Livro - Fundamentos de Química do Solo/ Egon José Meurer

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FUNDAMENTOS 
 
DE QUÍMICA 
DO SOLO 
 
Sexta Edição 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
2017 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FUNDAMENTOS 
 
DE QUÍMICA 
DO SOLO 
 
 
Sexta Edição 
 
 
 
 
COMISSÃO EDITORIAL 
 
Carlos Alberto Bissani 
Prof. Dr. Departamento de Solos, UFRGS 
 
Danilo Dufech Castilhos 
Professor Dr. Departamento de Solos, UFPEL 
 
Egon José Meurer 
Professor Dr. Departamento de Solos, UFRGS 
 
Marino J. Tedesco 
Professor Dr. Departamento de Solos, UFRGS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
FUNDAMENTOS 
 
DE QUÍMICA 
 
DO SOLO 
 
Sexta Edição 
 
 
 
 
 
Editor 
 
EGON JOSÉ MEURER 
 
Professor Dr., Departamento de Solos, Programa 
de Pós-Graduação em Ciência do Solo 
Universidade Federal do Rio Grande do Sul 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Porto Alegre, 2017 
 
 
 
 
© dos Autores 
6
a
 Edição: 2017 
 
 
 
 
Pedidos desta Obra: 
 
 
email: egon.meurer@ufrgs.br 
 
 
 
CIP - CATALOGAÇÃO INTERNACIONAL NA PUBLICAÇÃO 
 
F981 Fundamentos de Química do Solo. 6ª. Ed. / Egon José Meurer, 
Editor. Porto Alegre: 2017 
266p.: il. 
 
1. Solo : química do solo: I. Meurer, Egon José 
CDD: 631.4 
CDU: 631.4 
 
 
 
Catalogação na publicação 
Biblioteca Setorial Da Faculdade de Agronomia da UFRGS 
ISBN 85-7727-020 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
APRESENTAÇÃO 
 
 
 
A primeira edição de Fundamentos de Química do Solo foi editada no 
ano de 2.000, a segunda em 2.004, a terceira edição em 2.006 e a quarta em 
2010. A receptividade das edições anteriores no meio acadêmico e fora dele, 
incentivaram-me a publicar mais esta edição. Nesta quinta edição procurou-se 
manter a forma e a linguagem da primeira edição desde que é o Livro Texto da 
disciplina de Química do Solo do Curso Engenheiro-Agrônomo da Faculdade de 
Agronomia da Universidade Federal do Rio Grande do Sul. 
 
Esta obra aborda, em linguagem e terminologia adequadas a um curso 
de graduação, conteúdos de fundamentos da química aplicados à Ciência do 
Solo. O texto apresenta uma introdução aos conceitos básicos dessa Ciência, 
seguido do entendimento da fase sólida (mineral e orgânica) e líquida (solução 
do solo). Na sequência são abordados os fenômenos de sorção que ocorrem em 
solos, as reações em solos ácidos, alagados e afetados por sais. O último 
capítulo trata da contaminação e poluição do solo e do ambiente. 
 
Fundamentos de Química do Solo pode ser indicado para outros 
cursos relacionados às áreas do conhecimento que enfatizem a produção de 
alimentos e a preservação do ambiente. 
Novamente agradeço a colaboração dos Colegas dos Departamentos 
de Solos da Universidade Federal do Rio Grande do Sul, da Universidade 
Federal de Pelotas e da Universidade Federal de Santa Maria. 
 
 
Egon José Meurer 
Porto Alegre, 2017 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
PARTICIPANTES 
 
 
 
 
 
Alberto V. Inda Junior Prof. Dr. Departamento de Solos UFRGS 
Carlos Alberto Bissani Prof. PhD. Departamento de Solos UFRGS 
Carlos Alberto Ceretta Prof. Dr. Departamento de Solos UFSM 
Claudia das Neves Costa Prof. Dra. Colégio Politécnico - UFSM 
Christina V.S. Lima Bióloga, M.Sc. Doutoranda do PPGCS - 
 UFRGS 
Danilo Rheinheimer Prof. Dr. Departamento de Solos UFSM 
Egon José Meurer Prof. Dr. Departamento de Solos UFRGS 
Egon Klamt Prof. PhD. Aposentado do Departamento de 
 Solos UFRGS / Consultor do IICA 
Elvio Giasson Prof. PhD. Departamento de Solos UFRGS 
Felipe C. Carmona Eng. Agr. M.Sc. Dr. IRGA/RS 
Flávio A. de O. Camargo Prof. Dr. Departamento de Solos UFRGS 
Ibanor Anghinoni Prof. PhD.Departamento de Solos UFRGS 
Leandro Souza da Silva Prof. Dr. Departamento de Solos UFSM 
Ledemar Carlos Vahl Prof. Dr. Departamento de Solos UFPel 
Paulo César do Nascimento Prof. Dr. Departamento de Solos UFRGS 
Pedro Alberto Selbach Prof. PhD. Departamento de Solos UFRGS 
Rogério Oliveira de Sousa Prof. Dr. Departamento de Solos UFPel 
Rosele C. Dos Santos Bióloga, M.Sc. Doutoranda do PPGCS - 
 UFRGS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
ÍNDICE 
 
