação de cristais bem definidos, formando-se uma textura afanítica ou 
microcristalina, onde os cristais não são macroscopicamente visíveis. Quando o resfriamento é muito 
rápido, os cristais são tão pequenos que se forma uma textura vítrea. Por vezes, pode-se observar 
alguns cristais esparsos numa massa afanítica, que representam o início da cristalização de alguns 
minerais que não se desenvolveram totalmente pela rápida consolidação do magma. No interior de 
câmaras magmáticas mais superficiais, pode ocorrer a formação de cristais grandes, bem definidos, 
denominados fenocristais, e neste caso quando o magma extravasa à superfície solidifica-se 
rapidamente, ficando os fenocristais bastante realçados na massa vítrea. Denomina-se porfirítica a 
textura resultante deste processo (exemplo: riolito pórfiro). 
 7 
Um grupo intermediário entre as rochas extrusivas e intrusivas é representado pelas rochas 
magmáticas HIPAABISSAIS. Neste caso o magma solidifica-se próximo a superfície, mas sem 
extravasar sobre a mesma. A cristalização neste caso é igualmente rápida, e formam-se geralmente 
rochas com textura microcristalina, tais como o diabásio. Estas rochas normalmente ocorrem como 
“intrusões” ou “veios” no interior das outras rochas já solidificadas. Quando essas intrusões ocorrem de 
forma perpendicular à superfície recebe a denominação de diques e quando são paralelas à mesma são 
chamadas de sills. Nas imediações de Camboriú e no interior da Ilha de Santa Catarina são muito 
comuns os diques de diabásio(rocha escura) no interior de fendas no granito ou no gnaisse (rochas 
claras). 
B. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS ROCHAS MAGMÁTICAS 
Apesar da grande diversidade de minerais que compõem as rochas, são poucos aqueles que 
realmente tomam parte essencial das mesmas. São chamados de minerais essenciais aqueles que 
ocorrem em maior proporção nas rochas, e de minerais acessórios aqueles que ocorrem em pequena 
quantidade. Os principais minerais essenciais das rochas são os feldspatos, quartzo, piroxênios, 
anfibólios, olivinas e as micas, sendo que a proporção em que ocorrem nas rochas, permite, auxiliado 
por um conjunto de outras características, classificá-las. Os termos leucocrático, melanocrático e 
mesocrático são utilizados para designar a proporção entre os diversos grupos de minerais presentes na 
rocha. 
Denomina-se leucocrática um rocha na qual predominam minerais de coloração clara, como os 
feldspatos, quartzo e muscovita (gr. leukos = branco); tem-se como exemplo o granito e riolito. Chama-
se melanocrática (gr. melanos = preto) quando predominam minerais escuros (mais de 60%) como os 
anfibólios, piroxênios e biotita; têm-se como exemplo o basalto, o diabásio e gabro. O termo 
mesocrático é utilizado para designar rochas intermediárias entre as duas anteriores, com cerca de 30 a 
60% de minerais escuros. 
 
COMPOSIÇÃO QUÍMICA DAS ROCHAS MAGMÁTICAS 
A composição química das rochas é dada pela proporção entre os diversos elementos que 
compõe as mesmas, geralmente expressos na forma de óxidos (SiO2, Al2O3, CaO, MgO, etc). Uma 
classificação comum das rochas magmáticas é baseada nos teores de SiO2. 
Diz-se que uma rocha é ÁCIDA quando os teores de SiO2 são superiores a 65%, 
INTERMEDIÁRIA quando entre 52 e 65%, BÁSICA quando entre 45 e 52% e ULTRABÁSICA 
quando os teores são inferiores a 45%. Estes termos nada tem a ver com a concentração de íons H. 
Porém são de uso clássico em Petrologia (ciência que estuda as rochas). 
Os termos ácidas, básica, etc., embora não indiquem características de acidez ou alcalinidade 
das rochas, são normalmente um indicativo da sua riqueza química em minerais essenciais que 
contenham elementos básicos, como Ca, Mg, Na, K e Fe. Quanto maior for o conteúdo destes, maior é 
a possibilidade de se formarem solos quimicamente férteis, com pH alto. 
O raciocínio para este entendimento é o seguinte: quanto maior for a proporção de sílica, 
expressa como SiO2, menor será a proporção dos demais óxidos, tais como FeO, MgO, CaO, K2O, etc.; 
portanto, quanto mais sílica, mais ácida será a rocha, sua coloração será mais clara, devido a menor 
quantidade de minerais ricos em ferro, e também menor será sua riqueza em minerais que contêm Ca e 
Mg. Tais rochas, que podem ser exemplificadas pelo granito e pelo riolito, darão origem quase que 
invariavelmente a solos pobres. Já as rochas pobres em Si02, como o basalto, o diabásio, o gabro, tem 
 8 
mais Fe e por isso são mais escuras, sendo igualmente mais ricas em minerais que contêm Ca e Mg. 
Neste caso podem dar origem a solos muito férteis. 
Com base na mineralogia e na composição química, expõe-se, de maneira sucinta, os principais 
tipos de rochas magmáticas e suas características no quadro 2. 
 
C. QUADRO 2. Principais tipos de rochas magmáticas 
 
 ÁCIDAS INTERMED. BÁSICAS ULTRABÁSICA 
SiO2 > 65% SiO2 52-65% SiO2 45-52% SiO2 < 45% 
MINERAL 
ESSENCIAL 
Ortoclásio, Quartzo, 
Plagioclásio Sódico, 
Mica. 
LEUCOCRÁTICA 
Ortoclásio, Plagioclásio 
Sódico, Biotita, 
Anfibólio ou Piroxênio 
MESOCRÁTICA 
Plagioclásio cálcico, 
Piroxênio 
MELANOCRÁTICA 
Olivina, Piroxênio 
 
MELANOCRÁTICA 
INTRUSIVA GRANITO, 
PEGMATITO 
SIENITO-LEUCO 
DIORITO-MESO 
GABRO PERIDOTITO 
HIPABISSAL GRANITO, 
PÓRFIRO 
SIENITO, 
PÓRFIRO-LEUCO, 
DIORITO, 
PÓRFIRO-MESO 
DIABÁSIO 
EXTRUSIVA RIOLITO FONOLITO-MESO, 
ANDESITO 
BASALTO 
 
D. ROCHAS SEDIMENTARES 
São formadas a partir dos produtos de intemperização de quaisquer outros tipos de rochas, os 
quais através dos processos erosivos podem ser transportados e posteriormente depositados ou 
precipitados em quaisquer ambientes de sedimentação; estes podem ser constituídos por um lago, uma 
lagoa, um rio ou mesmo o próprio mar. Por isso fala-se normalmente em rochas sedimentares de 
origem lacustre, fluvial ou marinha. Os principais agentes de transporte são a água e o vento. A 
composição química e física das rochas sedimentares é muito variável, estando intimamente 
relacionada com as características do material que deu origem ao sedimento. 
Distinguem-se basicamente três tipos de sedimentos: clásticos, químicos e orgânicos. 
Os sedimentos clásticos são formados por fragmentos de rochas pré-existentes, que podem ser 
de diâmetros muito diferentes: psefitos, quando predominam seixos, ou seja, grãos maiores que os da 
areia (maior que 2mm de diâmetro); psamitos, quando predominam grãos do tamanho da areia (entre 
2 e 0,02mm de diâmetro) e pelitos, quando predominam grãos com diâmetro menor do que da areia 
(menor que 0,02mm). Os sedimentos clásticos podem apresentar muitas classes de tamanho de grãos 
misturados, devendo-se na classificação da rocha observar qual afração é predominante. 
 9 
Dentre as rochas sedimentares grosseiras (psefitos) temos como exemplo básico os 
CONGLOMERADOS, denominação utilizada para as rochas nas quais predominam os seixos, unidos 
por um cimento, que normalmente é a argila, calcário ou óxidos de ferro. 
Dentre as psamíticas, temos os ARENITOS e os ARCÓSIOS, em ambos prevalecendo 
frações do diâmetro da areia, consolidadas por um cimento qualquer. Os grãos que formam o arenito 
são geralmente constituídos por quartzo, porém podem ser de qualquer outro mineral (feldspatos, 
micas, etc.), desde que possuam o diâmetro da areia. Sua coloração é bastante variável, podendo ser 
vermelho, amarelo, acinzentado, etc. O arcósio é um tipo especial de arenito com grande quantidade 
de feldspatos. 
As rochas sedimentares de granulação fina (pelíticas) mais comuns são o ARGILITO, 
FOLHELHO e o SILTITO. 
Os ARGILITOS e os FOLHELHOS caracterizam-se por apresentar granulação 
extremamente fina, pelo predomínio da fração argila (diâmetro menor do que 0,002mm = 2), sendo 
por isto untuosos ao tato (sedosos) . Sua coloração pode ser cinza, preta, amarela ou avermelhada. O 
folhelho diferencia-se do argilito por apresentar uma esfoliação característica, formando extratos finos 
e paralelos. 
Os SILTITOS são rochas sedimentares de granulação intermediária entre o arenito e o argilito 
(0,05 até 0,002mm de diâmetro) e apresentam igualmente coloração muito variável. À campo, os 
siltitos apresentam aspereza quando atritados entre os dentes, o que é um critério útil para diferenciá-
los dos argilitos, que não são ásperos ao dente. 
Uma feição muito comum à maioria das rochas sedimentares de origem clástica é a 
DISPOSIÇÃO EM CAMADAS, formando estratos finos e paralelos, muitas vezes de coloração 
diferente. Esta estratificação pode ser plano - paralela, como na maioria dos casos em que as rochas 
são formadas em ambiente lacustre ou marinho, ou pode ser cruzada, como na maioria das rochas 
formadas em ambiente eólico ou fluvial. 
Os sedimentos de origem química são originados pela precipitação de compostos químicos em 
solução, graças à diminuição da solubilidade destes compostos. Muitos destes sedimentos são de 
origem marinha. O processo de sua formação pode ser exemplificado nos estuários costeiros, com 
grande quantidade de carbonatos dissolvidos na água. O recuo do mar ou a evaporação da água no 
estuário provoca aumento na concentração dos carbonatos, que quando atingem o seu produto de 
solubilidade podem precipitar formando uma rocha como a ARAGONITA . A PIRITA (sulfeto de 
ferro) e as FOSFORITAS constituem outros exemplos de rochas sedimentares de origem química. 
GIPSITA (gesso-CaSO4) e HALITA (NaCl) também formam-se por esse processo, 
 Os sedimentos orgânicos são formados pelo acúmulo de restos orgânicos vegetais e animais, 
geralmente em ambientes saturados com água. Destacam-se aqui diversos tipos de CALCÁRIOS e o 
CARVÃO MINERAL. 
 
