Apostila de Gênese do solo

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INTRODUÇÃO A CINÊNCIA DO SOLO 
Prof. José Frutuoso do Vale Júnior 
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UNIDADE I 
O SOLO 
1 – HISTÓRICO 
O solo é considerado um componente essencial para a grande maioria das 
forma de vida em nosso planeta. Existem algumas teorias que chegam inclusive a 
postular a interferência da argila no surgimento da vida na terra. Com muita razão o 
solo é imprescindível na vida do homem, pois é dele que se retiram alimentos, se 
constróem abrigos, se locomovem os animais e o homem, finalmente é nele que a 
maioria das formas de vida repousam quando morrem. 
A evolução da vida do homem pode ser definida por duas fases bem 
demarcadas: antes e depois da descoberta da importância do solo. Antes o 
relacionamento do homem com o solo era quase unilateral, o homem extraía dele ou 
dos animais que sobre ele viviam tudo que necessitava para sua sobrevivência. Dessa 
forma, caçando ou apanhando frutos e raízes silvestres, o homem viveu intensamente 
sua fase extrativista na face da terra. 
A partir do momento que o homem foi pressionado pelo aumento da população, 
sentiu necessidade de produzir mais alimentos e foi quando descobriu o solo. Surge 
assim, a segunda fase importante de sua existência. Nessa fase ele sente necessidade 
de entender melhor porque em certos locais plantava e quase não colhia nada, ao 
passo que em outros a colheita se revelava abundante, proporcionando fartura para 
seu povo. Começou assim, de forma incipiente, o estudo do solo. 
O desenvolvimento do que mais tarde se tornaria uma ciência foi bastante 
lento. As teorias que tentavam explicar os fenômenos que ocorriam no solo eram 
bastante rudimentares. Inicialmente todas as formas foram voltadas para o estudo da 
produção de alimentos através do crescimento das plantas. Esse conceito evoluiu para 
aquele no qual a água lamacenta permitia o melhor desenvolvimento das plantas. Daí 
passou-se para o conceito de que o “húmus” ou princípio ativo vindo dos animais e 
vegetais mortos eram os responsáveis pelo crescimento das plantas. 
 
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Finalmente em 1840 o cientista alemão Justus Von Leibig, mostrou que o 
crescimento dos vegetais vinha dos minerais existentes no solos, da água e do gás 
carbônico. O mesmo cientista postulou a lei dos mínimos crescentes para explicar a 
produtividade das culturas. Segundo esta lei a produção de uma planta estaria sempre 
restrita ao elemento nutritivo de menor disponibilidade no solo. Mais tarde essa lei foi 
complementada pela teoria de que não somente a disponibilidade de um determinado 
nutriente seria o fator regulador da produtividade, mas também as inter-relações de 
disponibilidade dos diferentes elementos seriam importantes. Desta forma, para cada 
nível de produtividade, duma cultura específica, existe uma combinação de 
disponibilidade de nutrientes ideal. Na Figura 1.1 é apresentada, segundo Liebig, como 
a produção estaria regulada pelo elemento de menor disponibilidade, neste caso sendo 
o Mg o limitante. Também na mesma Figura 1.1 apresenta-se a complementação da lei 
mostrando que as inter-relações são as importantes na produção das plantas. 
 
Figura 1.1 - Desenho representativo da lei de Liebig e a complementação. 
Simultaneamente outras ciências como a Química, a Física, a Biologia e 
principalmente a Geologia permitiram um maior aprofundamento na evolução do 
conhecimento do solo. A geologia, pela sua maior proximidade física, ao estudar os 
minerais e as rochas proporcionou um grande impulso no estudo do solo. 
 
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Em 1883 o cientista russo V. V. Dokuchaev publicou um trabalho sobre os 
solos da Rússia, esse trabalho seria mais tarde a base para o estudo da ciência do 
solo. Dukuchaev desenvolveu a primeira classificação científica de solos e por isso ele 
pode ser considerado o “Pai da Ciência do Solo”. 
Hoje tem-se o entendimento do solo como sendo um corpo natural organizado, 
com características próprias, que evolui através de estágios de gênese, maturação e 
degradação. Em sendo um corpo natural organizado, pode ser estudado 
separadamente e ser motivo da existência de um ramo da ciência conhecido como 
PEDOLOGIA. 
2 – Conceito do Solo 
“Solo é um corpo natural, trifásico, aberto e formado por 
constituintes minerais e orgânicos, diferenciado em horizontes de 
profundidades variáveis, que diferem do material subjacente em 
morfologia, propriedades físicas e constituição, propriedades 
químicas e composição e em características biológicas”. 
Esse conceito de solo permite distinguir o solo como um corpo natural 
diferenciado de uma simples camada de material intemperizado na superfície da crosta 
terrestre. As características que distinguem o solo do material simplesmente 
inconsolidado fazem com que exista possibilidade da presença de vida no solo. Por 
isso, onde não houver possibilidade de vida na camada mais superficial da crosta não 
pode ser considerado como solo. 
Analisando-se, com maior aprofundamento, o conceito de solo pode-se 
perceber que o mesmo em sendo um corpo natural possui uma estrutura anatômica, e 
deve ser encarado como um espécime anatômico que merece ser descrito de maneira 
detalhada. Comparativamente a descrição de um perfil do solo representa a descrição 
em nível macro do corpo humano, sendo que sua caracterização química, física, 
mineralógica e biológica corresponde à dissecação total de todos os órgãos do corpo 
humano. 
 
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O solo é considerado um sistema trifásico, por ser constituído por: uma fase 
sólida (minerais e matéria orgânica), uma fase liquida (solução do solo) e outra fase 
gasosa que representa a atmosfera do solo. As três fases do solo têm um papel 
importante na produção das culturas. A proporção ideal, dessas três fases, que 
proporcionam melhores produtividades, são representadas na Figura 1.2, onde pode-se 
observar que aproximadamente 45% do volume do solos é composto pela chamada 
porosidade do solo (água + ar) e 55% de sólidos. 
Essa proporção de 55:30:15 de sólida:liquida:gasosa, é de suma importância. A 
fase sólida aporta às plantas a maior parte dos nutrientes necessários para as culturas. 
A fase liquida é a via de transporte por excelência dos nutrientes, sendo este, o meio 
onde se desenvolvem a maioria das reações químicas do solo e, também serve como 
um agente protetor do calor através da evapotranspiração; para ter-se uma idéia, para 
evaporar 1 g de água em condições ambientais de temperatura e pressão são 
necessárias 525 kcal, esse valor também é chamado de calor específico da água. A 
fase gasosa é também da maior importância pois as raízes, em sendo corpos vivos, 
necessitam do oxigênio, captado mediante a respiração, para assim poder oxidar os 
açucares amidos etc., e ter a energia necessária para a manutenção da vida. A 
concentração de elementos na atmosfera do solo é muito semelhante à atmosfera da 
terra, decorrente do elevado poder de difusão do seus componentes. 
 
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O solo é considerado um sistema aberto (Figura 1.3) porque está inserido no 
meio de um processo dinâmico, no qual as perdas e ganhos são contínuas. Existe 
continuamente o ganho de materiais por deposição de sedimentos transportados de 
outros locais, geralmente de locais situados na paisagem em cotas topográficas mais 
elevadas e a perda de material superficial por escoamento (erosão superficial) e 
subsuperficial por percolação (lixiviação). Também a energia que atinge o solo, 
proveniente principalmenteda luz solar, também é dissipada. 
A Figura 1.3 mostra um diagrama representativo dessas perdas e ganhos, 
característicos de um sistema aberto. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ÁGUA 
E N E R G I A 
BIOCICLAGEM 
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INTEMPERISMO 
GEOQUÍMICO LIXIVIAÇÃO 
Figura 1.3 – Representação do solo como um sistema aberto 
TRANSFORMAÇÕES
S 
 
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O ganho da água se realiza por meio da precipitação/infiltração e sua perda se 
produz por meio da evaporação, evapotranspiração e percolação através do perfil. As 
transformações que ocorrem no corpo do solo, através do intemperismo, são 
caracterizadas por perdas e ganhos, como perda de um mineral primário e ganho de 
um secundário e assim por diante. Da mesma forma a biociclagem dos nutrientes é um 
rico processo de perdas e ganhos, neste sentido pode mencionar-se como exemplo 
típico a subsistência da exuberante floresta Amazônica em solos geralmente muito 
pobres. O intemperismo geoquímico proporciona ao solo um suprimento de novos 
materiais, pelo avanço da frente de intemperismo em profundidade, ao passo que a 
lixiviação faz uma lavagem do perfil o que provoca perdas de diversos materiais. 
O funcionamento do solo como um sistema aberto, oposto ao sistema 
confinado, é de vital importância para seu desenvolvimento. Uma série de reações 
biogeoquímicas que se processam no solo são favorecidas principalmente pela retirada 
forçada dos produtos formados. 
O solo apesar de ser um sistema aberto está, geralmente, em equilíbrio com o 
ambiente, sendo esse um equilíbrio dinâmico no qual continua existindo o balanço 
natural de perdas e ganhos. O equilíbrio dinâmico tende a se manter na medida em 
que a taxa de formação do solos é semelhante à taxa de erosão. 
Como pode-se observar esse equilíbrio por ser dinâmico pode ser modificado 
pelas intervenções antrópicas podendo, na maioria das vezes, favorecer o sentido das 
perdas. Existe uma linha de pesquisadores, na área de solos, que afirmam não existir, 
ainda, com os sistemas de exploração do solo existentes, nenhuma forma de uso 
econômico do solos que não seja degradante, sendo umas de maior intensidade e 
outras de menor. 
 
