Uma introdução a mineralogia do solo

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Título: INTRODUÇÃO A MINERALOGIA DO SOLO
Autor: D. G. Schulze
Importância dos Minerais:
- 50% do volume do solo.
- Suporte físico para as plantas.
- Cria os poros para armazenar água e ar para as plantas.
- Seu intemperismo libera nutrientes para as plantas.
- Retêm ou liberam elementos por adsorção, troca de cátions ou precipitação.
- São indicadores da intensidade do intemperismo (ausência ou presença de minerais pode indicar como o solo foi formado).
- Caracteristicas físicas e quimicas dos minerais são importantes no plannejamento, construção e manutenção de prédios, rodovias e aeroportos.
I. ESTRUTURA QUÍMICA E CARACTERÍSTICAS DOS MINERAIS
- A maior parte do peso da crosta terrestre é O e Si.
- 90% do volume é de O. 
- Os grandes atomos de O são mantidos juntos por pequenos atomos metalicos nos espacos entre eles
- MINERAL é um sólido homogêneo de ocorrência natural, composição química definida e um arranjo atômico ordenado (cristalino) específico.
- Geralmente é formado por processos inorgânicos.
- Minerais com composição química similar compartilham grande número de propriedades .
- Minerais são divididos em classes de acordo com o anion ou grupo anionico dominante:
a) Elementos nativos
b) Sulfitos 
c) Sulfossais
d) Óxidos e hidróxidos
e) Halogenetos
f) Carbonatos
g) Nitratos
h) Boratos
i) Fosfatos
j) Sulfatos
k) Tungstatos
l) SILICATOS
MINERAIS PRIMÁRIOS
- Formam em elevada temperatura.
- São derivados de rochas igneas ou metamórficas.
- Podem ser herdados de rochas sedimentares.
MINERAIS SECUNDÁRIOS
- São formados em reações de baixa temperatura.
- Também podem ser herdados de rochas sedimentares ou;
- Formados em solos por intemperismo.
*Alguns minerais ocorrem em ambos (primários e secundários).
A. Halita, sulfato e carbonato
Caracteristicas:
- Grupo caracterizado por minerais de estrutura relativamente simples. 
- Cátions como Ca2+, Mg2+ ou Fe2+ alternando com complexos aniônicos como SO42- ou CO32-.
- A ligação entre cátions e ânions é predominantemente iônica.
- Estão entre os minerais mais moles e solúveis do solo.
- São facilmente quebradas pelo intemperismo físico e químico.
- Ocorrem principalmente em solos de regiões áridas e solos jovens de regiões úmidas onde o intemperismo foi mínimo.
Principais minerais:
1. Halita (Na+Cl-): 
	Na e Cl alternados, arranjados em cubos.
	Mais solúvel do grupo.
	Somente se acumula nos ambientes mais áridos.
2. Gesso (CaSO4.2H2O)
	É cerca de 100x menos solúvel que a halita.
	Abundante somente em regiões áridas.
3. Calcita (CaCO3) e Dolomita (CaMg(CO3)2)
	Minerais carbonatos que ocorrem em uma grande variedade de solos.
	Precipitam em perfis de solos de climas áridos e semiáridos.
	Se a acumulação é bastante, formam-se horizontes cálcico ou petrocalcico.
	Carbonatos são herdados de rochas calcárias.
	São geralmente estáveis.
	Podem ser encontrados em solos de climas áridos a subúmidos.
		São lixiviados do perfil e geralmente presente somente no horizonte C nos 			climas subumidos
B. Sulfitos
- Pirita (FeS2) não é muito presente em solos
- Sua presença causa sérios problemas (elevada acidez)
- Precipita em "wet tidal flats" e "river deltas" de áreas costeiras
- É instável em ambiente oxidante
- Intemperiza para formar H2SO4, jarosita e gesso quando as áreas:
	Contêm sulfitos e são drenadas
	Mineração deixa pirita na superfície
C. Óxidos, hidróxidos e oxidróxidos
- Minerais primários quebram durante o intemperismo e liberam cátions e ânions que se recombinam para formar minerais mais estáveis.
- Al, Fe e Mn formam óxidos, hidróxidos ou oxidróxidos, que são estáveis em ambientes de intemperismo.