E. ROCHAS METAMÓRFICAS 
As rochas magmáticas e sedimentares, em sua condição natural estáveis, podem se tornar 
instáveis frente a modificações na pressão, elevação da temperatura, ou presença de forte atrito, dando 
origem a rochas com características diferentes, as metamórficas. 
A temperatura constitui um dos fatores mais importantes nos processos metamórficos. Abaixo 
de 200 C, as reações químicas são muito lentas; entre 800 e 1000 ºC, a rocha se funde. Deste modo o 
 10 
metamorfismo termal ocorre entre as temperaturas de 200 e 800 ºC. O calor pode ser gerado 
naturalmente pelo aumento da temperatura em profundidade, ou a partir das câmaras magmáticas, que 
irão afetar a rocha encaixante (rocha que circunda o magma). Este calor gera o Metamorfismo de 
contato, que ocorre nas adjacências das grandes massas ígneas. Ao redor do contato desenvolve-se uma 
auréola de metamorfismo cujas dimensões dependem do tamanho da massa ígnea e da natureza da 
rocha encaixante. 
O metamorfismo devido a pressão pode ser de dois tipos : a pressão uniforme ou hidrostática 
(litostática) e a pressão direcional. 
A pressão hidrostática (ou litostática) se deve ao próprio peso do material sobrejacente sobre as 
rochas no interior da crosta. 
A pressão direcional se deve aos esforços tectônicos, que provocam pressões direcionais sobre 
determinados locais das rochas. As principais características destas rochas são a estrutura xistosa, onde 
minerais de forma lamelar se dispõe em estratos finos e paralelos dando um aspecto folheado à rocha. 
Esta estrutura é característica dos XISTOS, mas também pode ocorrer nos gnaisses. A estrutura 
gnáissica é representada pela alternância de faixas xistosas e granulosas. É característica dos 
GNAISSES. Muitas vezes as rochas metamórficas apresentam faixas em forma de bandas, onde se 
concentram determinados tipos de minerais. Isto é comum nos MIGMATITOS, que ocorrem 
normalmente associados aos gnaisses. 
Como exemplos principais de rochas magmáticas, tem-se: 
GNAISSE - rocha geralmente clara, de textura cristalina,com faixas de xistosidade, formada 
geralmente pela alteração do granito ou do riolito. 
MIGMATITO - rocha de textura cristalina, bandeada, possuindo uma parte granítica e outra 
xistosa. 
MICAXISTOS - rochas metamórficas de granulação fina e laminada, constituída 
essencialmente de micas, quartzo e argilas. 
ANFIBOLITO - rocha escura, rica em minerais do grupo dos anfibólios (horblenda), originada 
do metamorfismo de basalto ou gabro. 
QUARTZITO - rocha clara, extremamente dura, originada do metamorfismo de arenitos. 
MÁRMORE - rocha de coloração muito variável, bandeada, originada do metamorfismo de 
calcários. 
ITABIRITO - variedade de quartzito, rico em hematita (prinicpal minério de ferro, comum em 
Minas Gerais). 
 
Na figura 2, é representado um esboço geológico do Estado de Santa Catarina, procurando-se 
destacar os principais tipos de rochas encontradas nas várias províncias geológicas do estado. 
Observa-se que aproximadamente 50% do Estado de Santa Catarina é recoberto por rochas 
oriundas do derrame de lavas, portanto, são rochas ígneas extrusivas, onde predominam o BASALTO 
(rocha básica) e os RIODACITOS (rochas intermediárias) . Estas rochas pertencem à Formação Serra 
Geral, de idade Juro-Cretácea, cujos derrames ocorreram entre 65 e 135 milhões de anos em toda a 
Região Sul do Brasil, através de fissuras na crosta. 
 11 
Na face leste do contato entre o basalto e as rochas sedimentares, próximo às escarpas, ocorre 
uma faixa estreita e contínua onde ocorre o ARENITO da Formação Botucatu, que normalmente dá 
origem a solos de textura grosseira. 
Outro grupo expressivo de rochas em Santa Catarina são os SILTITOS, ARGILITOS e 
FOLHELHOS das Formações Irati, Estrada Nova, Rio do Rastro, etc., que ocorrem numa faixa desde 
Lauro Müller até Canoinhas e São Bento do Sul, passando por Lages, Rio do Sul e Santa Cecília. 
Normalmente estes tipos de rochas dão origem a solos de textura argilosa e pouco profundos, sendo de 
fertilidade natural muito baixa. 
Também ocupando áreas expressivas, ocorrem os GRANITOS, GNAISSES e 
MIGMATITOS nas imediações de Criciúma, Morro da Fumaça, Rancho Queimado, Florianópolis, 
Camboriú, Joinville, etc., que normalmente dão origem a solos de textura cascalhenta em relevo 
acidentado. A fertilidade natural destes solos é quase sempre baixa. 
Áreas com XISTOS e FILITOS ocorrem principalmente na região próximo a Brusque, e dão 
origem a solos mais argilosos e quimicamente pobres. 
Ao longo da faixa litorânea, e nos vales mais abertos da Bacia Atlântica, ocorrem também 
SEDIMENTOS RECENTES, de origens eólica, coluvial ou aluvial. Os sedimentos de origem 
coluvial e aluvial as vezes dão origem a solosde boa fertilidade natural, como os que ocorrem nas 
imediações de Jacinto Machado e Meleiro, e ao longo dos rios Tubarão, Itajaí - Açu e outros. Os 
sedimentos arenosos de origem eólica que ocorrem próximo ao litoral dão origem, invariavelmente, a 
solos arenosos e pobres. 
 12 
 
Figura 2 : Esboço geológico do Estado de Santa Catarina. 
 13 
3. INTEMPERISMO DE ROCHAS 
 
O intemperismo pode ser entendido, de maneira simples, como o “colapso ”, “desintegração” ou 
“desagregação” das rochas . Mais precisamente, ele é definido como o “conjunto de processos operantes 
sobre a superfície da crosta, que causam a decomposição das rochas e de seus minerais constituintes, 
graças à ação dos agentes atmosféricos e biológicos”. Ressalta-se, desde já, a importância do clima e 
dos organismos vivos como fatores de intemperização das rochas. 
O intemperismo é um processo intimamente relacionado com a vida vegetal e animal na terra, 
visto que as plantas necessitam uma série de elementos essenciais à sua sobrevivência,e a maioria deles 
em última instância são colocados à sua disposição pela intemperização dos minerais constituintes das 
rochas. 
Costuma-se fazer distinção entre dois tipos de intemperismo: o físico e o químico . Ambos 
ocorrem simultaneamente durante a intemperização das rochas, porém apenas por questão didática, eles 
são comentados a seguir separadamente. 
 
A. INTEMPERISMO FÍSICO 
Compreende-se por intemperismo físico o conjunto de processos físicos ou mecânicos que 
promovem a desagregação ou desintegração das rochas, sem alterar a composição química de seus 
minerais. Em outras palavras, seria uma fragmentação física da rocha em pedaços menores. 
O processos de intemperização física se dão principalmente pelo alívio de pressão, pela ação da 
radiação solar, do vento e por ação mecânica das raízes, como veremos a seguir : 
 
1- ALÍVIO DE PRESSÃO: constitui um dos fatores iniciais de desagregação das rochas. 
Mantidas a altas pressões no interior da crosta terrestre, as rochas quando são expostas à superfície em 
contato com a atmosfera, seja por levantamentos da crosta ou por erosão geológica das camadas 
superiores, sofrem um alívio da pressão, que irá se traduzir por aumento na sua instabilidade, 
produzindo fendilhamentos ou descascamento superficial. 
 