 
 
 
 
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UNIDADE II 
NOÇÕES DE ROCHAS E MINERAIS 
 
1 – Introdução 
 
 
Acredita-se que a terra deve ter iniciado sua formação como uma poeira 
cósmica, que se matinha em movimento por meio de correntes de convecção internas. 
Próximo dos 3.000 0C, certas substâncias começaram a liquefazer-se e concentrar-se, 
no centro da terra, sendo que, o início desse processo deve ter começado pelo ferro, 
isso por ser ele dos elementos mais pesados, depois vieram o silício e óxidos 
metálicos. Dessa forma deram origem ao núcleo e ao manto. Quando a temperatura da 
terra diminui, também a irradiação de calor para o espaço foi reduzida, sendo que entre 
1.500 e 800 0C, começou a solidificação da crosta. A partir desse momento geológico, 
a atmosfera formou-se lentamente, sendo que, no início, estava composta de vapor 
d’água, amoníaco e óxido de carbono. Dessa forma, a água dos atuais oceanos estava 
concentrada, em parte, na atmosfara e, em parte, no interior das rochas. 
Assim, tem-se a terra constituída exclusivamente de rochas ígneas ou 
magmáticas, sendo que essas rochas foram e ainda são, nos nossos dias, formadas do 
magma, ou seja, derivadas de rochas fundidas a temperaturas oscilando entre 1.500 e 
800 0C que sobem à superfície atual desde o interior da crosta, derramando-se sob a 
forma de lava (vulcanismo) ou mesmo solidificando-se entre as fraturas pelas quais 
subiram (plutonismo). 
Uma vez que a crosta se solidificou e a atmosfera continuava resfriando-se, 
a seguinte mudança significativa ocorreu aos 374 0C, na crosta terrestre, ou seja à 
temperatura crítica da água, quando o vapor d’água atmosférico se condensaria e se 
precipitaria em forma de chuva, iniciando pelas regiões mais frias do globo. Acredita-se 
que esse deve ter sido o primeiro momento que caiu água sobre a crosta. Essa água, 
por sua vez, foi desgastando a crosta (erosão) e os sedimentos foram acumulando-se 
nas primeiras depressões, formando assim os primeiros mares. 
 
 
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Dessa forma, quase simultâneamente, começa a formação das rochas 
sedimentares. Esse processo pode ser descrito da seguinte forma: a ação da água que 
caia e escorria reduzia as rochas ígneas a fragmentos de diversos tamanhos, os quais 
eram transportados e depositados juntamente com materiais de texturas mais finas nas 
depressões preenchidas pela água. Desde aquele primeiro momento até hoje, o 
processo de formação continua pela ação da erosão, transporte, deposição e 
consolidação, tendo como agentes a chuva, os rios, o vento e a força da gravidade. 
Uma vez a crosta solidificada e as rochas mantidas quentes, logo abaixo 
(manto), surgem outros fenômenos, derivados do fato que o manto, entre as 
profundidades de 70 e 700 km em direção ao centro da terra (núcleo), contínua 
esfriando-se. Isto causa uma contínua modificação no volume (diminuição) e 
consequente enrugamento da crosta, o qual produz fraturamentos e dobramentos das 
suas rochas, onde pelos fraturamentos sobe o magma originando os vulcões. As 
variações de temperatura das diferentes camadas do planeta são as responsáveis pela 
instabilidade da crosta terrestre e movimentos dos continentes (tectonismos). Os 
fraturamentos, os dobramentos, os fenômenos vulcânicos e a migrações dos 
continentes, produzem deformações nas rochas tanto ígneas como sedimentares, 
essas deformações atuam em forma de esforços ou pressões com consequente 
elevação da temperatura, imprimindo às rochas, a elas submetidas, características 
próprias e sendo denominadas de metamóficas, as quais se originam das ígneas e das 
sedimentares como as mais jovens. 
 
Essas transformações das rochas regem-se por processos geológicos 
internos (endógenos) e externos (exógenos) que podem ser reunidos num ciclo de 
processos que agem continuamente sobre a matéria exposta na superfície da terra. 
Começando pelo lado superior (exógeno) com o intemperismo, isto é, 
redução das rochas expostas na superfície da crosta terrestre, sob a influência de 
agentes químicos e físicos. O material desagregado por sua vez pode ser transportado 
pela ação da gravidade, do gelo, do vento a um novo lugar de deposição mais ou 
menos distante, onde então se processa a sedimentação ou acúmulo de material. 
Dessa forma se originam as rochas sedimentares, especialmente quando acumulam-se 
sucessivamente em depressões da crosta terrestre. As porções mais profundas desse 
pacote de sedimentos sofrem assim maior compactação por causa da pressão exercida 
 
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pela massa rochosa sobreposta. Com isso, eventuais poros podem conter liquídos que 
quando comprimidos sofrem as primeiras mudanças. O conjunto desses processos, 
resultado de uma compactação cada vez maior dos sedimentos, é denominado de 
“diagênese”. 
As rochas que sofreram diagênese, como também os sedimentos 
inconsolidados podem sofrer, novamente, a ação do intemperismo quando expostos 
decorrente dos processos de levantamento que atuam na crosta terrestre, constituindo 
assim as elevações. Dessa forma, se fecha o primeiro ciclo exögeno, composto de: 
Erosão, transporte e sedimentação. 
 
Existe por sua vez outrociclo ou endógeno composto da transformação 
mineralógica da rocha condicionada, principalmente, pelo aumento da temperatura e da 
pressão no local onde as rochas foram depositadas, o que por sua vez pode produzir 
desde dedobramentos até o metamorfismo das rochas. O material metamórfico pode 
sofrer ascensão e assim ser exposto ao intemperismo ou a temperatura aumentar 
mais, resultando na fusão completa do material no processo, passando a chamar-se de 
anatéxis. Sob fusão esse material pode subir e derramar-se sobre a superfície da 
crosta terrestre como produto vulcânico, ou permanecer no interior da crosta 
consolidando-se em câmaras denominadas plutônicas. 
 
2 - Conceito 
 
 É um agregado natural formado por um ou mais minerais, inclusive vidros 
vulcânicos e matéria orgânica, de composição mais ou menos constante, 
individualizado e que faz parte da crosta terrestre. 
 
 
3 - Divisão 
 
 De acordo com a origem e modo de formação: 
 
 Rochas Magmáticas ou Ígneas 
 Rochas Sedimentares e 
 Rochas Metamórficas . 
 
 
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4 – Magma 
 
É um fluído muito quente, predominantemente constituído por uma fusão de 
silicatos e apresentando proporções variadas de água, elementos voláteis ou de 
cristais em processo de crescimento. 
 
Composição Físico-Química do Magma 
 
As rochas magmáticas ou ígneas apresentam em sua composição química o 
silício como elemento dominante (tabela 1): 
 
(a) Fase líquida - mantida em fusão pela temperatura elevada, constituída 
essencialmente por uma solução mútua e altamente complexa de um grande 
número de componentes, a maior parte das quais de natureza silicática; 
 
(b) Fase gasosa - mantida em solução por pressão, constituída predominantemente 
por H2O, e quantidade menores de CO2, HCl, HF, SO2, etc.; 
 
(c) Fase sólida - formada por cristais de composição essencialmente silicática, em 
fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de rocha. 
 
 
Tabela 1 - Composição química das rochas ígneas em base de peso, volume e 
como óxidos. 
Elemento Peso (100g) Volume (%) Óxido % 
Si 46,42 91,83 
O 27,59 0,83 SiO2 59,14 
Al 8,08 0,79 Al2O3 13,34 
Fe 5,08 0,58 Fe2O3 + FeO 6,88 
Ca 3,61 1,50 CaO 5,08 
Na 2,83 1,64 Na2O 3,84 
K 2,58 2,19 K2O 3,13 
Mg 2,09 0,58 MgO 3,49 
 Fonte: Besoain (1985) 
 
 
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Origens e tipos fundamentais de magma 
 
De um modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos 
fundamentais de magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem 
formar outros tipos, por diferenciação: 
 
(a) os magmas graníticos; 
(b) os magmas basálticos. 
 
Os primeiros formam 95% das rochas plutônicas, intrusivas e o segundo tipo 
constituem 98% das rochas vulcânicas, efusivas. 
Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma 
composição mais rica em SiO2 (da ordem de 70%) e os basálticos, por uma proporção 
menor de SiO2, inferior a 50%. 
 
Viscosidade - Os magmas graníticos são mais viscosos do que os basálticos, já que a 
viscosidade parece aumentar com o teor de SiO2. Isto se reflete característicamente na 
maneira pela qual ocorrem os fenômenos de vulcanismo associados a essas rochas. 
Além disso, a viscosidade depende também da temperatura e pressão, diminuindo com 
o aumento destes fatores. 
 
Tipos de atividades magmáticas 
 
O magma, uma vez formado, pode apresentar grande mobilidade, tendendo 
a ascender ao longo de fissuras da crosta, deslocando as rochas vizinhas, podendo, 
eventualmente, extravasar à superfície ou então solidificar-se no interior da crosta. 
 
Plutonismo - quando a consolidação do magma se dá no interior da crosta terrestre, 
originando as rochas plutônicas ou intrusivas (textura fanerítica); Estas 
rochas ascendem por movimento tectônico ou pelo intenso intemperismo. 
 
Vulcanismo - quando o magma irrompe e derrama-se à superfície para formar rochas 
vulcânicas ou efusivas (textura afanítica) ; 
 
 
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Hipoabissal - quando o resfriamento do magma se dá em dois tempos, resfriamento 
brusco à superfície e um resfriamento mais lento no interior da crosta 
terrestre (apresentam uma matriz afanitica ou seja minerais em textura 
afanítica e minerais grandes encorostados) 
 
 
5. ROCHAS MAGMÁTICAS 
 
 São originadas da massa ígnea do interior da crosta terrestre, ou seja são 
produtos da consolidação do magma pelo seu resfriamento. Elas são classificadas por 
meio das características, principalmente, as macroscópicas com base na textura, 
composição mineralógica e química: 
(a) São em geral rochas duras; 
(b) Os cristais se dispõem por justaposição; 
(c) Não apresentam estruturas segundo faixas ou camadas; 
(d) São maciças e quebram-se de forma irregular; 
(e) Apresentam textura cristalina, vítrea ou vesicular; 
(f) Não apresentam fósseis; 
(g) Apresentam alto teor de feldspatos 
 
 
Critérios de Classificação 
 
(A) Modo de Ocorrência - é um critério de campo e está relacionado ao plutonismo e 
vulcanismo. 
 