1. Alumínio
- Gibbsita (Al(OH)3) é o hidróxido de Al mais comum no solo.
	Geralmente está associados aos últimos estágios do intemperismo.
	A lixiviação de Si foi tanta que filossilicatos não formam mais.
	Comum nos solos fortemente intemperizados de regiões tropicais.
	Apresenta baixissima CTC, contribuindo para a baixa fertilidade nativa.
	Comum também na interface entre rocha ignea e saprólito, onde Si é lixiviado e Al 	precipita.
2. Ferro
- Óxidos de Fe formam a partir do Fe liberado dos minerais primários.
- São fortes pigmentantes do solo, mesmo em pouca quantidade.
- Goethita e hematita são estáveis em ambiente oxidado e instáveis em condições redutoras
	Ferro férrico (Fe3+) pode ser reduzida a Ferro ferroso sob condições redutoras que 	ocorrem em solos saturados.
	Fe ferroso é mais solúvel que o férrico, podendo ser facilmente movido no perfil e na 	paisagem.
	Fe2+ reoxida para Fe3+ quando retorna a condições oxidativas, podendo precipitar 	goethita, lepidocrocita ou ferridrita.
	Repetidos ciclos de oxidação e redução criam manchas e concreções --> distribuição 	não homogênea dos oxidos de Fe no solo.
- Grande quantidade desses minerais (associado a gibbsita e caulinita) indica avançado grau de intemperismo
Goethita (FeOOH)
- É o mineral mais comum desse grupo
- É responsável pela cor marrom e amarela de muitos solos (pouca quantidade)
Hematita (Fe2O3)
- Um pouco menos comum que a goethita e usualmente ocorre em associação com ela
- Responsável pela cor vermelha em muitos solos.
3. Manganese
- Óxidos e hidróxidos comumente encontrados em solos como nódulos ou concreções marrons ou pretas
- Geralmente associaodos a óxidos de Fe.
4. Titânio
- Rutila e Ilmenita geralmente ocorrem na fração areia como minerais primários herdados de rochas ígneas.
- Anatasia é menos comum e considerada mineral secundário.
D. Silicatos
- Classe extremamente grande e importante grupo de minerais.
- Aproximadamente 40% dos minerais são silicatos, assim como a maioria dos minerais em rochas ígneas.
- Silicatos constituem 90% da crosta terrestre.
- Ocorrem tanto como minerais primários como secundários.
- A unidade fundamental é o tetraedro de silício (SiO4).
	4 O compartilhados com Si
- O tetraedro pode estar presente como:
	Um simples tetraedro (nesossilicatos)
	Duplo tetraedro (sorosilicatos)
	Aneis (ciclossilicatos)
	Correntes (inossilicatos)
	Folhas (filossilicatos)
	Estruturas tridimensionais (tectossilicatos)
- Os minerais mais comuns em rochas ígneas são:
	Olivina
	Piroxênio
	Anfibólio
	Mica
	Feldspato
	Quartzo
- Esses minerais primários predominam nas frações areia e silte.
- A fração argila é mais dominada por filossilicatos.
II. MINERAIS FILOSSILICATADOS NO SOLO
- Influenciam fortemente as caracteristicas físicas e químicas do solo, devido a:
	Pequena tamanho
	Elevada área superficial
	Propriedades exclusivas de troca catiônica	
- 1920 --> descoberta que as argilas são cristalinas --> característica resposnável por muitas propriedades dos solos.
A. CONCEITOS ESTRUTURAIS BÁSICOS
1. Empacotamento de esferas
- Hexagonal closest packing: 
	Grandes esferas representam os ânions que conectados de todos os lados a outros 	ânions (O2-, OH2-, F-) formam pequenas cavidades entre eles, que são ocupadas por 	cátions positivamente carregados. 
	As esferas grandes formam vários hexagonos quando ligadas umas as outras. 		
2. Tetraedro e octaedro
- Considerando dois planos de esferas um encima do outro, os espaços entre as esferas podem ser de dois tipos: 
	A (triângulo com a ponta para baixo) e 
	B (triangulo com a ponta para cima)
- Os quatro íons de O2- que rodeiam o sítio A formam as pontas de um tetraedro.