 Página 
CAPÍTULO 1 INTRODUÇÃO AO ESTUDO DOS SOLOS 11 
 E. GIASSON 
 Conceito de solo 11 
 O perfil do solo 14 
 Composição do solo 17 
 Algumas características e propriedades importantes 20 
 Para saber mais 25 
 Questões 27 
CAPÍTULO 2 COMPOSIÇÃO DA FASE SÓLIDA MINERAL DO SOLO 29 
 A.V. INDA JR., E.KLAMT E P.C. NASCIMENTO 
 Fase sólida mineral do solo 29 
 Principais classes de minerais 31 
 Minerais não silicatados 32 
 Minerais silicatados 33 
 Óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos 48 
 A formação e transformação dos argilominerais 51 
 Origem das cargas elétricas nos minerais 52 
 Para saber mais 54 
 Questões 58 
CAPÍTULO 3 COMPOSIÇÃO DA FASE SÓLIDA ORGÂNICA DO SOLO 61 
 L.S. SILVA, F.A.O. CAMARGO e C. A. CERETTA 
 Composição e estrutura da matéria orgânica 62 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Funções da matéria orgânica 68 
 Reações da matéria orgânica 71 
 Matéria orgânica e sistemas de manejo 79 
 Para saber mais 82 
 Questões 85 
CAPÍTULO 4 A SOLUÇÃO DO SOLO 87 
 E. J. MEURER e I. ANGHINONI 
 Conceito 85 
 Composição da solução do solo 88 
 Moléculas orgânicas dissolvidas na solução do solo 91 
 Concentração e atividade química de um íon 93 
 Especiação da solução do solo 96 
 Obtenção da solução do solo 102 
 Para saber mais 105 
 Questões e exercícios 111 
CAPÍTULO 5 FENÔMENOS DE SORÇÃO EM SOLOS 113 
 E. J .MEURER, R.D. RHEINHEIMER e C.A.BISSANI 
 Origem das cargas elétricas do solo 114 
 Modelos de distribuição das cargas elétricas partículas 116 
 Complexos de superfície 119 
 Capacidade de troca de cátions e de ánions 121 
 Fatores que afetam a CTC do solo 124 
 Adsorção específica (Quimissorção) de íons 132 
 Modelos descritivos da adsorção de íons em solos 137 
 Ponto de Carga Zero (PCZ) 141 
 Floculação e dispersão das partículas do solo 144 
 Para saber mais 146 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Questões 153 
CAPÍTULO 6 SOLOS ÁCIDOS E SOLOS AFETADOS POR SAIS 155 
 C. A. BISSANI, E. J. MEURER e FELIPE C. CARMONA 
 Solos ácidos 155 
 Acidez ativa e acidez potencial do solo 160 
 A correção dos solos ácidos 161 
 Efeito da calagem na disponibilidade dos nutrientes para 165 
 Utilização do gesso agrícola em solos ácidos 167 
 Solos afetados por sais 168 
 Para saber mais 172 
CAPÍTULO 7 SOLOS ALAGADOS (REAÇÕES DE REDOX) 177 
 R. O. SOUSA, F.A.O. CAMARGO e L.C. VAHL 
 Alterações decorrentes do alagamento 178 
 Efeitos adversos do alagamento 188 
 Fatores que afetam a redução do solo 194 
 Para saber mais 198 
 Questões 200 
CAPÍTULO 8 CONTAMINANTES E POLUENTES DO SOLO E DO 201 
 AMBIENTE 
 C. N.COSTA, E.J.MEURER, C. V.S.LIMA, R. C. DOS 
 SANTOS 
 Principais contaminantes e poluentes de águas e solos 202 
 Os elementos-traço em solos 206 
 O solo como meio de descarte de poluentes 215 
 Mecanismos que atuam na inativação de íons poluentes 215 
 Para saber mais 227 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Questões 241 
REVISÃO DE MATEMÁTICA E QUÍMICA 267 
BIBLIOGRAFIA CITADA E CONSULTADA 293 
Capítulo 1
INTRODUÇÃO AO ESTUDO
 DOS SOLOS
Elvio Giasson
Desde muito o homem reconheceu o solo como um elemento
fundamental para sua sobrevivência. Os solos e o estudo dos solos tiveram sua
importância já reconhecida há muito tempo, quando o homem parou de buscar
seu alimento na natureza através da coleta, da caça e da pesca e passou a usar
a terra para produzi-lo, deixando de ser nômade. Começou, assim, a
interessar-se em estudar os solos e as culturas, a fim de poder contar com uma
produção segura de alimentos. Evidências arqueológicas indicam o início da
agricultura há cerca de 7.000 anos na Mesopotâmia e há 6.500 anos no
México.
O CONCEITO DE SOLO
O entendimento do que é o solo depende do nível de conhecimento
sobre o mesmo. Desta forma, diferentes conceitos de solo têm existido, tendo
significado e abrangências diferentes conforme a atividade e o conhecimento