2- AÇÃO TÉRMICA DA RADIAÇÃO SOLAR: a luz solar incidente sobre o manto 
rochoso provoca o seu aquecimento durante o dia, havendo um conseqüente resfriamento à noite. 
Grande parte das rochas é constituída de vários minerais, que apresentam diferentes coeficientes de 
dilatação térmica. Abaixo são dados alguns exemplos do aumento do coeficiente de dilatação linear de 
alguns minerais e rochas, para aumentos de 1ºC na temperatura, segundo Leinz & Amaral: 
Arenitos : 5 - 20  /metro linear 
Granitos : 5 - 22 µ /metro linear 
Feldspatos : 1,5 - 18 µ /metro linear 1 = 0,001mm 
Quartzo : 8 - 14 µ /metro linear 
 14 
As variações na temperatura das rochas são responsáveis, portanto por fenômenos de expansão e 
contração micrométricos, que causam, entretanto, com o passar dos séculos, o seu enfraquecimento. A 
variação da temperatura nas rochas é cerca de 1,5 a 2,5 vezes superior a da atmosfera, sendo que as 
rochas de coloração escura aquecem mais que as claras. Ao atingir um estado denominado de “fadiga” 
da rocha, os minerais se desagregam e se reduzem a pedaços menores. Os principais efeitos desse 
processo são o fendilhamento e esfoliação, que acabam tornando o material mais susceptível à ação do 
intemperismo químico, na medida em que, pela fragmentação, permitem aumentar a superfície de 
contato e a entrada de água. 
 
3 - AÇÃO MECÂNICA DA ÁGUA : um dos principais papéis da água está relacionado à 
intemperização química das rochas, como veremos adiante. O principal efeito mecânico da água 
relaciona-se ao congelamento. A água ao congelar-se, aumenta em cerca de 1/10 o seu volume, e ao 
penetrar nos poros e fendas, ainda no estado líquido, após congelar-se imprime uma força expansiva 
considerável, equivalente à uma pressão de 2.000 kg/cm. Quanto maior for o número de poros e fendas, 
maior será a atividade destrutiva do gelo. Este processo é de pequena magnitude na situação do Brasil. 
 
4 - AÇÃO MECÂNICA DOS VENTOS : os ventos, carregados de partículas grosseiras e 
poeiras, atuam também na desintegração das rochas, provocando o desgaste erosivo das mesmas (ação 
abrasiva). Determinadas formações rochosas, com aspecto de ruínas, como as que ocorrem na região de 
Vila Velha-PR, são exemplos do produto deste processo. O vento exerce, além disso, uma ação erosiva, 
removendo camadas superficiais não consolidadas. 
 
5 - AÇÃO MECÂNICA DAS RAÍZES : a pressão exercida pelo crescimento das raízes no 
interior das fendas na rocha pode ser de magnitude considerável, e tende a provocar o alargamento 
destas, abrindo assim maior espaço para a intemperização química através da ação da água. Este 
fenômeno é facilmente observável em áreas de solos rasos, que suportam as vezes uma vegetação 
arbórea exuberante. A vegetação exerce, neste sentido, um papel acelerador no processo de 
aprofundamento dos perfis do solo. A importância desse processo é extremamente importante nas 
regiões tropicais e subtropicais, sob cobertura de florestas. 
 
B. INTEMPERISMO QUÍMICO 
O intemperismo químico pode ser definido como o “conjunto de processos químicos que atuam 
na decomposição das rochas, promovendo uma alteração na composição química dos seus minerais”. Ou 
seja, pelo intemperismo químico, os minerais da rocha são parcial ou totalmente dissolvidos, 
transformando-se em outros. 
O intemperismo químico é provocado pela reação química entre os minerais da rocha e as 
soluções aquosas do meio circundante. O principal agente de intemperização química, portanto, é a 
água, que ocorre no solo não como uma solução pura, inerte, mas contendo gases, sais ou mesmo ácidos 
nela dissolvidos. 
 
 15 
Processos de intemperização química 
1- Dissolução e hidrólise 
Constituem os principais processos de decomposição química das rochas. O processo de 
dissolução do gás carbônico na água pode ser exemplificado através da reação : 
H2O + CO2 H2CO3 H
+
 + HCO3
-
 
 
Observa-se que a reação é fortemente tendente para a esquerda, significando, portanto que a maior 
parte da água não se dissocia. Uma pequena parte do CO2, entretanto, combina-se com a água para 
formar ácido carbônico, que se dissocia liberando íons H
+
 para a solução. 
 
O processo de hidrólise pode ser entendido como a reação dos íons H
+
 e OH
-
 da água, com 
os elementos ou íons dos minerais constituintes das rochas. 
A reação geral de hidrólise para os aluminossilicatos, principais constituintes da maioria das 
rochas da crosta terrestre, é mostrada a seguir : 
------------------------------------------------------------------------------ 
Aluminissilicato + H20 + H
+  Mineral de Argila + Cátion 
------------------------------------------------------------------------------- 
No exemplo, a fonte ácida é representada pelo ácido carbônico, porém poderia ser um ácido 
orgânico qualquer. A água e o ácido carbônico reagem com o aluminossilicato, havendo com o passar do 
tempo uma ruptura da rede cristalina do mesmo (as ligações químicas são rompidas). Silício, alumínio e 
cátions são liberados para a solução após a decomposição do mineral . Sílica e alumínio podem 
recombinar-se em solução formando um novo mineral (mineral de argila, por exemplo), cuja 
composição química é diferente da do mineral que lhe deu origem. Os cátions em solução podem ser 
lixiviados ou tomar outros destinos, como será visto adiante. 
 
Fatores que influemna hidrólise 
a- Natureza da água : a água saturada com os sais produzidos pela hidrólise precisa ser removida 
do sistema, caso contrário a hidrólise cessa ou paralisa. Portanto, para que a hidrólise se processe 
continuamente, há necessidade de que a água que circunda os cristais que estão sofrendo intemperismo 
seja continuamente renovada. Isto ocorre normalmente nas regiões de clima úmido, formando solos 
profundos. Nas regiões de clima mais seco, devido a deficiência de água para os processos de hidrólise, 
nos curtos períodos em que ela ocorre, os sais produzidos tendem a se acumular no perfil, diminuindo 
ou paralisando a hidrólise, e formando solos geralmente rasos. 
 
b -Efeito do pH : os valores de pH da água durante as reações de hidrólise estão intimamente 
associados s solubilidade do Al2O3, do SiO2 e do Fe2O3. Em geral, quanto maior for o conteúdo de 
cálcio e magnésio dos minerais que estão sofrendo hidrólise, maior é o valor do pH da solução aquosa. 
Portanto, rochas contendo minerais ricos em Ca e Mg, intemperizando-se num ambiente com lenta 
remoção da água do sistema, favorecerão a manutenção de um pH alto. 
 16 
Em valores de pH em torno de 10, tanto o Al2O3 como o SiO2 são bastante solúveis, e nestas 
condições podem se formar respectivamente depósitos de bauxita (alumínio) e calcedonea (silício) . 
Se a hidrólise estiver ocorrendo em valores de pH entre 5 e 6 (ambiente lixiviante), a 
solubilidade de ambos os compostos será muito baixa. Quando a taxa de lixiviação é media, grande parte 
do silício e das bases (Ca, Mg, K, Na) são removidos do ambiente, sobrando apenas uma quantidade de 
Si e Al suficiente para formar minerais de argila do tipo 1:1, como a caulinita. A caulinita tem uma 
estrutura composta por uma lâmina de silício e outra de alumínio, formando uma camada. A este 
processo se dá o nome de monossialitização. 
 Em valores de pH próximo à neutralidade (7-8), a solubilidade do Al é ligeiramente superior à 
do Si. Assim, se o clima for mais seco, vai haver menor lixiviação de Si em relação ao Al (sobra mais Si 
que Al), os quais se recombinam para formar minerais de argila do tipo 2:1, como a montmorilonita. 
Este argilomineral contém 2 lâminas de silício e uma de alumínio, formando cada camada. A este 
processo se dá o nome de bissialitização. 
Quando o pH é baixo (5-6) e o ambiente é fortemente lixiviante (climas extremamente úmidos e 
quentes), o Si, sendo mais solúvel que o Al, tende a ser praticamente todo removido do sistema, 
formando somente óxidos de Al, como a gibbsita, além de óxidos de Fe. A esse processo se dá o nome 
de alitização. 
 