- Os 6O2- que rodeiam o sítio B formam as pontas de um octaedro regular.
- Os sítios tetraedral (A) e octaedral (B) são consequência do empacotamento de dois planos de esferas. 
- Tetraedros e octaedros são estruturas básicas em muitos minerais. 
3. Representando os tetraedros e octaedros
- Sphere-packing model:
	Representa melhor o espaço ocupado pelos átomos na estrutura.
	É útil na vizualização da forma da superfície externa de um mineral.
- Ball-and-stick model:
	Mostra as ligações dentro do cristal, os "sticks" (pauzinhos) conectando as bolas.
	O interior da estrutura é limpo pois os átomos são desenhados menores.
- Polyhedral model:
	Os átomos são representados por apenas pontos no espaço, ligados por linhas.
	Melhor vizualização da estrutura tetraédrica e octaédrica.Cada ponta represente um O2- e um cátion reside no centro da estrutura.
*Cuidado: o modelo poliedral dá impressão de haver muito espaço livre ou poros, mas somente o modelo de esferas mostra melhor o espaço realmente ocupado.
4. Raio iônico e relação do raio (relação cátion-ânion)
- O raio iônico e a carga determinam se um átomo pode ocupar um tetraedro ou octaedro.
- O tamanho de um átomo varia de acordo com o número atômico e estado ionizante.
- O espaço central dentro de um tetraedro é menor do que de um octaedro.
- A maior esfera que pode-se colocar no centro de um tetraedro sem empurrar os O2- é menor do que a do centro de um octaedro.
	A maior esfera que irá encaixar em um tetraedro tem um raio de 0.414 vezes o raio do 	O2- e o octaedro tem 0.732 vezes o raio do O2-.
	Si4+ tem uma relação de raio de 0.278 (<0.414), então quase sempre ocorre nos 	tetraedros mais do que nos octaedros.
	Mg2+ tem uma relação de raio de 0.471 (>0.414) então é improvável que ocorra nos 	tetraedros, mas se encaixa confortaelmente nos sítios octaedrais (<0.732).
	Al3+ tem uma relação de raio próxima de 0.414, se encaixando tanto no tetraedro 	quanto no octaedro. 
5. Lâminas tetraedrais e octaedrais
- Tetraedros arranjados em lâmicas são comuns a todos os filossilicatos.
- Octaedros arranjados em lâminas são presentes em filossilicatos e hidróxidos.
- Diferentes combinações de lâminas de tetraedros e octaedros formam estruturas de diferentes argilominerais.
a) A lâmina octaedral:
- Considerando dois planos de esferas com íons OH- no modelo closest packing, temos que H+ ocupa um espaço praticamente insignificante, então OH- pode ser considerado como do mesmo tamanho de O2-. 
- Existem duas formas de preencher o sítio octaedral, dependendo da valência do cátion:
	É chamado arranjamento trioctaedral quando três de cada três de cada três sítios 	octaedrais são ocupados por um cátion divalente como Mg2+.
		A lâmina neste caso é neutra porque a carga é balanceada dentro da lâmina.
		1 Mg2+ rodeado de 6 OH- em que três OH- (0.33) são compartilhados por três 			Mg2+ --> fórmulas possíveis Mg3(OH)6 ou Mg(OH)2
	É chamado arranjamento dioctaedral quando coloca-se um cátion trivalente, como 	Al3+ nos sítios octaedrais, necessitando de somente dois cátions trivalentes para 	preservar a carga neutra.
		Cada cátion Al3+ é rodeado por 6OH- e cada OH- é compartilhado por dois 			diferentes Al3+ (0.5) --> fórmula Al(OH)3.
- Lâminas octaedrais, organizadas umas sobre as outras e mantida juntas por fraca ligação residual compoem estruturas de gibbsita e brucita.
	Gibbsita contem Al nos sítios octaedrais, é dioctaedral.
	Brucita contem Mg nos sítios octaedrais, é trioctaedral.
	Essas são as estruturas mais simples contendo lâminas octaedrais.
b. A Lâmina tetraedral
- Consiste de tetraedros de SiO4, no quais três O2- de cada tetraedro são compartilhados com três O2- de outro tetraedro vizinho. 
	Os O2- compartilhados estão todos no mesmo plano e são intitulados oxigênios 	basais.
