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GEOLOGIA E MINERALOGIA 
 
 
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile 
Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior 
 
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Conteúdo 
CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA................................................................... 1 
1.1. Introdução .............................................................................................................. 1 
1.2. Os Solos nos Ecossistemas ................................................................................... 4 
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL .................................................................................. 8 
2.1. Introdução .............................................................................................................. 8 
2.2. Noções de cristalografia ......................................................................................... 8 
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária .......................................................................... 8 
2.2.2. Sistemas Cristalinos .......................................................................................11 
2.3. Princípio da coordenação ......................................................................................14 
2.4. Substituição Iônica ................................................................................................18 
2.5. Espécie Mineral ....................................................................................................20 
2.6. Classificação das espécies minerais .....................................................................21 
2.7. Minerais das rochas e dos solos ...........................................................................26 
CAPÍTULO 3 - GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS ..................................................27 
3.1. Generalidades .......................................................................................................27 
3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro ................................................................................28 
3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio ..........................................................................31 
3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas .......................................................................32 
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS ........................................................................33 
4.1. Generalidades .......................................................................................................33 
4.2. Classificação .........................................................................................................35 
4.2.1. NESOSSILICATOS ........................................................................................40 
4.2.2. SOROSSILICATO ..........................................................................................41 
4.2.3. CICLOSSILlCATOS .......................................................................................41 
4.2.4. INOSSILlCATO ..............................................................................................42 
4.2.5. FILOSSILlCATO .............................................................................................44 
4.2.6. TECTOSSILlCATOS ......................................................................................54 
CAPÍTULO 5 - INTEMPERISMO .....................................................................................58 
5.1. Considerações Gerais ...........................................................................................58 
5.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ............................................................................59 
5.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) .......................................................................64 
5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo ..........................................................66 
5.2.1. Intemperismo Físico .......................................................................................67 
5.2.2. Intemperismo Químico ...................................................................................69 
5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas .......................................................78 
5.3.1. Alguns exemplos ............................................................................................78 
CAPÍTULO 6 - ROCHAS MAGMÁTICAS .........................................................................81 
6.1. Introdução .............................................................................................................81 
6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .............................................................82 
6.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas ..........................................86 
6.4. Resfriamento do Magma .......................................................................................88 
6.4.1. Estágios de Resfriamento ..............................................................................89 
6.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico) .....................................................89 
6.4.1.2. Estágio Hidrotermal .....................................................................................89 
6.4.2.Textura das rochas magmáticas ......................................................................89 
6.5. Seqüência de Cristalização ...................................................................................91 
6.6. Principais Rochas Magmáticas .............................................................................93 
6.6.1. Família Granito - Riólito ..................................................................................93 
6.6.2. Família Diorito - Andesito ...............................................................................94 
6.6.3. Família Gabro-Basalto ...................................................................................94 
CAPÍTULO 7 - ROCHAS SEDIMENTARES .....................................................................96 
 ii
7.1. Introdução .............................................................................................................96 
7.2. Ciclo Sedimentar ...................................................................................................98 
7.3. Composição ........................................................................................................ 103 
7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares ................................................... 105 
7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem ........................................... 106 
7.5.1. Ambientes Deposicionais ............................................................................. 106 
7.5.2. Formação da Paisagem ............................................................................... 108 
7.6. Classificação ....................................................................................................... 109 
7.6.1. Rochas Clásticas.......................................................................................... 110 
7.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas ................................................ 115 
7.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química ................................................ 116 
7.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas ............................................................... 117 
CAPÍTULO 8 - ROCHAS METAMÓRFICAS .................................................................. 119 
8.1. Introdução ........................................................................................................... 119 
8.2. Tipos de Metamorfismo ....................................................................................... 121 
8.2.1. Metamorfismo de Contato ............................................................................ 121 
8.2.2. Metamorfismo Regional................................................................................122 
8.3. Foliação .............................................................................................................. 123 
8.4. Classificação das Rochas Metamórficas ............................................................. 123 
8.4.1. Ardósias ....................................................................................................... 125 
8.4.2. Filitos ............................................................................................................ 125 
8.4.3. Xistos ........................................................................................................... 126 
8.4.4. Gnaisses ...................................................................................................... 126 
8.4.5. Metaconglomerados ..................................................................................... 127 
8.4.6. Quartzito ...................................................................................................... 127 
8.4.7. Mármore ....................................................................................................... 128 
8.4.8 Anfibólios ...................................................................................................... 128 
8.4.9. Itabiritos ....................................................................................................... 129 
CAPÍTULO 9 - MINERALOGIA DE SOLOS ................................................................... 131 
9.1. Introdução ........................................................................................................... 131 
9.2. Minerais do Solo ................................................................................................. 133 
9.2.1. Cascalho e Areia .......................................................................................... 135 
9.2.2. Silte .............................................................................................................. 136 
9.2.3. Argila ............................................................................................................ 137 
9.3. Relembrando outros capítulos... .......................................................................... 137 
9.4. Algumas relações entre "Dessilicatização" e a Mineralogia de Solos .................. 138 
9.4.1. Conceito de Dessilicatização ........................................................................ 138 
9.4.1.1. Lixiviação .................................................................................................. 138 
9.4.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo ............................................. 139 
9.4.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo ...... 143 
9.5. Colóides do Solo ................................................................................................. 146 
9.5.1. Alguns conceitos e definições ...................................................................... 146 
9.5.2. Origem de Cargas nos Constituintes do Solo ............................................... 148 
9.5.3. Os colóides do solo e os processos de troca iônica ..................................... 152 
9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DOS SOLOS ............................................... 158 
9.8.1. Sistema Silicatado ........................................................................................ 158 
9.8.2. Sistema Oxídico ........................................................................................... 158 
9.8.3. ∆pH e Ponto de Carga Zero ......................................................................... 158 
9.8.4. Sistema silicatado recoberto por óxidos ....................................................... 160 
9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica .................................................. 161 
9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais influenciam o Solo? ...................... 161 
9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo .......................................................... 162 
9.9.2. Óxido de Fe e AI e a estrutura do solo ......................................................... 163 
9.9.3.Óxidos de Fe e AI e adsorção de fosfatos ..................................................... 163 
9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades ................................ 163 
 iii 
9.5. Considerações Finais .......................................................................................... 164 
CAPÍTULO 10 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS SOLOS ............................................. 166 
10.1. Seqüência Cronológica ..................................................................................... 166 
10.2. Sequência Litológica ......................................................................................... 168 
10.3. Modelo de Evolução dos Solos ......................................................................... 171 
CAPÍTULO 11 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA DO ESTADO 
DE SÃO PAULO. ........................................................................................................... 177 
11.1. O Tempo Geológico .......................................................................................... 177 
11.2. Esboço Geológico do Brasil .............................................................................. 184 
11.3. Bacias Sedimentares ........................................................................................ 185 
 