(B) Textura é definida por meio de pelo menos três parâmetros: 
 
 
i - Grau de cristalização: 
I - Totalmente cristalizada ou hocristalina; 
II - Parcialmente cristalizada ou hipocristalina; 
III - Não criatalizada ou vítrea; 
 
ii - Tamanho dos cristais: 
I - Afanítica - quando os minerais constituintes não podem ser percebidos a olho nu; 
 
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II - Faneríticas - quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho nu. 
III - Porfirídicas - textura na qual existem cristais maiores e mais bem formados 
envoltos por um aglomerado, freqüentemente afanítico, ou de minerais menores. 
 
iii - Tamanho e relação mútuas entre os cristais: 
I- Equigranular - quando os cristais tem aproximadamente o mesmo tamanho; 
II - Ineqüigranular - quando as partículas constituintes apresentam dimensões bem 
diferentes (textura porfirídica). 
 
 A textura diz respeito ao tamanho, à forma e arranjamento dos minerais dentro 
da rocha. A ocorrência de texturas diferentes nas rochas magmáticas é devido a 
localização onde o magma sofre resfriamento. Quando o resfriamento ocorre a alguns 
quilômetros abaixo da superfície terrestre, o magma solidifica vagarosamente porque a 
perda de calor é lenta. Esse resfriamento ocorre na presença de substâncias voláteis 
aprisionadas, o que leva a uma cristalização mais perfeita dos minerais. Surge assim 
cristais maiores dando às rochas uma textura mais grosseira. Essas rochas são 
chamadas de Faneríticas. Quando o magma se resfria na superfície da crosta através 
do extravasamento, a temperatura e a pressão caem rapidamente, não são 
aprisionados voláteis e não existe condições favoráveis à cristalização dos minerais. 
Estas rochas têm então textura fina e são chamadas Afaníticas. 
 
(C) Estrutura 
As estruturas são aspectos megascópicos que podem ser observadas em 
amostras grandes ou no campo, não tem uma subdivisão sistemática e são mais 
conspícuas nas rochas efusivas. As mais comuns sâo: 
I - Vesicular e Amidalóide 
II - Estrutura em blocos e brechas de fluxo; 
III - Estruturas fluídas 
IV - Estruturas de fraturação primária 
 
(D) Composição Química 
 
Quanto a composição química as rochas podem ser classificadas com base 
no teor de sílica: 
 
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14 Rochas ácidas :  Rochas básicas : 
 SiO2 > 65% SiO2 entre 52 - 45% 
 .  Rochas neutras :  Rochas Ultrabásicas : 
 SiO2 entre 65 - 52% SiO2 < 45% 
 
 
Tabela 2 - Classificação das rochas quanto a composição química em relação a 
sua origem 
 
Classificação Composição Química (SiO2) 
 Ácida Semiácida Semibásica Básica 
Vulcânica Riolito Traquita Andesita Basalto 
 
Hipabissal Pórfido 
Granito 
Pórfido 
Sienito 
Pórfido Diorito Diabasio 
 
Plutônica Granito Sienito Diorito Gabro 
Fonte: Besoain (1985) 
 
(E) Composição Mineralógica 
 
Diz respeito à presença de minerais que aparecem na composição das 
rochas permitindo sua distinção e classificação. Aqueles que aparecem 
obrigatoriamente são chamados essenciais e os que podem ocorrer ou não são 
denominados de acessórios. 
Os minerais mais comuns nas rochas ígneas são de dois grupos: aqueles 
ricos em silício e alumínio chamados Siálicos (Feldspatos-K, Plagioclásios, Quartzo, 
Muscovita ... etc.) e aqueles ricos em magnésio e ferro chamados Máficos ou Ferro-
magnesianos (Olivinas, Piroxênios, Anfibólios, Biotita ... etc.). 
 
 Quartzo - cor clara, é silica livre cristalizada, por isso as rochas com quartzo tendem 
a ser ricas em sílica, sendo por consegüinte ácidas; 
 Feldspatos - cor clara, contém pouca silica em sua composição. Assim as rochas 
sem quartzo, mas com felsdspatos são geralmente intermediárias à basicas. 
 Minerais Ferromagnesianos (Anfibólios e os Piroxênios) - são de coloração 
escura, contém pouca sílica, conseqüentemente, quanto maior a sua 
proporção em relação aos fedspatos, mais a rocha tende a ser básica. As 
rochas ultrabásicas contêm quase que só minerais ferromagnesianos. 
 
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Outros exemplos de rochas magmáticas: 
 
 Granito .  Basalto .  Gabro  Diabásio 
 
Importância: São muito importantes na fertilidades de muitos solos brasileiros, em 
especial, os formados de rochas magmáticas básicas e ultrabásicas. 
 
 
6. ROCHAS SEDIMENTARES 
 
 São oriundas do acúmulo de outras rochas que lhes precederam. Se formam 
devido a destruição natural ( intemperismo ) de todas as rochas na camada mais 
superficial da litosfera. O material assim originado pode ser transportado e depositado, 
seguindo-se sua transformação em rocha (Figura 6.1). 
 
Rocha Preexistente 
(Ígnea, Sedimentar ou Metamórfica) 
 
 
Desintegração Física 
Fragmentos de todos os tamanhos (detritos) 
 
 
Decomposição Química 
Soluções de Ca, Mg, Na, k, SiO2, colóides, argilas e óxidos. 
 
 
Transporte e Distribuição 
(vento, gravidade, água, geleiras, organismos, rios, mares, etc.) 
 
Rochas Sedimentares 
 
 Figura 6.1 – Processo de formação das rochas sedimentares 
 
Podem ser classificadas em : Clásticas, Químicas e Orgânicas. 
 
 
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 Rochas Sedimentares Clásticas ou Detríticas  arenitos conglomerados, 
folhelhos, etc. 
 
 
 Rochas Sedimentares Químicas e Orgânicos  Calcários dolomíticos, sal, carvão. 
 
O início de tudo é o intemperismo, o qual decompõe químicamente ou desintegra 
mecanicamente as rochas mais antigas transformando-as em sedimentos e solos. 
 
 
Transformações químicas importantes que ocorrem durante o intemperismo: 
 
d) Parte de seus constiuintes são dissolvidos e carregados pelas águas de infiltração 
(Ca, Mg, Na, K e Fe principalmente), de modo que esses materiais só vão 
precipitar-se sob a forma de sedimentos químicos; 
b) Parte dos minerais, como os feldspatos, anfibólios, micas, etc. são transformados 
em argilominerais; 
c) O quartzo e uns poucos minerais, como a ilmenita, granada e monazita, não se 
alteram e permanecem nos solos sob a a forma de grânulos duros e areia; 
d) Quando o intemperismo é completo, restam ainda no solo fragmentos mais 
resistentes de rocha. Assim, o intemperismo transforma as rochas em solos 
residuais formados por uma mistura de argila, areia e fragmentos de rocha. 
 
Erosão, transporte e sedimentação 
 
Esses materiais são então transportados pelas chuvas, rios, ventos etc. que 
finalmente os redepositam. Os depósitos formados são denominados de sedimentos 
clásticos ou detríticos. 
Durante o transporte, esses materiais são separados uns dos outros pelos agentes 
de transporte em função do tamanho e da dureza das partículas, de sorte que os 
sedimentos por fim formados são constituídos (mais ou menos separadamente) por 
argila, areia ou cascalho. 
Dessa forma, os dois tipos principais de sedimentos que resultam deste ciclo são 
os sedimentos químicos e os sedimentos clásticos. 
Uma terceira categoria de sedimentos pode ser adicionada às duas primeiras: os 
sedimentos orgânicos, os quais em princípio, também são sedimentos químicos ou 
 
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17 
clásticos, mas apresentam a particularidade de terem sido originados da intervenção ou 
da acumulação de restos de esqueletos e carcaças de seres vivos. 
 
Fenômenos de Litificação 
 
Os sedimentos recém formados são moles e incoerentes como a areia de uma 
praia ou a argila de um manguesal. Com o passar do tempo e a evolução geológica, 
entretanto, especialmente em zonas em que a crosta está sofrendo um afundamento 
lento, novas camadas de sedimentos vão se acumulando sobre as mais antigas e 
assim vão se criando espessas formações de sedimentos que podem atingir centenas 
e até milhares de metros de espessura. 
Sob o efeito do peso e consequentemente da pressão que as novas camadas vão 
exercendo sobre as camadas mais antigas, a água é expulsa e os sedimentos vão 
endurecendo, sofrem litificação, até atigiram a forma de rocha dura: a rocha 
sedimentar. 
Este fenômeno de litificação ou diagênese se processa de várias maneiras. Os 
sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação. Já a areia das praias 
endurece principalmente pela introdução de substâncias cimentantes: carbonato de 
cálcio, óxidos de ferro, sílica, etc. 
 
As rochas sedimentares químicas se originam da precipitação de substâncias 
contidas em solução nas águas dos mares ou lagoas salgadas, ou por precipitação de 
substâncias solúveis, transportadas pelas águas, após saturação. 
 
Consolidação dos Sedimentos 
 
Compactação - Redução volumétrica, causada principalmente pelo peso das camadas 
superpostas e relacionadas com a diminuição dos vázios, expulsão de líquidos e 
aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos finos, argilosos. 
 
Cimentação - Deposição de minerais nos intertícios do sedimento produzindo a 
colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação mais comum nos 
sedimentos grosseiros e arenosos. Tipos de cimentos: argiloso, calcário, ferruginoso, 
silicoso, etc. 
 