	O quarto O2- de cada tetraedro não compartilhado com outro tetraedro, estando livre 	ara se ligar a outros elementos poliedrais.
		Os O2- não compartilhados são chamados oxigênios apicais.
		Os oxigênios apicais podem apontar todos para o mesmo lado ou podem ser 			para lados alternados.
- Minerais contendo arranjos tipo folhas de tetraedros de SiO4 são chamados de filossilicatos.
B. ESTRUTURAS E PROPRIEDADES DE MINERAIS SILICATADOS COMUNS EM SOLOS
- Filossilicatos são divididos em dois grupos, baseados no número de lâminas tetraedrais e octaedrais nas suas camadas: minerais 1:1 e 2:1.
1. OS MINERAIS DO TIPO 1:1
a) A estrutura de camada 1:1 consiste de uma unidade composta de uma lâmina tetraedral e uma lâmina octaedral. 
	Os O2- apicais da lâmina tetraedral são compartilhados com a lâmina octaedral.
b) Caulinita: consiste de camadas 1:1 empilahadas uma sobre a outra.
	Dioctadral --> Al3+ nos sítios octaedrais.
	Si4+ nos sítios tetraedrais.
- A camada 1:1 é eletricamente neutra.
- As camadas adjacentes são unidas por ligação eletrostática (iônica) entre os O2- basais da lâmina tetraedrais e as hidroxilas da superfície da lâmina octaedral adjancente.
- Mineral comum em solos e o membro mais comum do subgrupo.
- Tende a ser abundante em solos mais intemperizados.
- Apresenta pouquissima substituição isomórfica (tetraedral ou octaedral).
	CTC e ASE tipicamente baixas.
	Solos de menor fertilidade.
- A maioria está perto da fórmula ideal Al2Si2O5(OH4).
- Pode formar em solos a partir da liberação de Al e Si pelo intemperismo de minerais primários ou secundários.
	Feldspatos geralmente intemperizam para caulinita em solos formados de rochas 	ígneas.
	Caulinita também pode ser herdada do material de origem, como sedimentos 	argilosos.
c) Haloisita
- Estrutura similar a caulinita, mas as lâminas são separadas por moléculas de água quando completamente hidratada.
- Pode ocorrer como partiulas esferoidais ou tubulares.
- Geralmente encontrada em solos formados de depósitos vulcanicos (pó e vidro vulvanico)
- Forma antes da caulinita no processo de intemperismo, mas é geralmente menos estável que a caulinta e e dá lugar a ela com o tempo. 
2. OS MINERAIS DO TIPO 2:1
- São estruturalmente mais diversos.
- Representado por várias espécies minerais.
a) A estrutura de camada 2:1
- Consiste de duas lâminas de tetraedros "ensanduichando" uma lâmina de octaedro.
b) Talco e pirofilita
- Ambos consistem de camadas 2:1 empilhadas umas sobre as outras.
	Talco: tem Mg2+ nos sítios octaedrais e é trioctaedral. Fórmula: Mg3Si4O10(OH)2.
	Pirofilita: tem Al3+ nos sítios octaedrais e é dioctaedral. Fórmula: Al2Si4O10(OH)2.
- A lâmina tetraedral de ambos contém somente Si4+.
	Em ambos a carga é balanceada, tornando-a eletricamente neutra.
	As camadas são unidas por força eletrostática fraca (ligação iônica).
- Raramente ocorrem em solos, somente quando herdadas de rochas metamórficas.
c) Micas
- Mesma estrutura de camada descrita para talco e pirofilita, mas com duas diferenças:
	1. Ao invés de somente Si4+ nos sítios tetraedrais, 1/4 dos sítios tetraedrais é 	ocupado por Al3+ --> Substituição isomórfica --> 1 carga negativa excedente por 	unidade de fórmula.
	2. Essa carga excedente é balanceada por cátions monovalentes, comumente K+, 	que ocupa os sítios entrecamadas. Fórmula ideal de mica com Al octaedral: 	KAl2(AlSi3)O10(OH)2.
- A lâmina octaedral pode ser dioctaedral ou trioctaedral.
	Existem várias espécies diferentes de mica porque:
		Fe2+ e Fe3+ podem substituir Mg2+ e Al3+ na lâmina octaedral.