 
 
 1
CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA 
 
1.1. Introdução 
A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento 
adequado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas 
(MONTEITH, 1958). 
O comportamento das plantas quer sejam pertencente à vegetação natural 
ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores 
diretos ou qualidades do ambiente (Tabela 1). Estas qualidades, por sua vez, 
dependem de fatores indiretos. 
 
Tabela 1- Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores 
determinantes (Resende, 1988). 
 
 Qualidade do ambiente 
quanto a fatores diretos 
Fatores determinantes 
destas qualidades (indiretos) 
Abióticos 
R - Radiação solar 
Latitude, altitude, exposição, 
cobertura vegetal, 
nebulosidade, unidade 
atmosférica, poluição 
atmosférica 
A - Água Precipitação, evapotranspiração, solo, planta 
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, relevo, continentabilidade 
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 arqila 
Bióticos 
P - Pragas 
D - Doenças 
H - Homem 
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 
nutrientes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A), 
 2
temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente 
 
 
(a) (b) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1- Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo, clima e 
organismos, (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 enfrente tentando reduzi-los (práticas de redução), ou busca 
conviver com os mesmos (práticas de convivência). A adubação ea irrigação são 
práticas de redução dos problemas de deficiência de nutrientes e água, 
respectivamente. O uso de variedades tolerantes mostra o uso de práticas de 
convivência. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ORGANISMOS 
NUTRIENTES 
SOLO CLIMA 
R A 
T O 
E 
NUTRIENTES 
 3
Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão 
excluídos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e 
socioeconômicos. 
 
Deltas Práticas de redução Práticas 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, sulcos Espécies e variedades selecionadas; 
coso lavoura seca; plantas de ciclo 
curto e época de plantio; culturas em 
faixas; "mulch". 
Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades 
selecionadas; 
Erosão, ∆E Terraceamento, cordões em 
contorno, terraços em patamar, 
banco ou escada; banquetas 
individuais; cultivos alternados; 
enleiramentos permanentes; 
valetamento; coveamento e 
encordoamento do mato. 
Semeadura em curvas de nível; 
cultura em faixas; cobertura do 
terraço; cultivos alternados; renques 
de vegetação cerrada; agricultura 
nômade, pequenos talhões; 
consorciação de culturas 
Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de 
terreno; preparo de terraços; 
retirada de pedras. 
Ajustes dos implementos cada vez 
mais levem até a tração animal e 
mesmo implementos manuais, 
conforme o agravametno do desvio. 
Ajuste do implemento (tamanho das 
rodas, pro exemplo). 
Tempeartura, ∆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; 
trato conforme hora do dia. 
 
 
 
 
 
Poder-se-ia, por exemplo, representar esses pro
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a 
base. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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. 
(Resende, 1988) 
 
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as 
relações solo-planta sem esta atenção para o funcionamento global deste 
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e 
Solo 
Pedosfera
ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de um 
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a 
relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982)
Os Solos nos Ecossistemas 
A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição 
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as 
planta sem esta atenção para o funcionamento global deste 
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e 
Organismos 
Clima 
Influência dos aspectos 
sócioeconómicos
Pedosfera 
4
blemas em forma de um 
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a 
) 
A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição 
 
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as 
planta sem esta atenção para o funcionamento global deste 
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e 
Influência dos aspectos 
sócioeconómicos 
 5
permite, por exemplo, o entendimento 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 
ecotessela 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 
estável (Figura 5). 
 
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, predominam
maior quantidade
PASCHOAL, 1987)
 
 
Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das
forças bioclimáticas que transformam a rocha 
variações no solo. 
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 
cado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições
adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior 
de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é 
regra, predominam 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 
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 
6
 
cado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições 
adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior 
de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é 
apazes de vencer a competição por espaço, usando 
de energia na especialização de funções. (Modificado de 
Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das 
em solo, determina grandes 
 
Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região 
mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os 
 7
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 maiores nos solos mais jovens. No Agreste 
Pernambucano, 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. 
 8
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL 
 
2.1. Introdução 
Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa 
definição impõe de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir 
espécie 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 
estrutura cristalina. As propriedades decada 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 solos. 
 
2.2. Noções de cristalografia 
A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi 
desenvolvido 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 têm 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 
átomos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. À distância, a partir da 
origem comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e 
Z definem os parâmetros ao, bo e co da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalo- 
gráficos definem os ângulos a, β e γ, que combinados com os parâmetros 
caracterizam as substâncias 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
átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana. 
- Estrutura para-
menos uma direção cristalográfica. E
 
Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal 
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensio
denominada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma 
e o tamanho da cela unitária são especif
e os ângulos entre as mesmas (Figura 
 
Figura 8 - Representação da cela unitária em cristal de goethita. 
 