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Recristalização - Mudança na textura por interferência de fenômenos de crescimento 
dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de um agregado de 
cristais maiores. 
 
De acordo com a natureza, o tamanho e o tipo de deposição dos sedimentos, as 
rochas sedimentares podem ser classificadas em: 
 
 Clásticas: Residuais – depósitos de material solto, sem coesão (Areiaquartzífera) 
 Epicásticas  depósito de material detrítico consolidado : 
Psefitos (partículas > 2 mm - conglomerados); 
Psamitos (partículas de 2 – 0,05 mm - 
arenitos); Pelitos (partículas < 0,05 mm – 
siltitos, argilitos) 
  Piroclásticas : consolidação de material sólido lançados aos ares pela 
atividade vulcânica : Brecha Vulcânica – formada de 
blocos dentro de uma matriz de tufo; 
Tufo Vulcânico – consolidação de cinzas (Tufitos) 
 Químicas: Evaporitos (formadas por precipitação de sais contidas na 
água, após sua evaporação) 
 De atividade Bioquímica (Formada pela atividade de 
organismos vivos que transformam os sais 
solúvies em insolúveis, precipitando-o. 
 
  Orgânicas: Caustobiólitos (rochas orgãnicas combustíveis – Petróleo, 
hulha, turfa) 
 Acaustobiólitos (não combustíveis : Carbonatadas, 
Silicosas, Fosfatadas) 
 
  As clásticas provém de sedimentos mecânicos, originários de processos de 
fragmentação ou de quebra de outras rochas. 
Exemplos: Brechas, Conglomerados e Arenitos 
 
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  As rochas químicas se originam da precipitação de substâncias contidas em 
solução nas águas dos mares ou lagoas salgadas, ou por precipitação de substâncias 
solúveis, transportadas pelas águas, após a saturação. 
Exemplos: Sal-Gema, Gipsita, Calcários, etc. 
 
  As rochas orgânicas, são derivadas de resíduos orgânicos de qualquer 
natureza. 
Exemplos: Turfa e Petróleo 
 
Importância : apresentam grande importância na formação dos solos brasileiros. Solos 
formados de argilitos tem altos teores de argila; os derivados de arenitos dependendo 
do agente cimentante apresentam fertilidade diferentes, os arenitos calcáeos tendem a 
serem mais férteis em relação aos arenitos silicosos e ferruginosos. 
 
 
 
7. ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
São rochas que surgem do metamorfismo (transformação) de outras rochas, 
seja elas magmáticas, sedimentares ou mesmo metamórficas. O metamorfismo se 
deve principalmente ao calor, pressão e fluídos e ocorre no interior da crosta terrestre. 
O metamorfismo pode levar a rocha a sofrer alterações apenas físicas como 
crescimento dos cristais, ocasionando novas texturas; ou a alterações químicas como o 
surgimento de novos minerais por recombinação; ou física e química simultâneamente. 
 
 
Tipos de Metamorfismos: 
 
a) Metamorfismo regional - desenvolve-se em regiões que sofreram tectonismo 
intensivo, isto é, compressões e dobramentos de extensas áreas da crosta com 
vigência de pressões orientadas (cisalhamento) e temperaturas muito elevadas. Em 
geral, as rochas que sofreram este tipo de metamorfismo ocorrem em áreas que 
existem ou existiram grandes cadeias montanhosas, fazendo parte dos escudos 
cristalinos. 
 
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b) Metamorfismos de contato - desenvolvem-se ao redor de corpos ígneos 
intrusivos (como batólitos), que cedem parte de sua energia térmica as rochas 
vizinhas encaixantes. Em consequência, as rochas assim metamorfisadas 
apresentam-se em auréolas envolvendo o corpo ígneo. Essas auréolas possuem no 
máximo algumas centenas de metros de espessura. O fator dominante na sua 
formação é a temperatura e as soluções gasosas que emanam do corpo ígneo, 
enquanto a pressão tem um papel secundário. 
 
 
Estrutura das Rochas Metamórficas 
 
Estrutura xistosa - estrutura resultante da orientação dos minerais 
(geralmente micáceos). As dimensões dos minerais das rochas metamórficas são, em 
geral, tanto maiores quanto mais intenso foi o metamorfismo. Assim , rochas xistosas 
pouco metamorfisadas podem apresentar minerais imperceptíveis (ardósias e filitos), 
assemelhando-se bastante aos sedimentos de granulação fina dos quais se originaram. 
Rochas mais metamorfisadas apresentam cristais bem visíveis, como é o caso dos 
micaxistos. 
Formas lamelares - quando o sedimento original é formado por minerais 
com pouca tendência ao desenvolvimento de por cristalização (como é o caso do 
quartzo e da calcita). 
Granulares - quando o metamorfismo se dá sem pressões orientadas ( 
como o metamorfismo de contato), as estruturas que se formam não são orientadas - 
características de rochas como quartzitos, mármores,etc. 
Gnáissica - quando numa rocha se alternam estruturas xistosas (geralmente 
faixas de minerais micáceos escuros) e estruturas granulares (faixas ou lentes de 
quartzo e feldspato), e as rochas que as apresentam são os gnaisses. 
 
Exemplos: 
 
Gnaisse – formado do metamorfismo do granito, constituem a quase totalidade do 
embasamento cristalino brasileiro. Constituído de quartzo, feldspato e mica (biotita) 
 
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 Quartzito – muito importante na construção civil, formados do metamorfismo do 
arenito. 
 
Ardósia – derivada do metamorfismo de argilitos e siltitos 
 
Micaxisto – constituídos de micas muscovitas e biotitas 
 
Mármore – derivado do metamorfismo dos calcários por recristalização. Constituídos 
de calcitas e dolomita, podendo ser utilizados como corretivos e construção civil. 
 
 
8 – MINERAIS 
 
8.1. Conceito 
 É um elemento ou composto químico resultante de processos 
inorgânicos, de composição química definida, estrutura interna ordenada e encontrado 
naturalmente na crosta terrestre. 
 
8.1.1. Minerais Primários : são formados a partir de elevadas temperaturas e são 
geralmente derivados de rochas ígneas e metamórficas. Estes minerais 
não foram submetidos a qualquer alteração química. Ex.: Quartzo, 
Feldspato, Mica, anfibólios, piroxênios, etc.. 
 
8.1.2. Minerais Secundários - são formados por reações a baixas temperaturas e são 
inerentes de rochas sedimentares ou formados em solos 
intemperizados. Estes minerais sofreram alterações físicas e químicas 
em suas estruturas. Ex.: argilas, óxidos de ferro, óxidos de alumínio, 
etc.. 
 
 
8.2. Proporção dos Minerais no Solo 
 
 
 Minerais Primários - formam a fração mais grosseira 
 
 Areia + Silte = Minerais Primários 
 
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 Minerais Secundários - formam a fração mais fina 
 
 Conteúdo de Argila =  Minerais Secundários 
 
 
 
8.3. Importância da mineralogia 
 
 
Uma das propriedades principais do solo é, sem dúvida, a de fornecer elementos 
essenciais ao desenvolvimento e produção dos vegetais. A sua riqueza em Ca, Mg, K, 
P e S, depende, entre outras coisas, da composição química e mineralógica da rocha 
matriz. Entretanto, esta propriedade do mineral de fornecer nutrientes, não se prende 
somente as quantidades que contenha desses elementos, mas em particular ao clima e 
a facilidade com que se tornam em condições de serem assimilados pelos vegetais. Os 
minerais podem apresentar composição química a mais favorável possível e serem 
desprovidos de importância agrícola em virtude da resistência que oferecem à 
solubilização de seus constituintes químicos, dificultando ou mesmo impossibilitando o 
seu aproveitamento pelo vegetais. É o caso da mica moscovita, que por ser 
extraordinariamente resistente ao intemperismo químico, mesmo em climas quentes e 
úmidos, não se decompõe, fracionando-sesomente devido à fácil clivagem que 
apresenta. Esta estabilidade química da moscovita reduz, portanto, sua importância 
como reserva mineral no solo, devido impedir que o elevado conteúdo de K que possui, 
da ordem de 10,5% de K2O seja mobilizado e colocado em condições de ser 
assimilado pelas plantas. 
 
Inúmeros são os minerais que desempenham o importante papel de fornecedor 
de nutrientes às plantas. Entretanto, poucos são aqueles capazes de apresentar 
importância agrícola, pois nem todos podem ser considerados como fonte de 
elementos nutritivos aos vegetais. Ocorrem minerais de composição química favorável, 
mas que por serem pouco freqüentes nas rochas e nos solos delas decorrentes, não 
são importantes, outros, embora freqüentes, são encontrados em pequenas 
quantidades e não podem ser considerados como fornecedores permanentes de 
elementos essenciais às plantas; existem outros ainda que apesar de freqüentes e 
abundantes são, por sua insolubilidade, inúteis à nutrição vegetal. Há, entretanto, 
 
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23 
algumas espécies que são quimicamente capazes de fornecer elementos nutritivos em 
quantidades suficientes para suprir as necessidades das plantas. A essas espécies de 
valor agrícola juntam-se outras que, embora, quimicamente inertes do ponto de vista da 
nutrição vegetal, como o quartzo, desempenham importante papel, sobretudo pela 
abundância com que são encontrados nos nossos solos e pelo seus efeitos 
decorrentes. 
 
 
8.4. Divisão dos minerais primários 
 
 Minerais Silicatados (93%) 
 
Unidade Básica 
 
É dada pela combinação dos átomos de silício e oxigênio numa ordenação 
estrutural tetraédrica, seguindo certos critérios entre os quais o principal é o raio iônico 
(Tabela 3). 
 