Observa-se que várias situações podem ocorrer durante a decomposição de minerais das rochas, 
com a possibilidade de serem formados diversos tipos de minerais. Algumas reações de intemperismo 
químico, através da hidrólise, são mostradas a seguir : 
 
K.AlSi3O8 + 2H
+
 + 9H2O  H4Al2Si2O9 + H4SiO4 + 2K
+
 
Ortoclásio caulinita 
K.AlSi3O8 + 2H
+
 + 9H2O  Al2O3 + H4SiO4 + 2K
+
 
Prtoclásio gibbsita 
Formam-se em climas quentes e úmidos; com lixiviação média, em soluções aquosas com pH 
baixo, forma-se caulinita, e em ambiente que forte lixiviação, forma-se a gibbsita 
 
K.AlSi3O8 + 2H
+
 + 12H2O  K.Al3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K
+
 
Ortoclásio ilita 
Forma-se em climas úmidos, em soluções aquosas com pH um pouco mais alto 
 
Na.AlSi3O8 + 6H+ + 28H2O  3Na.66Al2.66Si3.33O10(OH)2 + 14H4SiO4 + 6Na
+
 
Albita montmorilonita 
Forma-se em climas mais secos, em soluções aquosas com pH elevado e com pouca lixiviação 
 17 
Nos exemplos de reações de hidrólise mostradas anteriormente, não é necessário memorizar a 
fórmula mínima dos minerais ou a seqüência das reações e sim entender o significado das mesmas, que 
podem ser sumarizadas no seguinte: 
“A maioria dos minerais da rocha - aluminossilicatos- é composta basicamente de silício, 
alumínio e cátions, tais como o Ca, Mg, K, Na, etc. Durante as reações de hidrólise, num processo muito 
lento, as ligações que unem os diversos elementos vão sendo paulatinamente rompidas pelo ataque 
protônico dos íons H
+
 provenientes da água ou de ácidos orgânicos. O silício e o alumínio liberados nas 
reações podem se recombinar em solução para formar ARGILOMINERAIS, ou o alumínio pode 
precipitar em solução para formar um óxido, como a GIBBSITA, sendo que parte do silício pode 
também ser lixiviado como H4SiO4. A maior parte dos cátions liberados é lixiviada se o ambiente é bem 
drenado, porém parte deles pode ficar adsorvida (ligada) às cargas negativas dos argilominerais 
formados . O TIPO de argilominerais ou óxidos formados vai depender das condições de drenagem do 
local, do clima e do pH da solução durante as reações”. 
 
2- Oxidação 
Processo de decomposição química que envolve a perda de elétrons. Muitos elementos 
constituintes das rochas podem ser oxidados (Fe e Mn, por exemplo), ao se combinar com o oxigênio. 
Em relação ao ferro, comumente ele ocorre na rocha na forma reduzida (Fe
2+
). Ao iniciar-se o 
processo de decomposição química através da hidrólise, o ferro é liberado para a solução ainda na forma 
reduzida. Se o ambiente for bem drenado, o oxigênio está presente no sistema, e o ferro sofrerá oxidação 
produzindo um novo mineral, por exemplo, a HEMATITA. Esta reação é exemplificada a seguir : 
 
Fe2SiO4 + H2CO3 + 2H2O  2Fe
2+ 
+ 2HCO3
-
 + 2OH
-
 
Fayalita hidrólise 
 
2Fe
2+
+ + 4HCO3
-
 + 1/2O2 + 2H2O  Fe2O3 + 4 H2CO3 
Oxidação Hematita 
No exemplo anterior o mineral FAYALITA sofreu hidrólise, liberando o ferro ainda no estado 
reduzido para a solução. Este ferro reduzido, em contato com o oxigênio, oxidou-se para formar um 
novo mineral, o óxido de ferro HEMATITA, que imprimirá uma coloração avermelhada ao material 
intemperizado. 
Quando o ferro dissolvido do mineral sofre oxidação num ambiente com maior presença de 
água, poderá formar um óxido hidratado de ferro, como a GOETITA, que colorirá o material de marrom 
ou amarelo. 
Em geral quanto maior o conteúdo de minerais ferromagnesianos de uma rocha, maior é sua 
velocidade de intemperização, ou menor sua resistência ao intemperismo. Rochas escuras, ricas em 
olivinas ou biotita, por exemplo, são mais facilmente intemperizáveis do que rochas claras, ricas em 
feldspatos e quartzo. 
 
 18 
3 - Redução 
Processo de intemperização química que envolve o ganho de elétrons. Muitos elementos, em 
condições de deficiência de oxigênio no sistema, podem sofrer redução, como é o caso de zonas da 
rocha (fendas, p. ex.) ou do solo, quando sofrem confinamento de água por períodos prolongados. 
Muitos compostos podem sofrer redução, tais como: 
 Fe
3+
  Fe2+ 
 
Mn
3+
 ou Mn
4+  Mn2+ 
 
Durante as fases de confinamento de água, no primeiro caso pode haver redução dos óxidos de 
ferro hematita ou goethita previamente formados. No segundo caso, poderá haver redução de óxidos de 
Mn tais como hansmanita, pirolusita previamente formados, ou mesmo a redução do Mn de 
determinados minerais das rochas. O significado prático da redução é que os compostos são dissolvidos, 
liberando o Fe ou o Mn que ficarão solúveis e, portanto passíveis de serem mobilizados para outros 
locais. Quando estes elementos encontram um ambiente oxigenado, podem sofrer reoxidação, 
produzindo novos minerais. Casos comuns de reações de redução e oxidação nas rochas são dados pelos 
seguintes exemplos: 
Em rochas sedimentares, coloridas, é comum observar-se nas fendas a presença de zonas 
descoloridas (cinzento-claras), que são fruto da remoção dos óxidos de ferro por reações de redução 
(dissolução).O ferro solubilizado destes locais geralmente precipita (reoxida-se) em outro local, 
formando nódulos ou concreções. 
No basalto alterado, muitas vezes observa-se a formação de “capas” escuras sobre a superfície 
externa do material intemperizado. Normalmente são formas oxidadas de Mn, que ali precipitaram 
oriundas de Mn dissolvido de reações de redução dos minerais primários durante a intemperização da 
rocha. 
 
 
4- Hidratação e desidratação 
Processo de decomposição química através do qual moléculas de água são adicionadas ou 
removidas de um mineral, resultando na formação de um novo mineral. Um dos principais exemplos é 
dado pela transformação reversível do Gesso (mineral hidratado) em Anidrita (mineral desidratado), 
pela perda de moléculas de água de hidratação. 
 
Destino dos cátions liberados durante as reações de intemperismo 
 
Os cátions liberados da rede cristalina dos minerais durante os processos de decomposição 
química podem tomar, em solução, vários destinos : 
1- Uma parcela muito pequena irá permanecer na solução do solo, à disposição das plantas ; 
2- Parte dos mesmos poderá ficar retido entre as camadas dos minerais de argila 
(pouco),conforme indicado na figura 3: 
 19 
3- Parte deles poderá ficar adsorvido (aderido) à superfície dos minerais de argila, que 
apresentam excesso de cargas negativas (figura 3). A maior ou menor capacidade de adsorção neste 
caso, irá depender do tipo de mineral de argila formado e do teor de matéria orgânica do solo; 
4- Parte dos mesmos será absorvido pelos vegetais; 
5- A maior parte deles é normalmente perdida pelo processo normal de lixiviação. As perdas são 
sempre mais acentuadas nas regiões de clima mais quente e úmido e quanto mais arenosa a textura do 
solo. 
 
Dadas estas considerações, deduz-se que, através do tempo geológico, existe uma tendência 
geral de empobrecimento dos solos, nos quais passa a predominar a reação ácida, devido a forte ligação 
dos íons H
+
 e Al
3+
 aos colóides do solo, enquanto que nos oceanos a reação tende a ser alcalina, por se 
constituírem nos pólos naturais de captação dos sais. 
 
 
 20 
4. MINERAIS DO SOLO 
 
O solo, como foi visto anteriormente, comporta uma série de definições. Entretanto, do ponto de 
vista físico-químico-biológico, podemos considerá-lo como um SISTEMA, composto por 3 fases : 
sólida, líquida e gasosa. A fase sólida é subdividida em dois componentes, um orgânico e outro 
mineral. Nos interessará, neste capítulo, fazer uma abordagem acerca dos constituintes minerais que 
compõe a fase sólida do solo, devido a sua importância como fonte de nutrientes para as plantas. 
Classifica-se comumente os minerais do solo, de acordo com sua origem, em primários e 
secundários. 
 
MINERAIS PRIMÁRIOS 
 
Os minerais primários do solo são herdados da rocha matriz ou do sedimento que formou ou teve 
influência na formação do solo. Sua principal característica é de manterem a mesma composição 
química que possuíam na rocha, porém, devido ao intemperismo físico, podem apresentar-se 
fragmentados em pedaços menores. 
Normalmente os minerais primários são encontrados dentro da fração mais grosseira dos solo, 
ou seja, no cascalho ( entre 2 e 20mm), na areia ( entre 2 e 0,05mm) ou no silte ( entre 0,05 e 
0,002mm). Os minerais mais abundantes nestas frações são geralmente o quartzo e os feldspatos, pelo 
simples fato de predominarem na maioria das rochas ocorrentes na crosta, e por apresentarem maior 
resistência à intemperização. Outros minerais primários, não menos importantes, porém ocorrendo em 
quantidades menores nos solos são os piroxênios, anfibólios,micas, olivinas, etc. 
A identificação dos minerais da fração grosseira do solo pode, portanto, fornecer informações 
muito úteis sobre a reserva mineral do solo, e deste modo sobre sua potencialidade de liberar 
nutrientes ao longo do tempo através da intemperização. Exemplificando: em muitos solos tropicais, o 
processo de intemperização é drástico, fazendo com que os minerais primários de importância agrícola 
estejam quase totalmente decompostos. Ficam como produtos finais no solo a argila, óxidos, e uma 
fração areia constituída basicamente por quartzo, concreções argilosas e ferruginosas e magnetita, todos 
de pequena importância no fornecimento de nutrientes às plantas; por outro lado, em solos mais jovens, 
menos intemperizados, na fração areia ainda podem ser encontrados alguns minerais primários, como a 
horblenda, feldspatos, augita, etc., que podem constituir uma reserva mineral importante de K, Ca, Mg, 
Fe e Mn para o solo. 
De todos os minerais do solo os SILICATOS formam o grupo mais importante, visto que 
constituem cerca de 80% das rochas ígneas e metamórficas. 
O advento dos raios X possibilitou estudar com detalhe a estrutura cristalina dos minerais, pois 
se verificou que cada mineral, conforme o arranjo interno dos seus átomos, apresenta um grau de 
difração do feixe de raios X característico de sua estrutura cristalina. 
 21 
 