de quemo analisa. Assim, para um engenheiro de minas o solo é um detrito
que recobre as rochas e minerais e que deve ser eliminado. Para o geólogo é
o objeto de estudo da origem, da formação e das sucessivas transformações
do globo terrestre e da evolução do seu mundo orgânico. Para o engenheiro de
rodovias pode ser o material aonde será locado o leito de uma estrada. Para o
produtor rural, o solo constitui a base para a produção agrícola.
Historicamente, o solo tem sido estudado e interpretado diferentemente
à medida que os conhecimentos sobre a sua complexidade evoluiram. No
desenvolvimento da Ciência do Solo destacam-se alguns conceitos que
Introdução ao Estudo dos Solos12
contribuíram significativamente para o seu entendimento: a) solo como meio
para o desenvolvimento das plantas; b) como produto da alteração das rochas
e c) o solo como um corpo natural organizado. 
a) solo como meio para o desenvolvimento das plantas: desde
a antiguidade os povos preocupavam-se com a capacidade dos solos em
produzir alimentos, pois deles dependia a sua sobrevivência. A classificação dos
solos quanto a sua produtividade agrícola já era utilizada há mais de 4.000 anos
na China para avaliar as posses individuais e impostos a pagar ao governo. O
conceito agrícola de solos e a qualificação das terras também já eram
conhecidos no Império Romano.
O desenvolvimento das plantas depende da existência de substrato
para fixação das raízes, da quantidade adequada de luz, da disponibilidade de
água e da disponibilidade de quantidades adequadas de elementos minerais
nutrientes. Por isso, o solo deve prover um ambiente no qual as raízes possam
se desenvolver, o que requer espaço poroso, oxigênio e ausência de elementos
tóxicos, entre outros.
Pelo menos 17 elementos minerais são considerados essenciais para o
crescimento das plantas. O carbono, o oxigênio e o hidrogênio, combinados na
reação fotossintética, são obtidos do ar e da água. Eles constituem 90% ou
mais da massa produzida pelos vegetais. Os restantes 13 elementos são
obtidos do solo. Nitrogênio, fósforo, potássio, cálcio, magnésio e enxofre são
necessários em maiores quantidades e são denominados de macronutrientes.
Nutrientes requeridos em pequenas quantidades são denominados micronutri-
entes e são o boro, o cobre, o cloro, o ferro, o manganês, o molibdênio e o
zinco (Tabela 1.1). 
b) solo como produto da alteração das rochas: no final do século
XVIII, com o desenvolvimento da Geologia, os solos passaram a ser considera- 
dos como produtos de alteração das rochas, empregando-se métodos
geológicos para a sua classificação. Surgiram, assim, a classificação dos solos
de acordo com as rochas que lhes deram origem: solos graníticos, solos
calcários, solos sedimentares e assim por diante. 
c) solo como corpo um natural organizado: a partir dos trabalhos
do geólogo russo Dokuchaev, na metade do século XIX, é que os solos
passaram a ser reconhecidos como corpos naturais organizados. Reconheceu-se
Elvio Giasson 13
que o solo é formado em função das interações entre os fatores ambientais,
material de origem, clima, relevo e organismos vivos atuando ao longo do
tempo.
Tabela 1.1 Macro e microelementos essenciais às plantas,
símbolos químicos e formas iônicas comumente absorvidas pelas raízes
das plantas
Nutrientes Símbolo químico Formas absorvidas
pelas plantas
Macronutrientes
Nitrogênio N NO3
- , NH4
+
Fósforo P H2PO4
- , HPO4
2-
Potássio K K+
Cálcio Ca Ca2+
Magnésio Mg Mg2+
Enxofre S SO4
2-
Micronutrientes
Boro B H3BO3 , H4BO4
-
Cloro Cl Cl-
Cobre Cu Cu2+
Ferro Fe Fe2+
Molibdênio Mo MoO4-
Manganês Mn Mn2+
Zinco
Níquel
Zn
Ni
Zn2+
Ni2+
Introdução ao Estudo dos Solos14
Neste contexto, os solos são corpos naturais com características próprias
desenvolvidas durante seu processo de formação, o qual é condicionado pelos
fatores ambientais com características morfológicas, físicas, químicas e