 = rcátio/ rânion ►► determina os diferentes poliedros de coordenação (Tabela 1) 
 
Tabela 3 - Variação do Número de Coordenação com a Razão dos Raios Iônicos 
 
= rcátio/ rânion Simetria dos ânions No de Coordenação 
 ao Redor do Cátion do Cátion 
 
0,000-0,155 Linear 2 
 
0,155-0,225 Vértices de um Triângulo 
 Equilátero 3 
 
0,225-0,414 Vértices de um Tetraédro 
 Regular 4 
 
0,414-0,732 Vértices de um Octaédro 
 Regular 6 (ou 4) 
 
0,732--1,000 Vértices de um Cubo 8 
 
Fonte: Besoain (1985) 
 
 
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24 
 
No de Coordenação = é definido pelo número de ânions que circunda um cátion 
central. 
 
 Raio iônico O = 1,32 Å ( 1 Å=10-8 cm) 
 Si = 0,39 Å 
 Al = 0,55 Å 
 
 = rSi/ rO = 0,295 = rAl/ rO = 0,416 
 
Tipo de Ligação : Covalente - Iônica 
 
Substituição Isomórfica (SI) : Si4+  Al3+ e do Al3+  Fe2+, Mg2+. Esta depende de: 
 
 posição no tetraédro ou octaédro 
 semelhança entre raios iônicos 
 neutralidade elétrica 
 ocorre no momento da gênese do mineral 
 SI é diferente de troca iônica 
 
 8.5. Classificação dos Minerais Silicatados 
 
  É feita em função do arranjo das unidades tetraedrais. Os minerais silicatados 
podem ser divididos e classificados nos seguintes grupos (ver tabela 4): 
 
a) Nesossilicatos (Neso=Ilha) 
 
os tetraedros ocorrem isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros; 
as ligações tetraedro/tetraedro se fazem através de metais (Fe, Mg, etc) 
fórmula básica característica do grupo é o (SiO4)4- 
 
Exemplos e Importância Agrícola 
 
Granada 
 
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25 
 
  (R2+, R3+Si3O12) R2+ = Ca, Fe, Mg, Mn R3+= Fe, Al, Ti, Cr 
 uso em joelheria 
 aparece na fração areia dos solos devido a sua grande resistência ao 
intemperismo. 
 
Zirconita 
 
 (ZrSiO4) 
 uso em joelheria 
 
Topázio 
 
 (AlSiO4) (F, OH)2 
 uso em joelheria ( pedra de valor comercial elevado) 
 
Olivina 
 
 (Mg,Fe)2 SiO4 
 mineral máfico ou ferromagnesiano típico 
 componente de rochas básicas e ultrabásicas importantes na formação do solo 
 apresenta fácil decomposição pelo intemperismo liberando elementos nutrientes 
para o solo 
 
b) Sorossilicatos (Soro = par) 
 
 as unidades tetraédricas se ligam aos pares entre si 
 esses pares se ligam a outros através de metais 
 cada tetraedro compartilha um oxigênio com o outro 
 são os silicatos de condensação mais simples 
 fórmula química - (Si2O7)6- 
 
 
 
c) Ciclossilicatos (Ciclo = círculo) 
 
 cada tetraedro compartilha dois oxigênios com os tetraedros vizinhos 
 os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados por 3,4 ou 6 unidade 
tetraédricasfórmula química - (SiO3)2- 
 
Exemplos e Importância Agrícola 
 
Benitoíta 
 
 BaTiSi3O9 cadeia fecha com 3 tetraédros 
 
Berilo 
 
 Be3Al2Si6O18 - cadeia fecha com 6 tetraédros 
 uso em joelheria -as variedades verdes são as esmeraldas 
 
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26 
 as variedades azuis são as águas-marinhas 
 
Turmalina 
 
 NaMg3Al6(OH)4(BO)3Si6O18 
 importância agrícola - fonte de boro 
 
 
d) Inossilicatos (Ino = corrente) 
 
   Dois oxigênios de cada tetraédro são compartilhados, constituindo 
uma corrente simples ou cadeias longitudinais de tetraédros 
   Pode-se ter também a formação de cadeias múltiplas, onde várias 
cadeias simples se unem através do compartilhamento do oxigênio 
   as cadeias simples ou as cadeias duplas podem ser interligadas por 
metais 
   Nos inossilicatos de cadeia dupla, alguns tetraédros partilham 2 
oxigênios e outro partilham 3 oxigênios 
   as cadeias duplas ligam-se a outras através de metais 
   Fórmula química - (Si4O11)6- 
   o ponto de clivagem desses minerais é na ligação das cadeias 
simples ou duplas pelos metais 
 
Exemplos 
 
i) Inossilicatos de Cadeia Simples 
 
Piroxênios: 
Ex.: Augita - Ca(Mg, Fe)SiO6 
ii) Inossilicatos de Cadeia Dupla 
 
Anfibólios 
. Hornblenda - [(Ca, Na)2 (Mg,Fe)4 (Al, Fe) (Si3AlO11)2(OH)2] 
 
Importância Agrícola 
 
 minerais de fácil intemperização 
 a clivagem é nas ligações entre as cadeias longitudinais 
 ricos em elementos essenciais às plantas ( Ca e Mg ) 
 classificados como minerais máficos 
 apresentam estrutura fibrosa 
 
e) Filossilicatos (Filo = lâmina) 
 
   Os 3 oxigênios de cada tetraedro são compartilhados com os 
tetraedros vizinhos 
   As camadas individuais superpostas são ligadas por forças 
eletrostáticas dos íons metálicos presentes (ponto de clivagem) 
   Fórmula química - (Si2O5)2- 
 
 
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Exemplos 
 
Pirofilita - Al2(OH)2Si4O10 
Talco - Mg3(OH)2Si4O10 
 
Importância Agrícola 
 
 são utilizados como veículos para inseticidas 
 
 
Micas: 
 
Muscovita - KAl2(AlSi3O10) (OH)2 
 
 .  é a mica mais comum, chamada de mica branca ou malacacheta 
 .  Apresenta alta resistência ao intemperismo, daí ocorrer na fraçãoareia 
 .
 
 Usada na indústria como isolante elétrico 
 
Biotita - K(Mg,Fe)3(OH,F)2Si3AlO10 
 
.  é chamada de mica preta ou mica ferromagnesiana 
.  Tem baixa resistência ao intemperismo, devido a presença do ferro em 
sua estrutura 
.  Os solos oriundos de rochas ricas em biotita raramente são deficientes 
de K 
 
Flogopita - KMg3(OH,F)2Si3AlO10 origina a vermiculita 
 
Lepidolita - K2Li3Al3(OH,F)4Si8O20 fonte de Lítio 
 
 
f) Tectossilicatos (Tecto = engradamento) 
 
   Os 4 oxigênios do tetreaedro são compartilhados pelos tetraedros 
adjacentes, formando um retículo tridimensional 
   Fórmula química - (SiO2)0 
   se não houver substituição isomórfica do Si por Al nos tetraedros, 
haverá apenas Si e Al na estrutura - Quartzo (SiO2) 
   se horver SI entrará íons metálicos na estrutura para manter a 
eletroneutralidade, formando o grupo de minerais de extrema 
importância agrícola, os felsdspatos 
 
 
Quartzo - SiO2 
 
.  variedade cristalina da sílica 
.  presente em todos os tipos de rochas 
.  a sua importância agrícola não se deve a sua qualidade como 
fornecedor de nutrientes e sim como constituintes dos solos 
 
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.  na fração areia do solo o quartzo é abundante e tem influências nas 
características físicas 
.  é altamente resistente ao intemperismo, ao contrário dos outros 
minerais, o quartzo sofre apenas desgaste físico, não se decompõe 
quimicamente 
 
Feldspato - 
 
.  Por definição os feldspatos são aluminossilicatados que apresentam 
metais alcalinos ou alcalinos terroso como Na, K, Ca, Ba e Sr em sua 
constituição. 
.  Constituem cerca de 60% das rochas ígneas 
.  Pouco frequentes nas rochas sedimentares 
.  Constituem fontes de minerais argilosos 
.  Fornecem elementos úteis para as plantas (K, Ca etc) 
. 
 
 Feldspato Potássicos  Ortoclásio ou Ortósio - KSi3AlO8 
 Feldspato Sódico  Albita - NaSi3AlO8 
 Feldspato Cálcico  Anortita - CaSi2Al2O8 
 
Série dos Plagioclásios  Cálcico-Sódico 
 
Albita-Oligoclásio-Andesina-Labradorita-Bitwnita-Anortita 
>90% (NaSi3AlO8) <10% 
<10% (CaSi2Al2O8) >90% 
Fedspatóide - Leucita (KSi2AlO6) e Nefelina (NaSiAlO10) 
 
 
 Minerais Não Silicatados 
 
 Carbonatos 
 
Constituem um grupo de minerais cuja estrutura inclue o ânion (CO3)2- 
 
a) Calcita - (CaCO3): encontra-se principalmente nas rochas calcáreas metamórficas, 
como nos mármores e gnaisse. 
 
b) Dolomita - CaMg(CO3): a dolomita é um carbonato de cálcio e magnésio que ocorre 
frequentemente nas rochas sedimentares. Está geralmente ssociada a calcita. 
Muitas dolomitas apresentam ferro em sua composição, devido a SI com o Mg. 
 
Importância 
 
 na indústria são utilizados na fabricação de cimento e cal 
 na agricultura são utilizados como corretivos da fertilidade por fornecer Ca e Mg as 
plantas e por corregir o pH do solo 
 
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 Sulfatos e Sulfetos 
 
Constituem um grupo de sais bastante comuns, associados principalmente a 
evaporitos, cuja característica é a presença do radical SO42- na sua estrutura. 
 
a) Anidrita (CaSO4) - é um dos principais minerais em depósitos de evaporação dos 
lagos (evaporitos). Também se encontra como mineral acessório nas dolomitas e 
frequentemente se associa ao gesso. 
b) Gesso (CaSO4.2H2O) - é o mais abundante dos minerais de sulfatos. Asua origem: 
i) evaporação direta da água do mar; ii) concentração do gesso mediante as água 
em movimento; iii) alteração da anidrita. É um mineral de regiões vulcânicas. 
c) Pirita (FeS2) - mineral formado em ambientes reduzidos, como nos solos alagados. 
d) Jarosita [KFe3(SO4)(OH)6] - mineral resultante da alteração da pirita [FeS2] em 
rochas e sedimentos expostos a ambientes oxidados. Está comumente associado 
a solos de extrema acidez e de má drenagem. 
 