 
Todo silicato apresenta uma unidade estrutural comum, composta por um átomo de silício 
rodeado de 4 átomos de oxigênio, delimitando um TETRAEDRO, cuja representação é mostrada nas 
figuras a seguir : 
Outras formas de representação desta estrutura são : 
De acordo com a disposição interna dos elementos nas estruturas tetraedrais, os silicatos são 
classificados em 6 grupos : 
 
1- NESOSSILICATOS 
 
Cadeias de tetraedros simples, unidos entre si por cátions : 
Os principais representantes deste grupo são as OLIVINAS, comuns em rochas ígneas básicas 
(basalto, diabásio, gabro, etc). Tem coloração verde oliva e formam uma série que vai da 
FORSTERITA (Mg2SiO4) à FAYALITA (Fe2SiO4), sendo de fácil intemperismo, por isso não 
persistem no solo. O intemperismo das olivinas produz minerais de argila do tipo da montmorilonita e 
óxidos de ferro. 
As olivinas constituem fonte muito importante de Magnésio às plantas. 
 
2- SOROSSILICATOS 
 22 
Sua estrutura é resultante da polimerização de tetraedros unidos 2 a 2 por um dos vértices, sendo 
o excesso de cargas negativas balanceado por cátions, como o cálcio, o ferro e o zinco, que fazem 
“pontes” entre os tetraedros. 
Como exemplos de minerais deste grupo temos e EPÍDOTO e a HEMIMORFITA (silicato de 
zinco), mas são se pequena importância agrícola, por representarem minerais de intemperização muito 
difícil. 
 
3- CICLOSSILICATOS 
Apresentam estruturas nas quais os tetraedros se encontram unidos por um dos vértices 
formando anéis de 3, 4 ou 6 tetraedros: 
A TURMALINA é um mineral comum nos Pegmatitos (espécie de granito com cristais muito 
grandes) e também como mineral acessório em gnaisses, xistos e calcários cristalinos. Sua importância 
agrícola está relacionada à presença do Boro na sua estrutura, elemento essencial às plantas. Contudo é 
um mineral dificilmente intemperizável. 
4- INOSISSILICATOS 
Apresentam estruturas em cadeias, que podem ser simples ou duplas, com número ilimitado de 
tetraedros, onde há o compartilhamento de dois ou mais vértices : 
CADEIA SIMPLES 
 
 Ex: Piroxênios (augita, p. ex.) 
 
 23 
CADEIA DUPLA 
 Ex: Anfibólios (horblenda, p. ex.) 
 
Os piroxênios e anfibólios são minerais primários de forma prismática ou granular, coloração 
escura e aparência muito similar. 
Do grupo dos PIROXÊNIOS, o mineral mais importante do ponto de vista agrícola é a 
AUGITA, cuja fórmula é : 
 Ca (Mg,Fe,Al) . (Si,Al)2O6 
Sua coloração é verde escura à preta, sendo encontrada geralmente nas rochas ígneas básicas 
(basalto, diabásio,etc). O intemperismo da augita produz normalmente minerais de argila,sendo os 
cátions então liberados da estrutura cristalina. São fontes muito importantes de cálcio e magnésio aos 
solos, principalmente porque intemperizam-se facilmente através da hidrólise. 
OBS: os elementos Si e Al entre parêntesis na fórmula indicam que neste grupo de minerais 
ocorre substituição isomórfica, o que aliado à presença do ferro na estrutura, são fatores de 
instabilização do mineral, que por isso tem menor resistência ao intemperismo. 
Do grupo dos ANFIBÓLIOS, o mineral mais importante é a HORNBLENDA, cuja fórmula é 
: 
 (Na,Ca)2 (Mg,Fe,Al)5.(Si, Al)8O22. (OH)2 
Sua ocorrência é mais ampla, pois além das rochas básicas citadas, é encontrada também nos 
Sienitos, Gabros e nas rochas metamórficas como o Gnaisse, horblenda-xistos e anfibolitos. 
São igualmente minerais de fácil intemperização, constituindo-se em fontes de cálcio e magnésio 
aos solos. 
 
 24 
5- FILOSSILICATOS 
 
 
São representados também por cadeias de tetraedros, dispostos ilimitadamente em várias 
direções, formando lâminas : 
O exemplo mais representativo de minerais primários deste grupo são as MICAS, e dentre os 
minerais secundários encontram-se as ARGILAS SILICATADAS. 
As micas que ocorrem nos solos são geralmente herdadas do material originário, sendo minerais 
comuns em rochas ígneas, sedimentares ou metamórficas. Dois tipos de micas são mais comuns no solo, 
a MUSCOVITA e a BIOTITA. 
A fórmula geral das micas é : 
 K. (Mg,Fe)3. (OH,F)2.AlSi3O10 
A MUSCOVITA é a mica de coloração clara (mica branca) e a BIOTITA é a mica de 
coloração escura (mica preta). A coloração mais escura da biotita é devida ao seu maior conteúdo em 
ferro, sendo mais facilmente intemperizável que a muscovita. Outros tipos de micas são a flogopita e a 
celadonita. 
O intemperismo das micas geralmente produz minerais de argila, liberando o potássio preso na 
sua estrutura cristalina. Por este motivo as micas são fonte importante de potássio às plantas. 
 
6- TECTOSSILICATOS 
 
Apresentam estruturas atômicas tridimensionais, de difícil representação espacial. Todos os 
oxigênios dos vértices são compartilhados com tetraedros vizinhos: 
 25 
QUARTZO : o quartzo é um exemplo de mineral primário altamente resistente ao 
intemperismo, dada a ausência de substituições isomórficas durante a sua formação, e ao caráter forte 
das ligações que unem os seus átomos (covalência), conferindo ao mineral um balanço de cargas nulo e 
uma alta estabilidade. Sua fórmula mínima é : 
 (SiO2)nº 
O quartzo é um mineral que ocorre na maioria dos solos, freqüentemente constituindo entre 50 e 
95% da fração areia dos mesmos, e forma o chamado “esqueleto” do solo. 
FELDSPATOS : são aluminossilicatos contendo K, Na e Ca (ocasionalmente bário) na sua 
estrutura. Constituem, numa média, 60% em peso das rochas ígneas, e grande parte também das rochas 
sedimentares. 
Possuem a estrutura cristalina básica dos tectossilicatos, entretanto diferem do quartzo pelos 
diferentes graus de substituição isomórfica de Si por Al que podem ocorrer no interior dos tetraedros 
durante momento de formação do mineral. 
Partindo-se, portanto do quartzo, cuja fórmula mínima é: 
 (SiO2)n
0
 ou
 
 (Si4O8)n
0 
 
 - ocorrendo em torno de 25% de substituição isomórfica de Si
4+
 por Al
3+, 
temos, por exemplo, 
a formação dos minerais : 
 ALBITA - Na (Al Si3O8) 
 ORTOCLÁSIO - K (Al Si3O8) 
 
- ocorrendo em torno de 50% de substituição isomórfica : 
 ANORTITA - Ca (Al2Si2O8) 
 
 A denominação feldspato é atribuída, portanto a uma série de minerais primários de composição 
química variada, distinguindo-se basicamente dois grupos, os FELDSPATOS POTÁSSICOS e os 
FELDSPATOS CALCO-SÓDICOS, também denominados de plagioclásios. 
 
 FELDSPATOS POTÁSSICOS - K. (Al, Si3O8) - incluem-se neste grupo uma série de minerais 
como o ortoclásio, microclina e sanidina, sendo o ORTOCLÁSIO o mineral mais comum, 
principalmente nas rochas magmáticas intrusivas, como o granito, e também nas metamórficas como o 
gnaisse. 
 
Os feldspatos potássicos são comuns na fração mais grosseira dos solos mais jovens, 
constituindo-se em fonte importante de potássio às plantas, embora apresentem grande resistência ao 
intemperismo. 
 
 O intemperismo destes minerais geralmente produz minerais de argila como a caulinita. 
 
 
 26 
 FELDSPATOS CALCO-SÓDICOS OU PLAGIOCLÁSIOS - constituem uma série de 
aluminossilicatos contendo sódio e cálcio na sua composição. Os principais termos da série são : 
 ALBITA (90% de Na e 10% de Ca) 
 OLIGOCLÁSIO 
 ANDESINA 
  LABRADORITA 
 BITONITA 
 ANORTITA (90% de Ca e 10% de Na) 
 O sentido da seta indica uma diminuição no conteúdo de SÓDIO e um aumento no conteúdo de 
CÁLCIO. 
 
 ALBITA: Na.(AlSi3O8) - plagioclásio contendo quase que exclusivamente sódio na sua 
composição . Mineral de coloração clara, comum nas rochas magmáticas e metamórficas. 
 