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
átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana. 
-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo 
direção cristalográfica. Ex.: lwojolita. 
o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal 
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensio
nada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma 
e o tamanho da cela unitária são especificados pelo comprimento de suas arestas 
e os ângulos entre as mesmas (Figura 8). 
Representação da cela unitária em cristal de goethita. 
9
 
 
Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara: 
Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares) 
Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos 
cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo 
o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal 
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional, 
nada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma 
icados pelo comprimento de suas arestas 
 
 
- Distância interplanar
cristalino, os quais con
arbitrariamente (Figura 9
medida em angstrom, que é igual a 10
 
Figura 9 - Representação do retículo cristalino, assinalando
possíveis, com as distâncias interplanares 
 
- Espaçamento basal: é um certo 
ao eixo cristalográfico Z
qual o mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última 
propriedade denomina-se clivagem (Figura 
 
 
 
Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo 
cristalino, os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados 
9). À distância interplanar é representada pela letra d e 
medida em angstrom, que é igual a 10-8 cm. 
 
Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos 
possíveis, com as distâncias interplanares d correspondentes. 
é um certo d que separa planos do retículo perpendicular 
Z, e que nos argilominerais é um plano de fraqueza pelo 
ineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última 
se clivagem (Figura 10). 
 
Figura 10 - Planos de clivagem da mica. 
10
: é a distância entre dois planos paralelos do retículo 
e podem ser traçados 
). À distância interplanar é representada pela letra d e 
se algumas famílias de planos 
que separa planos do retículo perpendicular 
minerais é um plano de fraqueza pelo 
ineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última 
 11
- Cristais onisotrópicos - características podem variar nas diferentes direções 
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 esboçam como defeitos estruturais, os quais são muito comuns em 
minerais dos solos. Algumas causas: (a) variação na composição atômica de uma 
cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem 
diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de 
camadas formando estruturas mistas, etc. 
 
2.2.2. Sistemas Cristalinos 
Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço com três planos, podemos 
produzir celas unitárias de vários tipos, dependendo como arranjamos esses 
planos. Por exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual 
distância e mutuamente 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 
a=p=y=90o. Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos, 
podem-se produzir celas unitárias de vários tipos e conseqüentemente vários 
tipos de redes, desde que os pontos das redes estejam localizados nas arestas 
das celas. Utilizando critérios básicos de simetria, pode-se provar que apenas 
sete tipos diferentes de celas são necessários para abranger todas as redes 
possíveis. Estas redes correspondem aos sete sistemas cristalinos, 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 
denominados 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 comprimentos 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 
 12
cristalográficos, três eixos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120°, o 
quarto é de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três 
(Figura 11). 
Sistema tetragonal - um único eixo de simetria quaternário caracteriza os 
cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente 
perpendiculares; 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 
simetria 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 
desiguais, 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 
simetria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão 
rotatória (Figura 12). 
 
Figura 11 - Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbi
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos 
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão 
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum
que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988).
 
Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbi
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos 
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão 
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum
que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988). 
 
 
 
 
 
13
 
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 
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão 
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral 
 
Os cristais são referidos aos três eix
ângulos oblíquos (Figura 12)
 
Figura 12 - Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico, 
clínico, (F) triclínico (Popp, 1988)
2.3. Princípio da coordenação 
A formação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias, 
das quais o princípio de coordenação 
Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.) 
ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem 
Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam form
(Figura 12). 
Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico, 
clínico, (F) triclínico (Popp, 1988). 
2.3. Princípio da coordenação 
ação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias, 
rincípio 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 
14
os desiguais, que se cortam formando 
 
Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico, 
ação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias, 
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 
 
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá
nome de coordenação -
número possível de íons de carga contrária, ligando
eles. 
Número de coordenaçã
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de 
coordenação. 
Na caulinita, por exemplo, o NC de Si
em relação à OH- é 6. (Figura 13
Figura 1
 
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos 
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de 
outra, de raio diferente. 
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e 
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF
com as valências usuais do Ca e do F.
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das 
absoluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado 
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá
- cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior 
número possível de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos 
Número de coordenação (NC) é o número de íons de carga contrária ao 
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de 
Na caulinita, por exemplo, o NC de Si4+ em relação a O2- é 4 e o NC de Al
é 6. (Figura 13). 
Figura 13. Estrutura espacial da caulinita. 
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos 
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de 
 
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e 
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF
valências usuais do Ca e do F. 
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das 
mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado 
15
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o 
cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior 
se de modo igual a todos 
(NC) é o número de íons de carga contrária ao 
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de 
é 4 e o NC de Al3+ 
 
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos 
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata-se, em 
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de 
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons flúor 
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons 
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e 
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2 
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor 
mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado 
 16
se expressa pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio 
do ânion, em unidades "angstrom". Entretanto, se o íon coordenador for Si+4 e os 
íons coordenados forem O2-, a relação de raios será RSi4+/RO2- = 0,42 Å/1,40 Å = 
0,3. Sempre que tiver esfera cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua 
participação na configuração tetraédrica. 
Em resumo, são os seguintes tipos mais freqüentes de coordenação nos 
minerais e seus respectivos limites de estabilidade. 
 
NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS 
12 cúbica compactada 1 
8 cúbica 1 a 0,73 
6 octaédrica 0,73 a 0,41 
4 tetraédrica 0,41 a 0,22 
3 triangular 0,22 a 0,15 
2 linear < 0,15 
 
Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de 
coordenação. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 14
A Tabela 3 mostra
dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O
Å). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
4 - 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 O
17
 
Esquema dos principais tipos de coordenação 
calculados, observados na estrutura 
dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O2- (RO2- = 1,40 
 18
Tabela 3. Número de coordenação dos prinicpais cátions em relação ao O2- (RO2- = 1,40 Å). 
 
 
2.4. Substituição Iônica 
Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemasde 
composição química muito complexa, de maneira que existe sempre a 
possibilidade de um íon ser substituído por outro, durante a formação de uma 
determinada espécie mineral. Ocorrem variações em suas composições químicas, 
podendo atingir grandes proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2.SiO4, 
mostra, nos diferentes exemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg. 
Conhecem-se olivinas de composições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com 
todos os teores intermediários de Mg e Fe. 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 olivina, Mg e Fe ocupam posições 
equivalentes nos centros de octaedros de coordenação. Na magnetita, Mn, Mg, 
Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe. 
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 
entrada 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 
 19
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 cristalino 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, CI, OH) (PO4)3, os ânions F, OH- e Cl- 
substituem-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 qualquer proporção. 
A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que 
são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente 
homogêneo e nele não se reconhecem partes de um sólido ou de outro. É, 
portanto, a formação 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 
temperatura 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 
substituições, 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, 
principalmente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um 
excesso de cargas negativas. 
A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela 
Capacidade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligramas 
por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido à substituição 
iônica é chamada de CTC permanente. 
 20
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 (ESMECITA) 112 
VERMICULlTA 85 
ILITA 11 
CAOLlNITA 1 
GIBBSITA 0 
GOETHITA 0 
 
A quantidade e o tipo de carga existente no solo são de extrema 
importância, pois se relaciona com inúmeras propriedades químicas e físico-
químicas dos solos, principalmente relacionadas à sua fertilidade. 
 
2.5. Espécie Mineral 
Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As 
condições desta definição admitem as seguintes considerações: 
a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias 
orgânicas. 
b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias 
elaboradas pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na 
natureza inorgânica. 
c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química e 
definida, comum a todos os cristais da espécie. 
d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm 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 o sistema e possui uma cela unitária específica. 
 
 
 
 21
PROPRIEDADES ESSENCIAIS 
A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as 
propriedades essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da 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, 
ortorrômbicos, monoclínicos e triclínicos . 
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 
contendo o mesmo elemento. 
d) Processo genético. Agrupam 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 
natureza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e 
coerência que outros critérios não possuem. 
Na tabela 5 estão representadas as principais classes de classificação dos 
minerais, segundo o critério de composição química. 
 
 
 
 22
Tabela 5 - Classificação dos principais minerais baseados na composição química (Popp, 1988). 
ELEMENTOS 
Metais nativos Semi metais nativos 
Ouro Au Arsênio As 
Prata Ag Bismuto Bi 
Cobre Cu Não metais nativos 
Platina Pt Enxofre S 
Ferro Fe Diamante C 
 Grafita C 
 
SULFETOS 
Argentita Ag2S Covelina CuS 
Calcocita Cu2S Cinábrio HgS 
Borita CuSFeS4 Estibina Sb2S3 
Galena PbS Pirita FeS2 
Blenda ZnS Marcasita FeS2 
Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita FeAsS 
Pirotita Fe1_XS Molibdenita MoS2 
Niquelita NiAs 
SULFOSSAIS 
Polibasita (Ag, Cu)16Sb2S11 
ÓXIDOS HIDRÓXIDOS 
Óxidos anídricos Óxidos hidratados 
Cuprita Cu2O Diásporio AIO(OH) 
Gelo H2O Goethita FeO(OH) 
Zincita ZnO Manganita MnO(OH) 
Corimon AI2O3 Limonita FeO(OH)+nH2O 
Hematita Fe2O3 Bauxita AI(OH)3 
Ilmenita FeTiO3 Psilomelano (Ba,H20)4 Mn10 020 
Espinélio MgAI2O3 
Magnetita Fe3O4 
Franclinita (Fe, Zn, Mn) (Fe,Mg)O3 
Cromita FeCr2O4 
Crisoberilo BeAI2O4 
Cassiterira SnO2 
Rutilo TiO2 
Pirolusita MnO2 
Columbita (Fe, Mn) (Cb, Ta)2O6 
Uraninita UO2 
 23
SAIS HALÓGENOS 
São compostos dos halógenos f1úor, cloro, bromo e iodo com metais 
Halita NaCI 
Silvita KCI 
Fluorita CaF2 
 