Importância 
 
 A forma estável do sulfato de cálcio no solo é o gesso. Este é mais solúvel que a 
calcita, sendo mais móvel no perfíl e indicado para correção do pH do solo nos 
horizontes mais profundos. O gesso além de corrigir o pH é fonte de enxofre para 
as plantas. 
 
 A presença de sulfato no solo está condicionada a umidade local, encontrando-se 
mais freqüentemente em solos de climas áridos e semi-áridos 
 
 
Fosfatos 
 
Os fosfatos constituem-se em um grupo numeroso. O mineral mais 
importante é a apatita. Os minerais fosfatados se caracterizam por apresentarem um 
grupo tetraédrico de (PO4)3-. 
 
a) Apatita - Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) 
A apatita forma um grupo de minerais originados principalmente de rochas 
ígneas, embora também ocorra em rochas metamórficas e sedimentares. As 
variedades mais comuns são: 
 
 Fluorapatita - Ca5(PO4)3Fl 
 Cloroapatita - Ca5(PO4)3Cl 
 Hidróxiapatita - Ca5(PO4)3OH 
 
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Óxidos 
 
a) Hematita - Fe2O3 
b) Magnetita - Fe3O4 
c) Goetita - FeOOH 
 
A hematita é a principal fonte de onde se extraí o minério de ferro usado na 
indústria siderúrgica e do aço. 
Os óxidos de ferro são importantes no comportamento dos solos, 
principalmente solos tropicais, pois além de encontrados na sua fração argila, 
influenciam diversas propriedades deles e, de forma mais direta e visível, nas 
colorações que apresentam. 
 
 
Minerais de Argila ( secundários ) 
 - Caulinita 
 - Montmorilonita 
 - Ilita 
 - Vermiculita 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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9. MINERAIS SECUNDÁRIOS OU DA FRAÇÃO ARGILA 
 
 
 . Minerais Silicatados: 
 
 . Filossilicatos ( Silicatos em Camadas ou Lâminas ) 
 
 . Unidades Básicas ( Unidade Cristalográfica ): 
 
 
 
Lâmina de Octaedro de Al
Lâmina de Tetraedro de Si
 
 
 
Tetraedro de Si
Octaedro de Al
Pontes de Hidrogênio
 ESTRUTURA DO MINERAIS 1:1 (Grupo da Caulinita)
Tetraedro de Si
Octaedro de Al
 
 
 
 
 
 
 
 
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32 
 
 MINERAL 2:1 - Grupo da Montmorilonita (Sem Substituição Isomórfica)
 d (001)
Tetraedro de Si
Octaedro de Al
 Tetraedro de Si
Forças de Van der Waals
 MINERAL 2:1 ( Com Substituição Isomórfica )
 d (001)
Tetraedro de Si
Octaedro de Al
 Tetraedro de Si
Forças de Atração EletrostáticaCa Ca Ca Ca
 
 
 . Empilhamento de duas lâminas tetraédricas e uma octaédrica 
 
 
OBS: Nos minerais 2:1 sem substituição isomórfica a ligação entre as unidades 
estruturais é do tipo Forças de Van der Waals. Naqueles com substituição 
isomórfica essas ligações são do tipo Forças de Atração Eletrostática, devido a 
presença de cátions na entrecamada (K+ , Ca2+ , Mg2+). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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33 
9.1. Principais características dos minerais do grupo 1 : 1 
 Grupo da Caulinita 
Caulinita 
Principais Características: 
. Estrutura 1:1 
. Ligações: Unidade Cristalográfica 
 - Dentro: Lig.Iônica - O ( Tetraedro ) ----- Al ( Octaedro ) 
 - Entre : Pontes de Hidrogênio (Lâminas ) : OH ( Octaedro) --- O ( tetraedro ) 
Não Expansível 
Densidade de Carga Muito Baixa 
Superfície Específica 10-20 m2/g 
Praticamente sem substituição Isomórfica 
.Ocorrendo no Interior do conjunto de lâminas não gera CTC  H+ neutraliza essas 
cargas, só se manifesta as parte basal. 
. Evidências: CTC( 2-3 cmolc / kg ) a baixo pH ( Caulinita de Solo x Traços de 2:1 ) 
. Análise Química revelando elementos diferentes de Al e Si. K = SiO2 / Al2O3 >2 
CTC 3-10 cmolc/Kg ( Dependentes de pH ) - Bordas Quebradas 
Argila de Baixa Atividade 
Baixa Plasticidade e Pegajosidade 
 d( 001) = 0,72 nm 
Morfologia: Pseudo hexagonal ( Cima ) , Laminar ( Perfil ) 
 
Gênese: 
 Precipitações elevadas, altas temperatura, boa drenagem, intensa perda de 
cátions de metais alcalinos e alcalinos terrosos ( desbasificação ) e moderada 
Dessilificação sob condições de acidez elevada ( oxidação de sulfetos, CO2 + 
H2O e ácidos orgânicos resultantes da decomposição da matéria orgânica ). 
 Transformação de inúmeros minerais: Mica, Feldspatos e Montmorilonita. 
 Herança: Ocorre em depósitos lacustres marinhos, fluviais como mineral herdado 
( jazidas ) 
. Possibilidade de Adsorção de Fosfatos: Adsorção “NÃO ESPECÍFICA” ( Cl- e SO4- )  
quando há protonação, adsorção “ESPECÍFICA”  Perda de H2O e entrada de H2PO4- 
 
 
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34 
 
Origem das Cargas Elétricas: 
 
Si
Al
OH
OH
OH
0
 -
 Si
 
 OH
 O
 OH
 
H2O
Al
 + OH- 
ARGILOMINERAIS 1:1
 
 
 
 Principais diferenças entre caulinita e haloisita 
 
 CAULINITA HALOISITA 
 Fórmula 
 Al2Si2O5(OH)4 . Al2Si2O5(OH)4. 2H2O 
 Distância interplanar 
 d(001) = 0,72 nm . d(001) = 1,00 nm 
 CTC 
 3 - 10 cmolc / kg . 5 - 15 cmolc / kg 
 Morfologia Externa 
 Laminar ( perfil) . Tubular 
 Pseudo hexagonal ( cima ) 
 
 Não Apresenta H2O nas Apresenta moléculas de Água 
entrecamadas estrutural nas entrecamadas 
 
 
 
 
 
 
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35 
 
9.2. Principais características dos minerais do grupo 2 : 1 
a) Grupo da Montmorilonita 
 
São mnerais chamados 2:1 porque são formados pelo empilhamento de 
duas lâminas tetraédricas fazendo um sanduíche com a lâminas octaédrica. As 
ligações da unidade 2:1 que mantém as lâminas juntas, são ligações iônicas dos 
oxigênios apicais dos tetraedros com o Al da lâmina dos octaedros como nas unidades 
1:1. 
As unidades estruturais 2:1 não têm a presença das pontes de hidrogenios e 
por isso mesmo elas são expansíveis, ou seja não possuem distância fixa. 
 
Os principais minerais do grupo 2:1 tem uma característica que é a presença 
de cargas elétricas de superfície que são originárias, principalmente, de substituição 
isomórficas. As esmectitas, tendo como principal representante a montmorilonita tem o 
Mg substituído isomorficamente pelo Al e causa um desbalanço de carga o que 
possibilita a atração de cátions para neutralizar a carga desenvolvida. 
 
 
Esmectitas - Montmorilonita 
7Principais Características: 
. Estrutura 2:1 
. Ligações: Unidade Cristalográfica 
 - Dentro: Lig.Iônica - O ( Tetraedro ) ----- Al ( Octaedro ) 
 - Entre : sem ponte de hidrogenio 
Expansível 
Densidade de Carga Muito Alta 
Superfície Específica = 600 - 800 m2/g 
Praticamente com substituição Isomórfica 
CTC = 80 - 120 cmolc/Kg ( Dependentes de pH ) - Bordas Quebradas 
Argila de Alta Atividade 
Alta Plasticidade e Pegajosidade 
 d( 001) = 0,96 a 1,80 nm 
 
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36 
 
b) Grupo da vermiculita 
Mineral 2:1 de expansão limitada  Intemperização  Micas 
 
Princiapais Características da Vermiculita 
 
 Superfície específica: 600 - 800 m2 / g 
 Ligações Químicas: 
 Iônica : O ( tetraedro ) com Al ( Octaedro ) 
 Entre Unidades Estruturais: Força de Atração Eletrostática 
 Densidade de cargas ( negativas) alta na camada tetraédrica 
 Habilidade de fixar K+ e/ou NH4+ 
 Substituição Isomórfica 
  Si por Al ( Tetraedros )  Déficit de cargas, compensada por 
Cátions Trocáveis, principalmente Ca e/ou Mg, e até mesmo K+ e NH4+. 
  Al por Mg ( Octaedros ) 
 Carga Estrutural: 120 - 160 cmolc / Kg 
 CTC = 120 - 160 cmolc / Kg ( maior entre os 2:1 ) 
 
Estrutura : 
 H2O nas entrecamadas são de duas categorias: 
 H2O coordenada com cátions trocáveis 
 H2O sob a influência das lâminas de silício 
 Perda de H2O por desidratação ( aquecimento )  Inicia pela água 
associada às lâminas de Si  Mg ( ou Ca ) trocável tende à 
coordenação com apenas 4 moléculas de H2O  desidratação mais 
acentuada  perda total da H2O das entrecamadas  d( 001)  
1,43 nm  1,18 nm  0,92 nm ( Fig. ) 
 