		Na+ e Ca2+ podem substituir K+ na entrecamada.
- Nos solos geralmente são herdadas de rochas ígneas e metamórficas, assim como de sedimentares derivadas delas.
- As micas mais comuns em rochas, e consequentemente em solos, são as três que contem K+ entrecamadas:
	Muscovita: Al3+ no octaedro, dioctaedral.
	Biotita: Mg2+ e Fe2+ nos octaedros, trioctaedral. 
	Flogopita: Mg2+ nos octaedros, trioctaedral.	
	*As lâminas tetraedrais das três são iguais, muda só a lâmina octaedral.
	*As micas dioctaedrais, como a muscovita, são mais resistentes ao intemperismo 	do que as trioctaedrais, como muscovita e flogopita, então muscovita é mais 	comum de ocorrer em solos intemperizados do que a as outras duas.
- Mica na fração argila de solos e sedimentos geralmente: 
	Apresenta baixa cristalinidade, baixo conteúdo de K+ e elevado conteúdo de H2O.
	É referida como Illita. 
	Glauconita é semelhante a illita, mas contem mais Fe e menos Al nos octaedros.
- Micas intemperizam, liberando K+, importante para as plantas, e formando os minerais:
	Vermiculita
	Esmectitas
d) Vermiculita
- Consiste na estrutura de camada 2:1 descrita para mica, mas:
	Tem 0.9-0.6 de carga de camada e contem cátions trocáveis, primariamente Ca e 	Mg nas entrecamadas.
	A elevada carga por unidade de fórmula dá a vermiculita uma elevada CTC e causa 	uma elevada afinidade por cátions fracamente hidratados, como K+, NH4+ e Cs+.
		Fixação de K+ por vermiculitas pode ser significante em solos ricos em	 		vermiculita.
- São formadas quaseque exclusivamente do intemperismo das micas e cloritas.
- As vermiculitas dioctaedrais são as mais comuns nos solos (espelha a estabilidade da musocovita).
- O intemperismo de micas para vermiculita ou para esmectita acredita-se ocorrer por substituição dos K+ nos sítios entrecamadas com cátions trocáveis hidratados.
	A integridade da camada 2:1 é preservada, mas há uma redução na carga de 	camada.
e) Esmectita
- Grupo de minerais de estrutura 2:1, como mica e vermiculita, mas com carga ainda menor (0.6-0.25) por unidade de formula.
	Como na vermiculita, possui cations trocaveis na entrecamadas.
- Smectitas dioctaedrais são mais comuns em solos (mais resistentes).
- Sua composição varia entre os tres membros:
	Montmorilonita: Mg substitui Al na lamina octaedral para produzir carga.
	Beidelita: carga de camada produzida na lâmina tetraedral, contém Al na lâmina 	octaedral.
	Nontronita: carga de camada produzida na lâmina tetraedral, contem Fe na lâmina 	octaedral.
- Smectita não fixa K+ como vermiculita, devido a menor carga de camada.
- São minerais importantes em solos de regiões de clima temperado devido a sua elevada área superficial e propriedades adsortivas.
- Esmectitas encolhem quando secas e incham quando umidas.
	Propriedade bem pronunciada em Vertissolos.	
	Causa problemas para a engenharia de predios, estradas. 
f) Cloritas
- Tem uma estrutura de camada 2:1 com excesso de carga negativa.
	O excesso de carga é balanceado por uma lâmina de hidroxido (octaedral) 	positivamente	carregada, mais do que K+, na entrecamada.
- Tanto o octaedro da camada quanto o da entrecamada pode ser dioctaedral ou trioctaedral.
	Ambos podem conter Mg2+, Fe2+, Mn2+, Ni2+, Al3+, Fe3+, Cr3+.
	Gerando diversas espécies minerais.
- Nos solos são geralmente minerais primários herdados de 1. rochas metamórficas (baixo a médio grau de metamorfismo) ou de 2. rochas ígneas em que piroxênios, anfibólios e biotita foram hidrotermalmente alterados para clorita.
- Não são frequentes em solos, e quando ocorrem é em baixa quantidade.