 ANORTITA - Ca .(Al2Si3O8) - plagioclásio contendo quase exclusivamente cálcio na sua 
composição . Mineral dominante nas rochas básicas e ultrabásicas. Nos derrames de lavas basálticas de 
SC tem sido identificados em maior quantidade a LABRADORITA. São fontes muito importantes de 
cálcio às plantas, principalmente porque são minerais facilmente imtemperizáveis. 
 
 FELDSPATÓIDES - termo genérico atribuído a um grupo de minerais semelhantes aos 
feldspatos e de ocorrência comum nas rochas eruptivas mais recentes (Sienitos e fonolitos, por 
exemplo). Os principais representantes deste grupo são a LEUCITA (fonte de potássio) e a 
NEFELINA (fonte de sódio). 
 
 
 MINERAIS ACESSSÓRIOS DAS ROCHAS 
 
 Recebem esta denominação alguns tipos de minerais primários que ocorrem em pequenas 
proporções nas rochas ou que são encontrados em zonas concentradas, formando jazidas. O 
conhecimento das principais características destes minerais torna-se importante, porque podem 
contribuir com alguns elementos essenciais às plantas a partir da sua intemperização ou serem 
explorados industrialmente para a produção de adubos ou corretivos. 
 
 APATITA- mineral acessório de grande importância face ao alto conteúdo de fósforo que 
encerra. As principais formas de apatita ocorrem como minerais de granulação fina em rochas ígneas e 
metamórficas. Em alguns casos podem ocorrer também na forma de cristais maiores, principalmente nos 
pegmatitos. No Brasil, encontram-se jazidas de apatitas (ou fosfato natural) de importância econômica 
em Monteiro (PB), Ipirá (BA), Jacupiranga (SP), Araxá e Patos (MG) e Anitápolis (SC). 
 
 A forma mais comum é a FLUORAPATITA, cuja fórmula é : 
 
 Ca10 F2 (PO4)8 - fórmula simplificada. 
 
 Este material pode ser utilizado na agricultura em sua forma natural, pela simples moagem da 
rocha fosfatada, constituindo assim os fosfatos naturais, ou após fazê-la reagir com ácidos, produzindo 
 27 
os chamados fosfatos solúveis (superfosfato simples, superfosfato triplo, MAP, DAP, etc.). Os fosfatos 
naturais brasileiros tem-se mostrado pouco eficientes quando comparados aos solúveis, dada a sua 
dissolução muito lenta no solo, principalmente nos primeiros anos subsequentes à sua aplicação. 
 
 PIRITA- (FeS2)- também denominado "ouro dos tolos", face à sua semelhança com este 
minério. É encontrada como mineral acessório em rochas ígneas e metamórficas e também nas 
sedimentares. Constitui fonte importante de enxofre e ferro, elementos essenciais às plantas. 
 
 CARBONATOS (Ca, Mg CO3) – também minerais presentes em pequenas quantidades na 
maioria das rochas. Quando ocorrem de forma concentrada em alguns tipos de rochas podem constituiros chamados CALCÁRIOS ou mesmo uma rocha metamórfica como o MÁRMORE. Tanto nos 
calcários quanto nos mármores, os minerais comuns são de dois tipos: a calcita (CaCO3) e a dolomita 
(MgCO3). O termo CALCÁRIO, portanto, pode ser atribuído a qualquer tipo de rocha rica em 
carbonatos, existindo, portanto, calcários de origem sedimentar, metamórfica ou mesmo magmática. Os 
calcários agrícolas comerciais geralmente são de origem metamórfica ou sedimentar, e são do tipo 
dolomítico, ou seja, com dominância de calcita, mas com proporções elevadas de dolomita, para evitar 
desbalanço nos níveis de Ca e Mg no solo. 
 
 
 
MINERAIS SECUNDÁRIOS DO SOLO 
 
 Os minerais secundários do solo resultam da decomposição ou alteração dos minerais primários, 
dando origem a novos minerais, com composição química diferente do mineral que lhe deu origem. 
 
 Exemplos: 
 
1- Feldspato + H2O + H
+ ----------- Mineral de argila + Cátions 
 
2- FeSiO4 + H2O + H
+ --------------- Fe2+ (solução) 
 
 2Fe2+ + 3O -------------- Fe2O3 (óxido de ferro) 
 - K 
3- Mica + H2O ---------------- Mineral de argila 
 
 No primeiro exemplo, a intemperização química do feldspato pela hidrólise, produz uma 
"quebra" na estrutura cristalina do feldspato, liberando a sílica e o alumínio para a solução, que poderão 
recombinar-se produzindo um mineral de argila (mineral secundário). 
 No segundo exemplo, o mineral primário fayalita é atacado pela hidrólise, liberando inicialmente 
o ferro para a solução, na forma reduzida. Num ambiente bem drenado, o ferro oxida-se para formar um 
novo mineral, a hematita ou a goethita (mineral secundário). 
 28 
 No terceiro exemplo, o mineral primário (mica), embora não sofra dissolução, altera-se pela 
perda gradativa do potássio da sua estrutura interna, transformando-se num argilomineral como a ilita ou 
a vermiculita (minerais secundários). 
 
 Os minerais secundários de maior importância agrícola são: 
 
  MINERAIS DE ARGILA OU ARGILOMINERAIS 
  ÓXIDOS DE FERRO, ALUMÍNIO, SILÍCIO, TITÂNIO E MANGANÊS. 
  MATERIAL AMORFO DO SOLO 
 
C. MINERAIS DE ARGILA OU ARGILOMINERAIS 
 
 Os minerais de argila constituem-se, junto com a matéria orgânica, numa das frações mais ativas 
do solo, afetando enormemente suas propriedades físicas e químicas. 
 
 O termo ARGILA é empregado na ciência do solo para designar uma determinada fração 
granulométrica do solo, constituída por partículas de diâmetro inferior à 0,002mm (=2; 1 = 
0,001mm) . É importante ter em mente que esta fração pode conter diversos tipos de minerais, sendo os 
mais comuns os argilominerais, os óxidos de Fe, de Al, etc., e o material amorfo. Portanto, os minerais 
secundários normalmente fazem parte da fração argila do solo. 
 
 Os minerais de argila apresentam forma cristalina definida, com um arranjo regular e sistemático 
dos átomos dispostos em estruturas laminares compostas por tetraedros de silício e octaedros de 
alumínio, os quais unidos entre si formam camadas. Vistos ao microscópio eletrônico, os cristais de 
argilominerais apresentarão um aspecto de placas hexagonais, tubos ou flocos (vide figuras 6 e 9 
adiante). Seu formato mais comum pode ser imaginado como de cristais de mica, extremamente 
pequenas e de dimensões microscópicas. 
 
 Antigamente, pensava-se que os minerais de argila eram constituintes amorfos, porém, com o 
advento dos raios X e da microscopia eletrônica, verificou-se que possuem estrutura cristalina 
perfeitamente definida. Todos são constituídos por duas unidades estruturais básicas: o tetraedro de 
silício e o octaedro de alumínio, cujas representações mais comuns são mostradas na figura a seguir: 
 
 Tetraedro de silício 
Si (centro): 0,78 Å 
O (vértices): 2,64 Å 
 
 29 
 Octaedro de alumínio 
Al (centro): 1,14 Å 
O (vértices): 2,64 Å 
 
 Cada mineral de argila é constituído por uma sucessão de tetraedros de silício e octaedros de 
alumínio, formando lâminas, sendo desta forma classificados em: 
 
 
 A - BILAMINARES OU MINERAIS DE ARGILA DO TIPO 1:1 
 
 Compostos por uma lâmina de tetraedros de silício e uma de octaedros de alumínio, conforme 
mostra a figura 4: 
Figura 4: Seqüência das lâminas nos argilominerais 1:1 
Exemplos: Caulinita, haloisita. 
 B - TRILAMINARES OU MINERAIS DE ARGILA DO TIPO 2:1 
 
 Compostos por duas lâminas de tetraedros de silício e uma de octaedros de alumínio, conforme 
representado na figura 5: 
Figura 5: Seqüência das lâminas nos argilominerais 2:1 
Exemplos: Ilita, Vermiculita e Montmorilonita 
 
 30 
 C-TETRALAMINARES OU MINERAIS DO TIPO 2:1:1 OU 2:2 
 
 Compostos por duas lâminas de tetraedros de silício e uma de octaedros de alumínio e uma de 
octaedros de magnésio. 
Exemplo: clorita. 
 
D-MATERIAL AMORFO 
 
 Há uma disposição totalmente irregular dos tetraedros e octaedros, de tal forma que o mineral 
não apresenta um arranjo sistemático dos seus átomos, sendo por isso amorfo ao raio X. 
 
Exemplos: Mica com vermiculita, caulinita com esmectita, etc. 
 
 
 Observa-se das figuras anteriores, que cada uma das lâminas de tetraedros de silício e de 
octaedros de alumínio apresentam-se unidas entre si compartilhamento átomos de oxigênio nos 
vértices, formando assim o que doravante denominaremos de uma CAMADA. Cada cristal de argila 
visto ao microscópio eletrônico é constituído por uma série destas camadas, que variam, nos minerais do 
solo, entre 10 e 30. 
 
 Na figura 6, é mostrado um cristal de caulinita, visto ao microscópio eletrônico (ME). Cada 
cristal destes é composto de várias camadas, que por sua vez são constituídas de lâminas. 
 Figura 6: cristais de caulinita vistos ao ME. 
 