 
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37 
 Ca Ca Ca
H2O H2O H2O H2O H2O 
 H2O H2O H2O H2 O H2O
 
 2 H2O 4 H2O 
d ( 001 ) = 1,43 nm d (001 ) = 1,18 nm d (001 ) = 0,92 nm
 VERMICULITA X TEMPERATURA
 
 
Nas vermiculitas do solo, os cátions trocáveis são principalmente Ca e Mg, 
os quais são coordenados por 6 moléculas de água: 
 Ca2+ e Mg2+  dupla camada de água 
 Na+  uma camada de água 
 ( ambos os casos: d( 001) = 1,4 - 1,5 nm ) 
 K+ e NH4+  não há camadas de água - d(001) =1,0 - 
1,1nm 
 Interação com moléculas H2O < Interação com os Espaços 
 
Gênese da Vermiculita 
Geralmente aceito: Produto de intemperização das micas 
Etapas: 
 Mg2+ desloca os K+ das entrecamadas das micas, liberando K+ 
o qual é consequente lixiviação. 
 Oxidação do Fe2+ 
 Orientação das OH ( afeta o poro ditrigonal ) 
 Contraditório : Solos com vermiculita dioctaedral cujo material 
de origem não tinha mica. 
Neste Caso: 
 Vermiculita  Produtos síntese de precipitação de gels. 
 Vermiculita Trioctaedral  Flogopita ou Biotita 
 Vermiculita não se forma em T> 200 - 300 o C 
 T  200 - 300 o C  Formação : Clorita > vermiculita 
 
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Fixação de Potássio em Vermiculita 
 
Poro ditrigonal entre as camadas tem 6 oxigênios ao redor sendo que 3 ficam mais 
externos e 3 ficam mais internos. Assim o K+ passa a ser afetado por 
3 oxigênios da lâmina de baixo e 3 da lâmina de cima, produzindo 
maior fixação do potássio. Portanto amostra tratada com potássio ela 
fica com d de 10 Ao(1,0 nm ). 
Importância da Fixação : Fertilidade do Solo  K não disponível ( Adubação 
Potássica ). 
 .2 a 3% de Vermiculita pode gerar uma CTC maior do que devido a caulinita 
 
 
c) Esmectita 
 
 Espécies Dioctaedrais Montmorilonita, Bendelita, Nontronita 
 São as mais comuns. Diferenciadas em função da substituição isomórfica. 
 
 Espécies Trioctaedrais  Sapronita  + Raras em solos. 
 
 . Montmorilonita - Substituição isomórfica de Al por Mg apenas nos 
octaedros: M+0,67 (Si8)IV (Al3.33 Mg0,67)VI O20 (OH)4 
 A deficiência de cargas ( + ) compensada por cátions trocáveis (M+) situados 
nas entrecamadas do mineral. 
 
 . Beidelita - Substituição isomorfica predominantemente na Lâmina 
Tetraédrica de Si por Al: M+0,67 (Si7,33Al0,67)IV ( Al4)VI O20 (OH)4 
 
 
 . Nontronita - Semelhante a Beidelita, com Fe3+ na lâmina octaédrica: 
 M+0,67 (Si7,33Al0,67)IV ( Fe43+)VI O20 (OH)4 
 
 
 
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39 
 
. Solo  Equilíbrio 
Montmorilonita Nontronita
 Beidelita
 
 
 A Nontronita é um mineral secundário ( superfície elevada )  Condição 
redutora prejudica sua integridade ( Fe3+  Fe2+ ) afetando a estrutura desse mineral. 
 
 
Gênese das Esmectitas 
 
1. A partir da alteração das micas 
 Mica  Vermiculita  Esmectita 
 Mica  Mica Hidratada  Ilita  Vermiculita  Esmectita 
 
 1.1. Principais Passos: 
 Lixiviação de K+  Redução [ K+ ] Solução  Perda de K das 
entrecamadas do mineral 2:1; 
 Perda dos Al3+ dos tetraedros  Redução da Carga; 
 Enriquecimento dos tetraedros com Si4+ . 
 
2 - Existe ainda a possibilidade de formação das esmectitas a partir de minerais 
não micáceos: 
 
Augita , Hornblenda, Piroxênio  Mantém taxa de Si e os cátions importantes ( Ca, Mg, 
Fe ) em alta concentração no meio. 
 
3. Síntese a partir da recristalização dos componentes da solução do solo  
Esmectíticas neogenéticas. 
 
 
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40 
 
Condições Propícias à Formação de Esmectíticas 
 pH não muito baixo ( 6 - 7 ) 
 Baixa concentração de K+ no meio; 
 Baixa concentração de Al3+ no meio 
 Altas concentrações de Si , Ca e/ou Mg e Fe no meio. 
 Drenagem limitada 
 Relevo plano a suave ondulado 
 
Intemperização das micas: 
 
 Dioctaedral Trioctaedral 
. Pirofilita : Si8Al4 O20(OH)4 . Talco: Si8 (Mg, Fe)6O20(OH)4 
. Muscovita : K2(Si6 Al2)( Al4) O20(OH)4 . Biotita: K2(Si6 Al2) (Mg, Fe)6O20(OH)4 
 
 Micas ----------------> Vermiculita --------------> Montmorilonita 
Carga Estrutural 200 - 250 100 - 160 cmolc/Kg 80 - 120 cmolc /kg 
CTC 10 - 40 100 - 160 cmolc/kg 80 - 120 cmolc /kg 
 
 Ocorre abertura das entrecamadas liberando K+ e há entrada de H2O e cátions 
hidratados ( Ca 2+). 
 Ocorre  Carga Estrutural  CTC  Com intemperismo as cargas estruturais 
passam a ter oportunidade de se expressar em termos de CTC ou seja, a CTC 
tende a se aproximar da carga estrutural. 
 
A diminuição da Carga Estrutural é atribuída: 
1) Incorporação de prótons H+ pela conversão de alguns oxigênios em 
hidroxilas em condições ácidas. 
2) Oxidação do Fe2+ para Fe3+ nos octaedros ( Biotita ). 
3) Troca de Al por Si nos tetraedros ( ressubstituição )  o Al sai com o 
intemperismo e é precipitado em pH alto enquanto que o Si nesse pH 
sendo muito solúvel irá ocupar o lugar do Al. 
 
4) Destruição preferencial dos tetraedros de alumínio 
 
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41 
 As ligações Ai--O são mais fracas ( < FAE )  Leva a diminuição da 
proporção de tetraedros de Al  Redução da carga estrutural. 
 Al--O  FAE = 3/4 = 0,75 
 Si--O  FAE = 4/4 = 1,00 
 
PRINCIPAIS DIFERENÇAS ENTRE VERMICULITA E MONTMORILONITA 
Montmorilonita Vermiculita 
 2:1 ( Secundário ) 2:1 ( Secundário ) 
. Unidade Cristalográfica 
Lig. Iônica - Tet/Oct ( O - Al ) 
Força de Atração Eletrostática ( Lâminas ) 
Unidade Cristalográfica 
Lig. Iônica - Tet/Oct ( O - Al ) 
Força de Atração Eletrostática ( Lâminas ) 
Expansível Expansível ( limitada) 
Densidade de Carga - Menor entre 2:1 Alta Densidade de Carga 
Superfície Específica 600 - 800 m2/g Superfície Específica Alta - 600 - 800 m2/ g 
Subst. Al por Mg (Oct ) Subst. Si por Al (Tetra) 
80 - 120 cmolc/Kg 
( Permanentes ) 
CTC : 120 - 160 cmolc /kg 
( Permanentes ) 
Alta Atividade Alta Atividade 
Alta Plasticidade e Pegajosidade Alta Plasticidade e Pegajosidade 
 d(001) = 0,95 - 1,8 nm d ( 001 ) = 1,0 - 1,4 nm 
Saturadas Mg e Tratadas com Glicerol  até 
1,7 -1,9 nm 
 Até 1,4 nm 
Gênese Gênese: 
1- Alteração das Micas : Perdas do K ( 
entrecamada), 
. Mica  Vermiculita  Esmectita 
. Mica  Mica Hidratada  Ilita  Vermiculita  
Esmectita 
 Perdas de Al (tetraedros), enriquecimento de 
Si(tetraedros) 
2 - Recristalização de componentes da solução dos 
solo 
 Esmectitas Neogenéticas 
 .. Condições Favoráveis: 
 - Baixas concentrações de K e Al no meio e 
concentrações elevadas de Si, Ca ou Mg no meio 
 - Drenagem Limitada e relevo plano a suave 
ondulado. 
1 - Produto intemperização das micas ( Aceito 
): 
. Mica  Vermiculita 
. Mica  Mica Hidratada  Ilita  Vermiculita 
Etapas: 
 Liberação do K+ entrecamada das micas, 
 Mg desloca o K+ que é consequentemente 
lixiviado 
segue a orientação das OH . 
2. Recristalização Elementos da Solução do 
Solo 
.. Condições Favoráveis: Idem ( Drenagem 
Maior ) 
 
 
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42 
 
d) Vermiculita ou Esmectita com Hidróxidos nas Entrecamadas 
 
 A presença de VHE ( Vermiculita com Hidroxi Entrecamadas ) ou EHE 
( Esmectita com Hidroxi Entrecamadas ) está associada a ocorrência de minerais 2:1 ( 
Vermiculita e Esmectita ) sob condições especiais com o aparecimento de ilhas de 
hidroxi alumínio ( polímeros ) nas entrecamadas desses minerais 2:1. 
 