- Intemperizam para formar vermiculita e esmectita.
g) Vermiculita e Esmectita com hidroxi entre camadas
- Pode ser considerada uma solução sólida com vermiculita ou esmectita como um membro e clorita como outro.
- Minerais com hidroxi entrecamadas formam conforme Al3+ é liberado durante o intemperismo, hidroliza e polimeriza para formar polications como (Al6(OH)15 3+) nas entrecamadas de vermiculita e ou esmectita, que balanceiam alguma carga da camada 2:1.
- A combinação da camada 2:1 com um hidroxi-Al na entrecamada dá uma estrutura semelhante a clorita.
	Por isso esses minerais são chamados cloritas secundárias.
- A lâmina hidroxi-Al não é trocável , portanto, reduz-se a CTC da vermiculita/esmectita em função da quantidade de Al adsorvido na entrecamada. 
- Impede que a esmectita se expanda.
- Reduz a fixação de K+ da vermiculita por baixar a CTC.
- Por ser positivamente carregada a hidroxi entrecamada fornece potenciais sítios para adsorção aniônica.
- São mais comuns na superfície do solo, reduzindo com aumento da profundidade.
h) Interestraficação de filossilicatos
- Mistura de camadas de minerais diferentes.
	Mica-vermiculita, mica-esmectita, mica-clorita, clorita-vermiculita, clorita-	esmectita, caulinita-esmectita.
	Também pode haver mistura de três componentes.
	A sequência de camadas pode ser regular (ABABABAB) ou aleatória (BAABBBAB).
	As aleatórias são mais comuns em solos, mas as regulares em micas intemperizadas 	não são raras.
- Possibilidades de formar minerais interestratificados:
	1. Fixação de K+ pelas camadas de vermiculita para produzir camadas semelhates a 	mica.
	2. Formação de hidroxi entrecamadas para produzir camadas semelhantes a clorita.
	3. Remoção de K+ entrecamada de micas ou do hidroxi entrecamadas da clorita.
i. Paligorskita e Sepiolita
- São considerados filossilicatos, mas com estrutura diferente das 2:1 e 1:1.
- Geralmente encontrado em solos de ambientes áridos e semiáridos.
- Morfologia fibrosa em contraste com a morfologia de camadas sobrepostas do 1:1 e 2:1. 
III. ALUMINOSSILICATADOS DE CURTO ALCANCE: ALOFANO E IMOGOLITA
- Os aluminossilicatos acima tem estrutura tridimensional com átomos comprimidos de uma maneira mais ou menos regular a relativamente longas distancias (10s de nm). --> long-ranger order.
- Alofano e imogolita são short-range (ou local) order. Ou seja, aparecem ordenados por vários nanometros, mas em larga escala a estrutura é desordenada.
- Alofano é um material que consiste de:
	Quantidades variáveis de O2-, OH-, Al3+ e Si4+.
	Predominancie de ligações Si-O-Al.
	Pequenas esferas (3.5-5 nm), com estrutura não definida.
	As esferão são unidas amontoadas --> formam agregados irregulares.
- Imogolita consiste de:
	Tubos com vários micrometros de comprimento e diâmetro externo de 2.3-2.7 nm.
	Os tubos consistem de uma unica lâmina dioctaedral, com OH na superfície.
- Alofano e imogolita ocorrem como produtos do intemperismo de cinzas vulcânicas.
- Podem adsorver muitos componentes orgânicos e inorgânicos (solos 'guardam' M.O). 
	Geralmente fixam grande quantidade de fosfato, tornando indisponível pra plantas.
- Solos ricos em alofano e imogolita geralmente tem propriedades físicas únicas.
	Baixa densidade do solo.
	Elevada capacidade de retenção de água
IV. ALGUNS CONCEITOS DE CRISTALOGRAFIA
- 1912: Max von Laue conduziu um experimento para ver se o raio-x poderia ser difratado por um cristal. Esse experimento teve dois resultados muito importantes:
	1. Provou que raios-x se comportam como ondas.
	2. Mostrou que cristais eram feitos de um arranjo regular de átomos no espaço, que 	poderiam, portanto, servir como uma grade para a difração dos raios-x.
- 1923-1924: mostrou-se que argilas são cristalinas por difração de raio-x. Mas somente depois de 1930 a primeira determinação de estrutura de argilominerais foi feita.