CARBONATOS 
Grupo da Calcita Grupo da argonita 
Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3 
DolomitaCaMg (CO3)2 Witherita BaCO3 
Magnesita MgCO3 Estrontianita SrCO3 
Siderita FeCO3 Cerussita PbCO3 
Rodocrosita MnCO3 
Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre 
 Malaquita CU2CO3 (OH)2 
 Azurita CU3(CO3)2 (OH)2 
NITRATOS 
Nitrato de sódio NaNO3 
Nitro KNO3 
BORATOS 
Boracita Mg3B7O13Cl 
Bórax Na2B4O7.10H2O 
SULFATOS E CROMATOS 
Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados 
Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O 
Barita BaSO4 Jarosita KFe(SO4)2(OH)6 
Celestita SrSO4 
Anglesita PbSO4 
Anidrita CaSO4 
Crocoíta PbCrSO4 
FOSFATOS, ARSENIATOS E 
VANADATOS 
TUNGSTATOS E MOLlBDATOS 
Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4 
Apatita Ca (F, CI, OH) (PO4)3 Seheelita CaWO4 
Piromorfita Pbs (PO4, AsO4)3 CI Wulfenita PbMoO4 
Turquesa CuAI6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O 
Vanadinita Pbs (VO4)3 CI 
Mimetita Pbs (AsO4, PO4)3 CI 
 24
(Tectossilicatos) 
Grupo do quartzo 
Quartzo SiO2 
Tridimita SiO2 
Cristobalita SiO2 
Opala SiO2 . nH2O 
Grupo dos Feldspatos 
Ortoclásio KAISisOa 
Microclínio KAISisO8 
Albita * NaAlSisO8 
Oligoglásio * (Na, Ca) (AI, Si)4O8 
Andesina * (Na, Ca) (AI, Si)4O8 
Labrodorita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8 
Bytownita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8 
Anortita * CaAI2Si2O8 
Grupo dos feldspatóides 
Leucita KAISi2OS 
Nefelina (Na, K) (AI,Si)2 O4 
Sodalita Na4(AISiO4)3CI 
Família das zeolitas 
Heulandita (Ca,Na,K)s (AI,Si) Si29 O80 . 25 H2O 
Estibita (Ca,Nah Ais (AI ,Si) Si'4O4O. 15 
H2O 
 
Natrolita Na2 (AI2SisO10) . 2 H2O 
Analcima Na (AISi2O6) . H2O 
Filossilicatos 
Caulinita AI2Si2OS (OH)4 
Talco MgsSi4OlO (OH)2 
Serpentina MgsSi2OS (OH)4 
Clorita ** (Mg,Fe,AI)8 (Si,AI)4O10 . (OH)8 
Moscovita ** KAls Si3O10 (OH)2 
Biotita ** K (Mg, Fe)3 AISi3O10 (OH)2 
Lepidolita ** K2Li3AI4 Si7O21 (OH, F)3 
Inossilicatos 
Anfibólios 
Tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2 
Actinolita Ca2 (Mg, Fe)5Si8O22 (OH)2 
Hornblenda CaNa (Mg, Fe)4 (AI, Fe, Ti)3 Si6O22 (O, OH)2 
Piroxênios 
 25
Diopsídio (Ca, Mg) Si2O6 
Augita Ca,Na) (Mg, Fe,AI) (Si, Al)2O6 
Enstatita MgSiO3 
Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3 
CICLOSSILICATOS 
Berílio Be3AI2 (SiSO18) 
Turmalin (Na, Ca) (AI, Fe, Li, Mg)sAI6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4 
Sorossilicatos 
Epidoto Ca2 (AI, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Vesuvianita Ca1O Mg2 Al4 (SiO4)5 (Si2O7)2 (OH)4 
Hemimorfita Zn4 (OH)2 Si2O7 
Neossilicatos 
Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4) 
Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3 
Zircão ZrSiO4 
* série dos plagiocásios 
** micas 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2.7. Minerais das rochas e dos solos 
Existem dois grupos de minerais que po
contexto agronômico como constituintes de rochas e de solos:
silicatos e grupo dos óxidos e hidróxidos. 
Os principais minerais constituinte
como material de origem de solos, pertencem ao
comuns, extremamente abundantes e disseminada
basaltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteira
constituídos de silicatos, conforme se verifica nos exemplos 
composições mineralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão 
assinalados com (*). 
 
 
 
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos 
silicatos, como já foi dito, e dos 
estando estes associados aos silicatos e também se apresentam comumente em 
áreas significativas do território brasileiro. 
 
Exercícios 
1. Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em 
que medida ela é expressa? 
2. Citar (apenas citar) os se
3. O que você entende por substituição iônica? Quais os fatores que 
condicionam substituição iônica? 
2.7. Minerais das rochas e dos solos 
Existem dois grupos de minerais que possuem grande importância no 
texto agronômico como constituintes de rochas e de solos:
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 
muns, extremamente abundantes e disseminadas, como granitos, diabásios, 
saltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteira
constituídos de silicatos, conforme se verifica nos exemplos 
neralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão 
 
 
Figura 15 - Esquema de tetraedros (SiO4) 
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos 
silicatos, como já foi dito, e dos óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio, 
do estes associados aos silicatos e também se apresentam comumente em 
áreas significativas do território brasileiro. 
Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em 
edida ela é expressa? 
(apenas citar) os seis sistemas cristalinos. 
você entende por substituição iônica? Quais os fatores que 
condicionam substituição iônica? 
-4 
O
Si
26
ssuem grande importância no 
texto agronômico como constituintes de rochas e de solos: grupos dos 
s de rochas e, portanto, significativos 
grupo dos silicatos, Rochas 
s, como granitos, diabásios, 
saltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteiramente 
constituídos de silicatos, conforme se verifica nos exemplos (Figura 15) de 
neralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão 
 
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos 
rro e de alumínio, 
do estes associados aos silicatos e também se apresentam comumente em 
Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em 
você entende por substituição iônica? Quais os fatores que 
O-2 
Si+4 
 27
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 
litosfera, 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 
apresentada 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 
SnO2 cassiterita 
3 - Tipo AO2 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 HAIO2 diásporo 
H FeO2 GOETITA 
7 - Tipo AOOH AIOOH boemita 
FeOOH LEPIDOCROCITA 
8 - Tipo AB2O4 MgAI2O4 espinélio 
FeCr2O4 cromita 
BeAI2O4 crisoberilo 
FeFe2O4 MAGNETITA 
HIDRÓXIDOS 
A (OH)n Mg(OH)2 BRUCITA 
 AI(OH)3 GIBBSITA 
 
 28
A maioria dos óxidos de Al, Fe, Mn é uma parte dos Si e Ti, são 
NEOFORMAÇÕES TÍPICAS DA PEDOGÊNESE. Sua extensão de formação 
depende das condições de intemperismo - Iixiviação: 
- Dessilicatização lenta = predomina formação de argilominerais 
acompanhada de óxidos; 
- Dessilicatização rápida = concentram-se principalmente os óxidos de AI e 
Fe. 
Estes minerais ocorrem na forma de cristais muito pequenos, unidos em 
microagregados ou depositados nasuperfície de outros minerais, e assim 
disseminados no solo; ou em acumulações localizadas (mosqueados, nódulos, 
concreções, ferricretes, lateritas, placas, etc.) o que se destacam no solo ou na 
paisagem. 
 