 Uma das principais características dos minerais de argila é que podem apresentar, durante o 
processo de sua formação, substituição dos íons Si e Al por outros íons no interior das lâminas, ao que 
se denomina de substituição isomórfica. 
 
 
 A substituição isomórfica consiste na substituição de íons no interior das lâminas de tetraedros 
e octaedros, sem alterar a forma do mineral. Os íons substituintes devem possuir tamanhos semelhantes, 
porém podem apresentar valências diferentes. 
 
 Exemplos: 
 
 - o átomo central de silício (0,78Å) nos tetraedros, pode ser substituído, geralmente de forma 
parcial, pelo alumínio; 
 31 
 - o átomo central de alumínio (1,14Å) nos octaedros, pode ser substituído, parcial ou totalmente, 
por átomos de: 
 Mg++ (1,56Å) 
 
 Fe++ (1, 16Å) 
 
 Fe+++ (1,34Å) 
 
 Mn++ (1, 82Å) 
 
 Numa situação ideal, onde todas as lâminas tertaedrais e octaedrais estivessem ocupadas 
respectivamente pelo silício e pelo alumínio, teríamos um balanço de cargas NULO no cristal. 
 
 Na prática, entretanto, muitos minerais de argila apresentam substituições isomórficas em maior 
ou menor grau, as quais ocorreram durante o processo de sua formação. O significado PRÁTICO destas 
substituições é de que, ao variar a valência dos íons centrais, podem se originar cargas nos cristais, 
como exemplificado a seguir: 
Observa-se que a substituição dos cátions centrais por outros de menor valência, faz com que haja 
deficiência de UMA carga positiva em cada tetraedro ou octaedro. Como essa substituição pode ocorrer 
em vários tetraedros e octaedros, gera-se na CAMADA a deficiência de várias cargas positivas, e, 
portanto a superfície do cristal fica carregada NEGATIVAMENTE. Esta situação é esquematicamente 
mostrada na figura a seguir: 
 
 32 
 
 Como todos os processos operantes na natureza tendem ao equilíbrio, esta deficiência de cargas 
positivas(ou excesso de cargas negativas), deve ser satisfeita de alguma maneira, seja por um excesso 
de cargas positivas na CAMADA contígua, ou por ADSORÇÃO (atração de cargas de sinal contrário) 
de cátions à superfície do cristal. Através da substituição isomórfica originam-se, portanto as cargas 
negativas permanentes dos minerais de argila, atraindo pelo menos parte dos cátions da solução do solo, 
e com isso diminuindo as perdas por lixiviação. 
 
Assim, quanto maior tiver sido a substituição isomórfica durante a formação dos minerais de 
argila, maior será a sua quantidade de cargas negativas, e, portanto, esse tipo de minerais de argila 
terá capacidade de reter muitos cátions, formando solos mais férteis. Se as condições do meio não 
favoreceram grande substituição isomórfica durante a formação dos minerais de argila, estes terão pouca 
carga negativa, retendo poucos cátions e com isso formando solos menos férteis. 
 
 
A-MINERAIS DE ARGILA BILAMINARES OU DO TIPO 1:1 
 
1- CAULINITA 
 
 Fórmula : Si4 Al4 O10 (OH)8 
 
 A caulinita é um mineral de argila formado pela sucessão de lâminas de tetraedros de silício e 
octaedros de alumínio, conforme representado na figura 7: 
Figura 7: Estrutura da caulinita, segundo Jackson 
 É o principal mineral de argila encontrado na maioria dos solos brasileiros, particularmente nos 
mais intemperizados, como os Latossolos e Argissolos (antigos Podzólicos). Pode ser herdada do 
material de origem, como é o caso de alguns solos desenvolvidos de rochas sedimentares, formada por 
alteração de minerais primários, como os feldspatos e plagioclásios, ou produzida por alteração de 
outros minerais de argila. 
 
 A distância entre a base do tetraedro de uma camada à outra (chamado espaçamento c) na 
caulinita é de 7,2Å, o que delimita uma distância entre as camadas de 2,74Å, não possibilitando a 
entrada de cátions e moléculas de água no seu interior. Por isso é considerada como um mineral de 
argila não expansivo. Em função destas características, a adsorção de cátions e água restringem-se a área 
 33 
externa do mineral, conferindo-lhe uma pequena área superficial específica (ASE) quando comparada 
com outros minerais de argila, em torno de 10 a 20 m2/g de argila. 
 
 A substituição isomórfica é muito pequena na caulinita, ocorrendo apenas nos chamados 
tetraedros basais (tetraedros mais externos que formam o cristal). Essa pequena substituição isomórfica 
constitui uma das razões de baixa capacidade de troca de cátions da caulinita, que varia de 3 a 15 
meq/100g de argila. 
 
 Observada ao microscópio eletrônico, a caulinita apresenta-se em forma de placas hexagonais 
(figura 6). 
 
Nas regiões tropicais, onde o intemperismo é intenso, geralmente formam-se solos profundos e 
quimicamente pobres. A caulinita é quase sempre o argilomineral predominante nestes solos, conferindo 
aos mesmos uma baixa capacidade de retenção de cátions. Este fato explica a baixa fertilidade dos 
mesmos, visto que os cátions úteis as plantas, liberados pela decomposição dos minerais primários, 
tendo um pequeno número de cargas negativas (baixa CTC = baixo número de cargas negativas) onde 
possam ser "segurados", são mais facilmente perdidos pelos processos de lixiviação. A manutenção de 
níveis adequados de matéria orgânica nestes solos é imprescindível para um manejo adequado. 
 
 2- HALOISITA 
 Fórmula : Si4 Al4 O10 (OH)8 . 4H2O 
 
 A haloisita é um argilomineral cuja disposição das lâminas e camadas é semelhante a da 
caulinita, distinguindo-se desta pela presença de moléculas de água entre as camadas, conforme é 
mostrado na figura 8. 
Figura 8: Estrutura da haloisita segundo Jackson 
 
 A presença das moléculas de água faz com que o espaçamento c da haloisita seja de 10Å, o que 
permite diferenciá-la da caulinita. Em solos sujeitos a secas periódicas, a haloisita pode sofrer uma 
desidratação irreversível, perdendo a água das entrecamadas, e com isso o espaçamento c cai para 7,4Å. 
Na verdade, então, existem dois tipos de haloisita: a haloisita hidratada ou haloisita 10Å, e a haloisita 
desidratada ou haloisita 7Å. A diferenciação entre caulinita e haloisita 7Å por difratometria de raios X 
(DRX) é difícil, exigindo técnicas especiais. 
 34 
 
 É muito freqüente em solos derivados de cinzas vulcânicas, de onde se deriva pela 
intemperização de argilas amorfas, como a alofana. Portanto é um mineral de argila pouco comum na 
maioria dos solos brasileiros. No Sul do Brasil, tem sido constatada sua presença em alguns solos 
derivados de basalto, restrita aos horizontes mais próximos do contato com a rocha, onde os níveis de 
umidade são geralmente mais altos. 
A CTC da haloisita é um pouco maior do que a da caulinita (em torno de 20 meq/ 100g de 
argila), devido a maior ocorrência de substituições isomórficas. Sua forma, ao microscópio eletrônico, é 
caracteristicamente tubular (figura 9), mas também existem formas esféricas. 
 
 
 
Figura 9. Cristais de haloisita, vistos ao ME. 
 
 
B-MINERAIS DE ARGILA TRILAMINARES OU DO TIPO 2:1 
 
 Nos minerais de argila trilaminares a camada é constituída por duas lâminas de tetraedros de 
silício, tendo entre elas uma de octaedro de alumínio (figura 5). No grupo encontram-se minerais que 
apresentam expansividade entre as camadas, tais como a montmorilonita e vermiculita, e minerais não 
expansivos como as micas e a ilita. A mica, embora seja um mineral primário, apresenta também uma 
estrutura em camadas sendo muito similar a ilita. A expansividade dos argilominerais 2:1 é devida ao 
caráter mais fraco das ligações entre as camadas, permitindo assim a entrada de água e cátions 
internamente. 
 
 NÃO EXPANSIVOS 
 
 1- MICA E ILITA 
 
FÓRMULA : X0, 75 (Si3,5 Al0,5) (Al1,55 Fe0,2 Mg0,25) O10 (OH)2 H2O 
 ------------------- ------------------------------ 
 Tetraedro octaedro 
 Da fórmula estrutural mínima da ilita, observa-se que parte das posições centrais dos tetraedros 
foi ocupada pelo alumínio, e que parte das posições centrais dos octaedros foi ocupada pelo magnésio e 
 35 
pelo ferro. Ocorreu, portanto substituição isomórfica de íons durante o processo de formação da ilita. A 
letra X indica presença de cátions, principalmente de potássio, entre as camadas. 
 
 A ilita é um mineral de argila que se forma geralmente a partir da hidratação das micas (por isso 
é chamada também de mica hidratada), pela perda gradual de potássio da estrutura cristalina, conforme a 
reação: 
 -K 
----------------------- 
 MICA + H2O <-------------------- ILITA 
+ K 
 
 O mecanismo de alteração das micas se dá através da hidratação e abertura dos bordos laterais do 
cristal de mica, formando ilita e depois vermiculita, conforme exemplo da figura 10: 
Figura 10: Esquema de alteração das micas 
 
 
 A estrutura atômica da ilita assemelha-se à das micas, como a muscovita, conforme é mostrado 
na figura 11: 
 Figura 11: Estrutura da muscovita, mostrando a presença dos íons K nas entrecamadas. 
 