	Na mesma época pesquisadores trouxeram as primeiras evidencias de que materiais 	do solo, até os das menores frações, eram cristalinos.
- A DRX continua sendo o método mais importante na identificação de minerais do solo.
A. Periodicidade em cristais
- Em um cristal, um arranjo padrão de átomos é repetido de novo e de novo nas três dimensões.
	Repetições de padrões ocorrem também em locais como papeis de parede, pisos de 	cerâmica e paredes de tijolos.
- Em três dimensões temos uma estrutura espacial. 
	Distribuição regular e ilimitada de pontos no espaço.
B. A célula unitária
- Juntando-se os pontos de uma grade produz-se uma série de células unitárias paralelas.
	Cada unidade celular contém uma unidade completa de um cristal.
	Há formas alternativas de delinear uma unidade celular.
		A unidades celular para representar um mineral é escolhida através de 			cálculos matemáticos e percepção de simetria.
		Diferentes pesquisadores podem escolher diferentes unidades celulares 		para descrever uma mesma estrutura mineral.
	Existem somente 14 maneiras de arranjar pontos em um arranjo tridimensional.
		São as chamadas as 14 estruturas bravais, que formam a base geométrica 		para todas as unidades celulares possíveis.
		Cada estrutura braval pertence a um dos seis sistemas cristais, dependendo 		da simetria da estrutura.
			O sistema cúbico é o mais simétrico (todos os lados iguais, todos os 			angulos iguais).
			O sistema triclínico é o menos simétrico (todos os lados e ângulos 			são diferentes.
- As dimensões celulares e os ângulos axiais são importantes parâmetros na descrição da estrutura cristalina de um mineral.
C. Indices de Miller
- Uma notação consistente e concisa é usada quando são discutidos planos de átomos em um cristal.
	Diferentes planos são referidos por seus indices de Miller, designados como (hkl).
	Esses indices indicam em que dimensão e em quantas partes o plano corta a 	unidade celular. Ex. 230 (2x no plano a=h, 1x no plano b=k e 0x no plano c=l).
	a = comprimento x (h)
	b = altura y (k)
	c = profundidade z (l)
D. Difração de raios-x
- DRX é usado para:
	1. Identificar fases minerais desconhecidas;
	2.Para determinar estruturas cristalinas.
- Minerais do solo são geralmente estudados utilizando o método da difração em pó.
	Uma amostra de pó (diametro <50 micrometros) é colocada em um difratômetro e 	irradiada com raios-x.
	Um grafico do ângulo de difração multiplicado por 2 (2θ) em função da intensidade 	do raio-x difratado é obtido. 
- Uma simples relação matemática é usada para relacionar os picos no gráfico com as distâncias entre os planos de difração dos átomos dentro dos cristais.
1. Lei de Bragg
- Raios-x são ondas eletromagnéticas e elas são difratadas por cristais.
- Entender o relacionamento de ondas que estão em fase (todas iguais e paralelas) ou fora de fase é importante para entender a difração de raios-x.
	A onda é muito maior quando estão em fase, pois os pontos maximos coincidem e 	se somam --> muitas ondas em fase --> interferência construtiva --> a energia da 	onda de soma é detectada pelo difratômetro.
	Já quando as ondas não coincidem (estão fora de fase), a soma pode se aproximar 	de zero --> Interferência destrutiva --> nesse caso não é detectada energia --> os 	picos do raio-x correspondem as áreas onde ocorrem interferências destrutivas.
		A lei de Bragg relaciona a posição desses picos com a distância entre planos 		de átomos no cristal.
		Essa informação, junto com as intensidades dos picos, é usada para 			identificar as fases minerais e determinar as estruturas cristalinas.
* Em alguns casos, em particular os minerais interestratificados ou casos onde as linhas de difração são muito amplas devido ao pequeno tamanho dos cristais, os valores da lei de Bragg podem não estar relacionados diretamente as distâncias entre planos dos átomos no cristal.
2. A equação de Scherrer 
- É uma equação que relaciona a largura da linha de raio-x ao tamanho da partícula.
- Fornece informação adiconais sobre a fase mineral baseado na largura das linhas de difração.
- Quanto menores as partículas, mais largas as linhas de difração (mais aberto o angulo?)