 
PROPRIEDADES DOS ÓXIDOS 
O desenvolvimento de carga variável nos óxidos origina-se de grupos OH 
periféricos. As cargas desenvolvem nas superfícies hidroxiladas por dissociação 
adsorção de prótons. 
O pH no qual, em ausência de adsorção específica, a superfície não tem a 
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 
óxidos; 
A. Quando o pH é mais ácido que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (+), 
atraindo ânions (Si e P). 
B. Quando o pH é mais alcalino que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (-), 
atraindo cátions. 
 
3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro 
Ferro é um dos principais constituintes da litosfera (5,1%). Nas rochas 
magmáticas e metamórficas ocorrem, principalmente nos silicatos ferro-
 29
magnesianos, 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 as condições ambientais 
influem na formação, transformação e características dos diferentes minerais de 
ferro. 
 
PRINCIPAIS ÓXIDOS DE FERRO SISTEMA CRISTALINO 
Goethita Ortorrômbico 
Lepidocrocita Ortorrômbico 
Ferridrita Hexagonal 
Hematita Hexagonal 
Maghemita Cúbico 
Magnetita Cúbico 
 
=> Goethita (α-FeOOH) - isoestrutural do diásporo α-AIOOH, ortorrômbico. 
Planos de átomos 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 y-AIOOH, consistindo em uma modificação cúbica do FeOOH, 
ortorrômbico. 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 hematita. 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. 
=> Ferrihidrita (Fe2O3-9H2O) - óxido de Fe3+ com elevado grau de 
desordem estrutural, hexagonal. É uma hematita semelhante à ferrugem, rico em 
água adsorvida e 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. O Fe3+ ocupa 
2/3 das posições octaedrais, hexagonal. Cada Fe3+ é rodeado por 6 oxigênios 
sendo que cada oxigênio é compartilhado por 4 íons Fe3+. É um mineral 
característico de climas quentes e úmidos, estando ausente em solos de clima 
 30
temperado. Sua capacidade de pigmentação (cor vermelha) é maior que a 
goethita, cujo efeito mascara, particularmente nas formas finamente dispersas. 
=> Maghemita (γ Fe2O3) - quimicamente igual à hematita e estrutura 
similar a magnetita, cúbica. Sua origem está associada, em ambientes mal 
drenados, à presença de hidróxidos de Fe2+ e Fe3+ que, por oxidação e 
desidratação, dariam origem a maghemita, tendo magnetita como mineral 
intermediário. É um mineral especialmente comum em solos altamente 
intemperizados de climas tropicais, embora ocorra também em regiões 
temperadas. 
=> Magnetita (Fe3O4) - litogênica de rochas ígneas, metamórficas e 
sedimentares. Pode ser formada na solução durante oxidação do Fe2+, cúbica. 
Pode estar - o areia dos solos. É óxido Ferroso - Férrico, mas vários elementos 
(Co, Zn, Cu, Mn e Cr) podem substituir o 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 apresentado na tabela 7. 
 
Tabela 7 – propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos 
Propriedade Nome do mineral Hematita Maghematita Magnetita Goethita Lepidocrocita Ferrihidróxido 
Fórmula α = Fe2O3 y = Fe2O3 FeFe2O4 α FeO2 y - FeOOH 
Fe5HOs 
4H2O 
Fe5 (O4. H3) 
Sistema 
cristalino Hexagonal 
Isométrico ou Isométrico Ortorrõmbico Ortorrõmbico Hexagonal Tetranonal 
Dimensão da 
cela 
a = 5,04 
c = 13,77 a=8,34 a=8,39 
a=4,65 a=3,88 a=5,08 
b=9,49 b=10,02 b=12,54 c=3,04 c=3,07 
Densidade 5,26 4,87 5,18 4,37 4,09 3,96 
∆AGº 
kcal/mol -177,7 163,6 -243,1 -117,0 -114,0 -166,5 
Cor 
(Munsell) 
Vermelho Bruno Preto Bruno Vermelho Bruno escuro Avermelhado Avermelhado Avermelhado 
Forma dos 
cristais 
(comum) 
Hexagonal 
Cubos Cubos Acicular Folhas Alongadas Esférico chato 
 
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 
fertilidade do solo. 
 
 
 
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, 
minerais. 
 Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela
 
Tabela 8 - Principais óxidos e hidróxidos de alumínio
NOME 
Diásporo 
Boehmita 
Bayerita 
Gibbsita 
Nordstrandita 
Coríndon 
 
Os mais comuns em 
Gibbsita, Bayerita e Norstrandita
fundamental: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/AI
entre e eles. 
 