 Observa-se que a distância da base de um tetraedro à base do tetraedro da camada contígua, é 
fixa. e de 10Å. Como o potássio ocupa determinadas “cavidades” entre as camadas, isto impede a 
entrada de água e limita a entrada de outros cátions. Este potássio é um “K-estrutural”. Por esses 
motivos a ilita e a mica são considerados minerais “não expansivos”. 
 
 A ilita apresenta uma CTC relativamente baixa em relação aos demais argilominerais 2:1, sendo 
em torno de 40 meq/100g de argila. 
 
 36 
 A ilita ocorre geralmente nos solos mais jovens, principalmente naqueles derivados de rochasque contenham alto conteúdo de micas, tais como os micaxistos, gnaisses, granitos e algumas rochas 
sedimentares. No Brasil a maioria dos solos derivados destas rochas são altamente intemperizados 
(velhos), e por isso é pequena a ocorrência de ilita nos solos. 
 
EXPANSIVOS 
 
 1- VERMICULITA 
 
 As vermiculitas ocorrem principalmente nos solos mais jovens, principalmente nas regiões de 
clima temperado, sendo formadas a partir do intemperismo ou alteração hidrotermal de micas. As 
vermiculitas podem ser dioctaedrais (apenas 2/3 das posições centrais dos octaedros são ocupadas por 
cátions) ou trioctaedrais (todas as posições centrais dos octaedros são ocupadas por cátions). A maioria 
das vermiculitas identificadas nos solos são dioctaedrais 
 A formação da vermiculita se dá num ambiente em que haja uma quantidade significativa de 
magnésio no sistema, havendo, pela perda gradativa de potássio na mica, uma ocupação de íons 
magnésio hidratados nas entrecamadas do mineral, conforme mostra a figura 12: 
Figura 12: Estrutura de uma vermiculita trioctaedral, segundo Jackson 
 
 A entrada de íons hidratados nas entrecamadas faz com que a distância entre a base do tetraedro 
de Si de uma camada à outra (espaçamento c) não seja fixa neste argilomineral (10 a 15 Â), sendo esta 
variação devida ao tipo de cátions presentes nas entrecamadas. Esta característica é que dá a propriedade 
de expansividade do argilominearal, e permite diferencia-lo das micas e da ilita. Esta expansividade, 
entretanto, é relativamente limitada, devido a alta carga negativa das suas camadas, sendo a vermiculita 
menos expansível que a montmorilonita. 
 
 A vermiculita apresenta uma alta substituição isomórfica de Si por Al na lâmina tetraedral, 
produzindo assim uma deficiência de cargas positivas que é apenas e parte compensada pelo excesso de 
cargas positivas na lâmina octaedral. Disso resulta a geração de uma alta carga negativa nas camadas, e, 
por conseguinte a sua CTC (capacidade de troca de cátions) é alta, da ordem de 100 a 120 meq/100g de 
 37 
argila. Isto faz com que os solos que contenham alta quantidade de vermiculita na fração argila, 
retenham maior quantidade de cátions básicos, e com isso a sua fertilidade natural é normalmente alta. 
 
 Sua área superficial específica (ASE) também é elevada, da ordem de 600 a 800 m2/g de argila. 
Isto decorre do fato que, além da superfície externa do cristal, a vermiculita apresenta também 
superfícies internas, entre camadas, que permitem a adsorção de cátions, água e compostos orgânicos. 
 
Infelizmente a maioria dos solos brasileiros não contém vermiculitas puras, ocorrendo apenas em alguns 
poucos solos, mais jovens. Entretanto, um tipo especial de vermiculitas, com polímeros de hidroxi-
alumínio nas entrecamadas, é de ocorrência bastante generalizada nos nossos solos, mesmo nos mais 
intemperizados. As características deste tipo de argilomineral serão comentadas adiante. 
 
 Vermiculitas puras, provavelmente originadas de alteração hidrotermal, são encontradas no 
Brasil na forma de jazidas, sendo então exploradas comercialmente para diversos usos industriais e 
agrícolas, tais como isolante térmico, substrato para crescimento de plantas em vasos, etc. 
 
 
 2 - MONTMORILONITA 
 
 
Figura 13: Estrutura da montmorilonita, segundo Jackson 
 
 A montmorilonita é um mineral do tipo 2:1, expansível, cuja estrutura atômica é mostrada na 
figura 13: 
 
 Observa-se da figura 13 que o mineral é dioctaedral, e que o seu espaçamento c varia de 9,6 a 
18Â, sendo, portanto mais expansivo que a vermiculita. 
 
 Além disso, os principais cátions presentes nas suas entrecamadas são o cálcio e o sódio, 
hidratados, ao invés do magnésio da vermiculita. 
 
 A CTC da montmorilonita varia de 40 a 100 meq/100g de argila e, de sua fórmula estrutural, 
pode-se concluir que a principal origem das cargas negativas é oriunda da substituição de Al
3+
 por Mg
2+
 
nas lâminas octaedrais . Isto faz com que a força de atração dos íons nas entrecamadas seja menor do 
que na vermiculita, e, portanto daí o seu caráter mais expansivo. 
 
 38 
 O caráter expansivo deste argilomineral permite que, além da água, possam penetrar também 
cátions hidratados entre as camadas, tais como Na, K, Ca, Mg. Sua área superficial além da superfície 
externa, possui também uma grande superfície interna para adsorção de íons. 
 
 A montmorilonita é um mineral de argila característico dos solos mais jovens, pouco evoluídos, 
tais como o Brunizens e o Vertissolos. Nos Vertissolos, por exemplo, a montmorilonita é quase sempre 
o mineral de argila predominante. Por isso são solos que apresentam propriedades de expansão e 
contração da massa do solo muito acentuadas, e formam fendas muito profundas quando secos. O 
preparo destes solos é difícil, exigindo um estado de umidade ideal para serem trabalhados. Se muito 
seco formam torrões extremamente duros, se muito molhados tendem a ser facilmente compactados e 
aderem fortemente ao maquinário agrícola, devido a sua alta plasticidade e pegajosidade. 
 
 A montmorilonita se forma nos solos pela intemperização de plagioclásios cálcicos, como a 
anortita e a labradorita ou de piroxênios como a augita, desde que o ambiente de intemperização não 
seja muito drástico. É o mineral de argila predominante nos solos férteis das regiões de clima mais seco 
(semi-árido do Nordeste e Campanha do RS). 
 
 Os cristais de montmorilonita, vistos ao microscópio eletrônico, geralmente tem forma irregular, 
e suas dimensões são muito reduzidas, normalmente com diâmetro inferior à 0,1 . 
 
 
C- MINERAIS DE ARGILA DO TIPO 2:1: 1 OU 2:2 
 
 1- CLORITA 
 
 As cloritas apresentam estruturas do tipo 2:1 semelhante às micas, porém com uma lâmina 
adicional de brucita (octaedro de magnésio), formando a seqüência de lâminas exposta na figura 14: 
 
 Observa-se que a lâmina de octaedros de magnésio é contínua mas não faz parte da camada 2:1, 
formando, portanto uma seqüência que é melhor caracterizada como do tipo 2:1: 1. 
 
 O espaçamento c da clorita é fixo e de 14Å, não sendo, portanto um mineral expansível. 
 
 39 
 Ocorrem substituições isomórficas de Si4+ por Al3+ nos tetraedros, criando assim cargas 
negativas que são compensadas por substituições de Mg2+ por Al3+ ou Fe3+ ao nível dos octaedros na 
lâmina de brucita. Disso resulta um balanço final de cargas praticamente nulo nos cristais da clorita, que 
por isso apresenta uma CTC muito baixa ou mesmo nula. 
 
 As cloritas verdadeiras formam-se geralmente por alteração hidrotermal das micas do tipo 
biotita, e não são comuns nos solos. As cloritas de solo originam-se do intemperismo das micas e por 
isso apresentam muitas variações em relação ao tipo ideal. 
 
 
 ARGILOMINERAIS 2:1 COM POLÍMEROS DE Al ENTRECAMADAS 
 
 
 Muitas vermiculitas e montmorilonitas podem ter sofrido, após a sua formação, intercalação com 
polímeros de hidróxi-alumínio nas entrecamadas. Estes polímeros são hidróxidos de Al, com vários 
átomos de Al polimerizados formando uma molécula grande, e apresentam carga positiva. Em 
ambientes mais ácidos, estes polímeros penetram nas entrecamadas dos argilominerais 2:1 diminuindo 
sua expansividade e reduzindo drasticamente a CTC do mineral original. 
 
 
 
Figura 15: Representação simplificada da estrutura dos argilominerais 2:1 com “ilhas” de polímeros de 
hidroxi-Al entre camadas. 
 
 
 Diferentemente das cloritas, onde os octaedros de magnésio formam uma lâmina contínua, nestes 
argilominerais os polímeros formam como que "ilhas" nas entrecamadas, conforme é esquematicamente 
mostrado na figura 15: 
 
Erroneamente, estes