Gênese : 
 
I. Polimerização de Al e Fe ( principalemnte Al) , em meio ácido, na presença de 
minerais argilosos silicatados 2:1 ( principalmente Vermiculita ). 
II. Por exemplo: Intemperização da muscovita ( mica ) em meio ácido  vermiculita 
com hidroxi-alumínio entre camadas ( VHE ). 
III. Muscovita em meio ácido tende a perder K+ que liga as camadas 2:1  
Muscovita parcialmente expandida e parcialmente saturada com íons H+ que 
ataca a estrutura cristalina da camada 2:1 liberando o Al que nesse meio ácido 
 forte tendência de se rodear de moléculas de água e sofrer hidrólise: 
 
Al 
 H H
 O
 O
 H H
OH2
OH2
H2O
 H2O
Alumínio Rodeado Por Moléculas de Água
 
 
 Al [(H2O)6]3+ + HOH  Al[ (OH) ( H2O)5]2+ + H3O+ 
 ( Monômeros ) 
 
 
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43 
 IV. Esses monômeros  Forte tendência de se polimerizar na presença de 
superfícies altamente carregadas eletricamente como a vermiculita: 
 
 [(Monômero)]2+ + [(Monômero)]2+ ------> [(Dímeros)]4+ ------> [(Hexâmeros)]6+ 
 ( AINDA SOLÚVEL ) 
 
Al Al
OH
 OH
 Dímero 
Al
Al
 Al Al
 Al Al
Hexâmero Polímeros Hidroxi - Al
 
Hexâmeros  Unem-se uns aos outros formando uma [(rede de Hexâmeros)]15+ que já 
é um Polímero Insolúvel constituindo as Ilhasde Polímeros de Alumínio 
 
Esquematicamente o processo pode assim ser representado: 
K-K-K-K-K-K-K-K-K-K
K-K-K-K-K-K-K-K-K-K
- K
+ H
H H H H H H H H H H
H H H H H H H H H H
H H H H H H H H H 
H H H H H H H H H 
H H H H H H H H H
H H H H H H H H H 
Al 3+
.
Al 3+
Al 3+
Sequência de Intemperismo da Muscovita em Meio Ácido Formando Vermiculita
com Hidroxi - Al Entre as Camadas
.
.
 M uscovita
 VHE
Polímeros de Hidroxi-Al 
 
 
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44 
 - Nos Hexâmeros individuais  Relação OH compartilhadas / Al é de 2, 
aumentando um pouco na formação do Polímero mas é menor que 3 ( Se não seria 
Gibbsita ). 
 - Gibbsita  Não tem carga 
 - Polímeros formados  Carga elétrica desenvolvidas no processo  Se 
comportam como grandes cátions. 
 - Na presença de Vermiculita  Alta densidade de carga  Funciona como uma 
esponja atraíndo os monômeros e dímeros, que ajuda na polimerização e retém 
eletrostaticamente o material insolúvel devido à alta carga de ambos ( Vermiculita e 
Polímero ). 
 
e) Cloritas 
 
 Minerais primários, mas também podem ser produtos de alteração. 
 Diferença básica entre Clorita e Micas  Material das entrecamadas 
 Clorita  Camadas de Hidróxido de Al ( Gibbsita ) ou de Hidróxido 
de Magnésio ( Brucita - Mg(OH)2 ) entre as unidades 2:1. 
 
Al(OH)3 - Gibbsita
 ou Mg(OH)2 - Brucita
Lâmina 2 : 1
 CLORITA 
 d(001) = 1,4 nm
Carga Estrutural = 200 - 250 Cmolc / kg
CTC = 10 - 40 cmolc / kg
 
 
Minerais Interestratificados 
 
 - Combinação de minerais diferentes 
 
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45 
 - Camadas de mica com camadas de 2:1 com possibilidade de expansão 
constituindo uma só partícula ( mineral ) 
 Ex1 . Parte Mica + Vermiculita já se formando 
 - Resposta no Raio - X 
 . É dada pelo conjunto, um determinado ponto tem d= 1,0 outro tem d=1,4 
nm (p.ex.) o pico característico será função à soma destas distâncias. 
 . Dão Picos na faixa: antes de 6o ( 3 - 4O p/ 2  ) 
 . Ex.2 Parte Esmectita + Parte Caulinita 
 - Importância 
 . Mais importantes para solos de regiões temperadas com drenagem não 
muito intensa e baixa temperatura e menor água disponível. 
 . Ocorrência  Demonstra baixo grau de evolução dos solos (jovens, em 
que o estado de degradação é incipiente, Ex. Vertissolo. ) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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46 
 
10. ÓXIDOS DE FERRO E ALUMÍNIO 
 
10.1 - Introdução 
 
São minerais secundários de importância muito significativa nos solos 
tropicais, formados por Fé e Al que são muito abundantes (Tabela 4). 
O silício se perde mais rapidamente que os demais, deixando os colóides 
do solo enriquecidos  Fe, Al, Mn e Ti com avanço do intemperismo. 
 . Óxidos , hidróxidos e oxihidróxidos de Fe , Al , Mn e Ti  São 
produtos de neoformação  Óxidos Livres  Não se encontram ligados aos silicatos. 
 . 
Tabela 4 – Principais óxidos de Fé e Al 
 
Tipo de Óxido Alumínio Ferro 
 
Óxidos Corindon -  Al2O3 Hematita -  Fe2O3 
 Maghemita -  Fe2O3 
 
Hidróxidos Gibbsita -  Al(OH)3 - 
 Bayerita -  Al(OH)3 - 
 Norstrandita - Al(OH)3 
 
Oxihidróxidos Diásporo -  AlOOH Goethita -  FeOOH 
 Boehmita -  AlOOH Lepidocrocita -  FeOOH 
“Mal Cristalizado” : Ferridrita  5 Fe2O3 . 9. H2O 
 
 
 
10.2 - Óxidos, Hidróxidos e Oxihidróxidos de Alumínio 
 . Várias Espécies  Solo 
 . Mais Comuns  Formas hidroxiladas ( Gibbsita , Bayerita e Norstrandita ) 
 
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47 
 
10.2.1 - Gibbsita 
 
 Principal mineral da fração argila de solos altamente intemperizados 
 ( Latossolos ). 
 Estrutura: Dois planos de oxidrilas em agrupamento denso, com Al3+ ocupando 
2/3 dos espaços octaédricos. 
 - Cada Al compartilha 6 oxidrilas com outros 3 Al 
 - Cada OH é compartilhado por 2 Al 
 - Bordas: 
 . Cada Al compartilha 4 OH com outros 2 Al 
 . Os 2 sítios restantes  OH e H2O 
 - As seguintes configurações são sugeridas para os grupos de bordas não 
compartilhadas: 
 
 
 
Al 
OH
 OH2 
 ou Al 
OH
 OH 
 H 
 
 
 
 
 . Gibbsita , Bayerita e Norstrandita - São polimorfos que diferem entre si 
apenas pelo empilhamento das unidades estruturais. 
 
 . Gibbsita: OH’s de uma unidade diretamente sobre OH’s de outra unidade 
 
 . Bayerita: OH’s de uma unidade acomodam-se nas depressões de plano de 
OH’s da unidade seguinte. 
 
 . Norstrandita : Arranjos alternados de gibbsita e bayerita 
 
 
 
 
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48 
 
Gênese da Gibbsita (duas hipótese) 
 
 1) Diretamente a partir de minerais primários, forma silicatos de Al. 
 Fato: alguns depósitos de bauxita  gibbsita de rocha inalteradas a pequena 
distância. 
 2) A partir de silicatos de Al, passando por produtos intermediários. 
Micas Vermiculita  Esmectita  Caulinita  Gibbsita 
Feldspato Caulinita  Gibbsita 
 OBS: Ambas as hipóteses podem ocorrer - não são mutuamente executadas 
 A formação de gibbsita pode ocorrer se as condições favorecerem a 
lixiviação do silício ( dessilificação ). 
 
 KAlSi3 O8 + H+ + 7 H2O  K+ + Al(OH)3 + H4SiO4 
   
 Lixiviado Lixiviado 
 . Se a lixiviação não for tão intensa, o Si permanecerá ainda no meio e se 
forma a Caulinita. 
 Al(OH)3 + H4SiO4  1/2 Al2Si2O5 (OH)4 + 2 H2O 
 
Adsorção de íons na Gibbsita 
 OH
Al
 OH2 
Al 
 OH
 +
Al
Al
OH
OH
OH
0 -
 ÓXIDOS : CARÁTER ANFÓTERO
H2O
+ OH-+ H+
OH
OH
OH
Al
Al
 
 pH < PCZ pH = PCZ pH > PCZ 
 
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49 
 . Em condições normais de pH no solo  Cargas positivas  Adsorção de 
ânions ( Cl- , NO3- , SO42- , em adsorção não específica; e H2PO4- em adsorção 
específica ) 
 
10.2.2 - óxidos, Hidróxidos e Oxihidróxidos de Ferro 
 
Os principais óxidos de ferro encontrados no solos estão listado na tabela 5 abaixo. 
 
Tabela 5 - Formas de Óxidos de Ferro 
Grupo Fórmula Nome S.Cristalino Cor Presença no Solo 
 
Óxidos 
 
 Fe2O3 Hematita Hexagonal Vermelho Principalmente R. Tropicais, 
ocasionalmente em Regiões 
temperadas ou paleosolos 
Anidros 
 
 Fe2O3 Maghemita Tetragonal Pardo Averm Princ. Clima tropicais, quentes ou 
subtropicais 
 Fe3O4 Magnetita Cúbica Preto Minerais primários, não pedo - 
genéticos 
 
 
Oxihidró
xidos 
 FeOOH Goethita Ortorrômbico Pardo Amare-
lado 
Climas úmidos e temperaturas 
Também em solos tropicais 
hidromórficos 
 
  FeOOH Lepidocrocita Ortorrômbico Alaranjado solos hidromórficos não calcá- 
rios , ou solos bem drenados 
de clima mediterrâneo 
 
Óxidos Fe5(O4H3)3 Ferridrita Romboédrico Pardo Solos ácidos clima frio ou 
temperados c/ MO abundante 
Paracris