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 
Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela
Principais óxidos e hidróxidos de alumínio 
FÓRMULA 
α - AIOOH 
у - AIOOH 
α - AI (OH)3 
у - AI (OH)3 
AI (OH)3 
α - AI2O3 
comuns em solos brasileiros são Gibbsita e Boeh
Gibbsita, Bayerita e Norstrandita são constituídos pela mesma estrutura 
: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/AI
31
 
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 
o mais importante grupo de 
Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela 8. 
ta e Boehmita. 
são constituídos pela mesma estrutura 
: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/AI3+ 
 32
O óxido de alumínio (coríndon - A203) é isoestrutural com a hematita; é um 
mineral primário formado em altas temperaturas (> 450°C) achado em rochas 
ígneas e metamórficas e é pouco comum em solos. 
Gibbsita é a mais comum das modificações polimórficas de AI(OH)3. É um 
mineral comum em muitos solos, e também, em depósitos bauxíticos. 
Experimentos de síntese mostram que em temperatura ambiente a 
Gibbsita forma-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. 
 
3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas 
Óxidos de AI possuem baixa CTC e alta capacidade de adsorção P e Si, 
sulfato 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 
arredondada (microestrutura granular); aumento da taxa de infiltração de água e 
porosidade, e diminuição nos valores de densidade do solo. 
 33
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS4.1. 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 seu 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 ta terrestre. Os minerais não silicatados não têm o silício como seu 
constituinte, representam aproximadamente, 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 
conhecimento 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 configuração 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 distribuem-se em torno do 
cátion, sendo que certo cátion se combinará com 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 é 4, ou seja, o silício está igualmente ligado à quatro oxigênios, 
em coordenação tetraédrica. Esse tetraedro pode ser considerado a peça 
fundamental das estruturas dos silicatos (Figura 17). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros 
cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de 
grupos de tetraedros (Si
compartilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro 
(Figura 18). 
 
 
 
 
Figura 1
 
O termo polimerização
compartilhar oxigênios, que os tetraedros (Si
Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pel
alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um 
íon por outro na estrutura do mineral. É um fenômeno que ocorre na natureza, 
porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação 
na estrutura. Esse fenômeno é controlado peio raio iônico dos elementos 
envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da 
 
Figura 17 - Um tetraedro isolado 
Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros 
cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de 
grupos de tetraedros (SiO4)4-, que compartilham entre si um ânion O
tilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro 
 
 
 
Figura 18 - Dois tetraedros compartilhando um oxigênio 
polimerização é empregado para indicar essa capacidade de 
compartilhar oxigênios, que os tetraedros (SiO4)4- apresentam. 
Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pel
alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um 
íon por outro na estrutura do mineral. É um fenômeno que ocorre na natureza, 
porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação 
enômeno é controlado peio raio iônico dos elementos 
envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da 
34
Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros 
cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de 
compartilham entre si um ânion O2-. Este 
tilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro 
 
 
é empregado para indicar essa capacidade de 
Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pelo 
alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um 
íon por outro na estrutura do mineral. É um fenômeno que ocorre na natureza, 
porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação 
enômeno é controlado peio raio iônico dos elementos 
envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da 
6- 
 35
substituição Si pelo AI haverá necessidade da presença de íons metálicos 
adicionais para manter a neutralidade elétrica do sistema. 
 
4.2. Classificação 
A polimerização resulta em cadeias estruturais com diferentes tipos de 
grupamento. 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 
ocorrem isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros. As ligações 
tetraedro/tetraedro se fazem através de metais, fazendo com que os tetraedros 
pareçam estar ilhados entre metais. O radical ou a fórmula básica característica 
do grupo é o (SiO4)4- (Figura 19). 
 
 
Figura 19. Estrutura dos nesossilicatos. 
 
b) Estruturas com grupos finitos de tetraedros 
b.1.) Sorossilicato: 
Nesse grupo, os minerais têm as unidades tetraédricas ligadas aos pares 
entre si. Esses pares se ligam a outros através de metais. Cada tetraedro 
compartilha um oxigênio com outro tetraedro, mostrando grupamentos (Si2O7)6- 
(Figura 20). 
 
 
 
 
b.2.) Ciclossilicato:
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas
forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha
oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois ox
adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados
unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que
ser: 
 
b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si
Exemplo: Benitoita Ba TiSi
 
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares
b.2.2) Quadrado: grupamentos (Si
 Exemplo: Axinita (Mg,Mn,Fe)
 
Figura 22 -
 
Figura 20. Estrutura dos sorossilicatos 
b.2.) Ciclossilicato: 
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas
forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha
oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois oxigênios comuns
adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados
unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que constituem as cadeias podem 
b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si3O9)6- (Figura 21). 
itoita Ba TiSi3O9 
 
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares
 
grupamentos (Si4O12)8- (Figura 22) 
Exemplo: Axinita (Mg,Mn,Fe)3 Al2 BO3 Si4O12 OH 
 
- Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados
36
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas em 
forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha dois 
igênios comuns aos tetraedros 
adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados por 3, 4 ou 6 
constituem as cadeias podem 
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares. 
Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados 
 
b.2.3.)Hexagonais: grupamentos (Si
 Exemplo: berilo – 
 
Figura 23 - 
 
c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros
 c.1) Inossilicatos:
 Estrutura em fios, com 
dois tipos. 
 
 c.1.1.) Cadeia simples:
compartilhados, cosntituindo uma corrente simples; grupamento (SiO
24). 
Exemplo: diopsidio 
 
Figura2
grupamentos (Si6O18)12- (Figura 23) 
 Al2Be3Si6O18 
 
 
 Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais
c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros 
c.1) Inossilicatos: 
Estrutura em fios, com grupos de cadeias abertas que podem ser de 
Cadeia simples: dois oxigênios de cada t
dos, cosntituindo uma corrente simples; grupamento (SiO
Exemplo: diopsidio - CaMg (SiO3)2 
Figura 24 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia simples 
 
37
 
Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais 
ertas que podem ser de 
dois oxigênios de cada tetraedro são 
dos, cosntituindo uma corrente simples; grupamento (SiO3)2- (Figura 
 
 
 
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3
oxigênios, formando grupamentos (Si
Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura.
Exemplo: Tremolita - Ca2
 
Figura 2
c.2.) Filossilicato: 
Na estrutura desses minerais, os tetraedros formam verdadeiras lâminas,
com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 
tetraedros vizinhos, formando grupamentos 
Exemplo: caulinita 
Os minerais desse grupo sofrem c1ivagem em folhas finas.
 