mineralógicas relacionadas aos processos e fatores que lhes deram origem.
Assim, considerando a evolução histórica do conceito de solo e a sua
importância dentro da Ciência do Solo, um conceito mais adequado e mais
abrangente na atualidade pode ser: “Solo: corpo natural da superfície terrestre,
constituído de materiais minerais e orgânicos resultantes das interações dos
fatores de formação (clima, organismos vivos, material de origem e relevo)
através do tempo, contendo matéria viva e em parte modificado pela ação
humana, capaz de sustentar plantas, de reter água, de armazenar e transformar
resíduos e suportar edificações” ( Beck et al., 2000).
Além do conceito formal, o entendimento do solo como um importante 
componente dos ecossistemas que exerce grande influência no controle de
interações ambientais, tem gerado uma nova área de estudos para a Ciência
do Solo. Assim, recentemente tem aumentado o interesse na utilização do solo
como meio para controle da poluição ambiental. Desta forma o solo vem sendo
utilizado para descarte de resíduos com potencial poluente, como compostos de
lixo, lodos de estações de tratamento e efluentes industriais. Esta prática tem
sido viável devido à capacidade do solo de inativar diversos íons e compostos
orgânicos por reações de adsorção, complexação ou precipitação. Os micro-
organismos do solo podem, também, decompor compostos e resíduos orgânicos
e ter ação sobre organismos patogênicos. 
O PERFIL DO SOLO
Os solos diferem em suas propriedades conforme o material do qual 
foram originados. O solo é formado a partir do material de origem por
influência do clima, organismos e topografia, que atuaram durante longos perío-
dos de tempo para produzir o solo como ele é. Assim, diferentes condições
ambientais formam solos de diferentes tipos, existindo uma grande variabilidade
de tipos de solos, que possuem diferentes profundidades, cores, estrutura,
textura, consistência, teores de nutrientes, acidez e matéria orgânica, entre
outros. Estas diferenças entre tipos de solos podem ser observadas quando do
estudo do perfil do solo. O solo não é constituído apenas pela camada
Elvio Giasson 15
superficial cultivada pelos agricultores, mas formado por outras camadas abaixo
dessa. A observação de um corte vertical do solo, denominado perfil do solo,
permite a observação da existência de camadas paralelas à superfície
diferenciadas entre si e denominadas de horizontes do solo (Figura 1.1). 
O perfil é a seção vertical que inicia na superfície do solo e aprofunda-se
até o contato com o material de origem. A observação do perfil permite
distinguir os diferentes horizontes do solo. Estes horizontes diferenciam-se pela
espessura, cor, distribuição e arranjos das partículas sólidas e poros, distribuição
de raízes e outras características. As características de cada horizonte são
resultantes da interação dos fatores que proporcionaram a formação do solo,
refletindo, assim, o histórico de sua evolução. A caracterização mais detalhada
dos horizontes permite identificar, classificar e planejar o uso mais adequado do
solo. O perfil do solo é a unidade básica usada para o estudo e descrição dos
solos. Os horizontes são designados por letras maiúsculas. Assim, as letras A,
B, e C representam os horizontes principais do solo. As letras O e R são
utilizadas, para identificar um horizonte orgânico em solos minerais e a rocha
inalterada, respectivamente. 
Assim, um perfil de solo pode conter os seguintes horizontes (Figura 1.1):
Figura 1.1 Representação esquemática do perfil do solo e seus
principais horizontes
Introdução ao Estudo dos Solos16
Horizonte O - horizonte orgânico, de cobertura, composto predominantemen-
te por matéria orgânica fresca ou em decomposição que ocorre sobreposto a
alguns solos minerais bem drenados; quando horizonte semelhante ocorre em
condições de má drenagem é denominado de horizonte H, podendo também