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3
ênios, formando grupamentos (Si4O11)6- (Figura 25). 
Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura.
2Mg5 (OH)2 (Si4O11)2 
 
 
Figura 25 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia dupla 
 
 
Na estrutura desses minerais, os tetraedros formam verdadeiras lâminas,
com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 oxigênios com
tetraedros vizinhos, formando grupamentos (Si2O5)2- (Figura 26). 
Exemplo: caulinita - AI2(OH)4 Si2O5 
Os minerais desse grupo sofrem c1ivagem em folhas finas. 
38
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3 
Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura. 
 
Na estrutura desses minerais, os tetraedros formam verdadeiras lâminas, 
oxigênios com os 
 
 
 
Figura 26 
c.3.) Tectossilicato:
Nesses minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um 
engradamento de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são 
compartilhados pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo
tridimensional, formando grupamentos (Si
 
Figura 26 - Estrutura dos Filossilicatos 
 
c.3.) Tectossilicato: 
minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um 
de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são 
pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo
tridimensional, formando grupamentos (SiO2)0 
 
Figura 27. Estrutura dos tectossilicatos. 
39
minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um 
de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são 
pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo 
 
 40
A ocorrência de substituições iônicas de Si4+ por Al3+ gera cargas 
negativas, 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 industrialmente e até mesmo os que servem caracterizar alguns 
grupos de minerais silicatados. 
 
4.2.1. NESOSSILICATOS 
 
São constituídos por unidades isoladas, isto é, os íons de oxigênio não se 
ligam a nenhum outro silício; toda a carga da unidade é balanceada por cátions 
independentes. 
 
 
 
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 formação dos solos. E um mineral de fácil decomposição pelo 
intemperismo, liberando elementos nutrientes para o solo. 
 
 
 
 
ZIRCONITA - ZrSiO4 
Importante minério de zircônio
Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na 
solos é extremamente comum. 
 
EUSTAUROLlTA - FeAI4
Mineral de rochas metamórficas
dos solos. 
Outros exemplos: granada, (Ca, Mg, Fe
Al2(F, OH)2SiO4, cianita, silimanita 
composição AI(AIO)SiO4
 
4.2.2. SOROSSILICATO 
As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados 
por um oxigênio comum. O grupamento é (Si
pertencentes a este grupo, merecendo menção apenas a 
calamina), Zn4(OH)2Si2O
 
Figura 29
 
4.2.3. CICLOSSILlCATOS 
Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se 
para formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em 
cada grupo (SiO4)4- apenas duas cargas elétricas,
cátions independentes.
grupamento (Si6O18)12- e o mineral mais importante é a turmalina, (Na, Ca) (AI, Fe, 
Li, Mg)3Al6(BO3)3(OH)4 Si
minério de zircônio é mineral de rochas magmáticas 
Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na 
remamente comum. 
4O2 (OH)2 (SiO4)2 
de rochas metamórficas é também de ocorrência comum na fração areia 
 
Outros exemplos: granada, (Ca, Mg, Fe2+, Mn)3(AI, Fe3+)
, cianita, silimanita e andaluzita, formas polimórficas de 
4. 
. SOROSSILICATO 
As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados 
por um oxigênio comum. O grupamento é (Si2O7)6-. São poucos os minerais 
tencentes a este grupo, merecendo menção apenas a 
O7, importante minério de zinco. 
 
9. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum.
. CICLOSSILlCATOS 
Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se ligam através de oxigênios 
para formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em 
apenas duas cargas elétricas, que são neutralizadas por 
tions independentes. Os ciclossilicatos de maior importância possuem 
e o mineral mais importante é a turmalina, (Na, Ca) (AI, Fe, 
Si6O18. É freqüente em rochas metamórficas que contém 
41
mineral de rochas magmáticas ricas em sílica. 
Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na fração areia dos 
ém de ocorrência comum na fração areia 
)2(SiO4)3, topázio, 
formas polimórficas de 
As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados 
. São poucos os minerais 
tencentes a este grupo, merecendo menção apenas a hemimorfita (ou 
. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum. 
ligam através de oxigênios 
para formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em 
que são neutralizadas por 
ortância possuem 
e o mineral mais importante é a turmalina, (Na, Ca) (AI, Fe, 
. É freqüente em rochas metamórficas que contém 
 42
boro, e bastante resistente ao intemperismo, sendo por isso comum em 
sedimentos detríticos ou na fração areia dos solos. É, também, uma fonte natural 
de boro, nutriente essencial às plantas e de grande importância para algumas 
culturas. 
 
4.2.4. INOSSILlCATO 
Os tetraedros fundamentais ligam-se, através de oxigênios comuns, dando 
formação a longas cadeias. Distinguem-se dois casos: 
 
a) Cadeia simples 
Possuem grupos (SiO4)4- ligados através de oxigênios comuns. Todos os 
minerais do grupo dos piroxênios possuem esse tipo de estrutura (Figura 30). 
 
 
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 
Augita (Ca,Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) (Si,Al)2O6 
 
A augita é o piroxênio de maior ocorrência, pelo fato de ser mineral 
constituinte essencial de rochas de grande importância, como basaltos e 
diabásios, aonde chegam a constituir até 40% da rocha 
 
 
 
b Cadeia dupla 
A estrutura básica desses silicatos pode ser
da associação