ocorrer em maior profundidade no perfil.
Horizonte A - horizonte mineral superficial resultante da concentração de
materialorgânico decomposto misturado com material mineral; geralmente
apresenta coloração mais escura, devido ao material orgânico humificado. 
Horizonte E – horizonte mineral com cores mais claras devido a perda de
argila, óxidos de ferro ou matéria orgânica, que foram transferidos para o
horizonte B por eluviação; em consequência, apresentam uma maior concentra-
ção residual de areia, constituída principalmente de quartzo.
Horizonte B – horizonte mineral bastante afetado pelos processos de formação
do solo e caracterizado pelo acúmulo de argila, ferro e alumínio e pouca matéria
orgânica. É denominado de horizonte de acúmulo ou iluvial. O conjunto dos
horizontes A e B denomina-se de solum, que pode ser definido como a parte do
solo que sofre a influência das plantas e animais.
Horizonte C – horizonte mineral formado por material não consolidado, com
pouca influência de organismos e normalmente apresenta composição química,
física e mineralógica similares à do material de onde se desenvolveu o solo. 
Camada R – camada mineral coesa, subjacente, que representa a rocha
inalterada, que poderá ser ou não, a rocha matriz a partir da qual o solo se
desenvolveu.
A profundidade do solo pode variar de centímetros a muitos metros.
Enquanto alguns horizontes podem ser muito espessos, outros podem não
existir no perfil do solo. Da mesma forma, a transição entre os horizontes pode
ser rápida e facilmente identificável, ou pode ser difusa, ocorrendo muito
gradualmente. Cada horizonte pode apresentar características que os diferencia
de outro quanto à cor, textura, estrutura, consistência, porosidade, pH, teor de
nutrientes e matéria orgânica, entre outras. 
A textura é uma característica relacionada às diferentes proporções de
areia, silte e argila, e influencia muito outras propriedades do solo. Embora
existam solos arenosos sem estrutura, a maioria dos horizontes são estrutura-
dos na forma de agregados, que podem diferir entre solos e entre horizontes,
Elvio Giasson 17
podendo apresentar diferentes formatos, tamanhos e resistência à desagregação.
São muito marcantes as diferenças de cor entre solos e horizontes. Os
elementos que dão cor aos solos são principalmente o ferro e a matéria
orgânica. Enquanto a matéria orgânica confere coloração escura aos horizontes
superficiais, o ferro dá cores avermelhadas, alaranjadas e amareladas ao solo.
Solos bem drenados, sem excesso de água, são avermelhados, marrons e
alaranjados. Solos moderadamente drenados ou solos de regiões frias
apresentam cores amareladas com horizontes superficiais escuros (ricos em
matéria orgânica). Em solos alagados, o ferro não está presente para dar
coloração ao solo, fazendo com que os mesmos tenham cores neutras, variando
de cinza claro a preto.
Algumas características não visíveis a olho nú e não perceptíveis ao tato
também variam entre solos e horizontes: a acidez, o teor de nutrientes, a
presença de elementos tóxicos, a porosidade, a água disponível para as
plantas, entre outros.
A quantidade de cascalho ou pedras presentes nos horizontes do solo
também varia, podendo trazer, muitas vezes, dificuldade para o cultivo dos
solos.
A combinação de todas as características dos horizontes, associada com
características da paisagem como relevo, clima, geologia e drenagem, é que vai
determinar a aptidão dos solos para uso agrícola ou para outros finalidades.
Existem solos mais adequados para diferentes tipos de uso (reflorestamento,
pastagens, culturas anuais, construção, áreas de lazer, etc.), assim como
existem usos mais adequados para cada tipo de solo.
COMPOSIÇÃO DO SOLO
O solo é formado por uma fase sólida (minerais e material orgânico)
e por uma fase porosa. A proporção destas fases varia de um solo para outro
e, mesmo dentro do mesmo solo, de horizonte para horizonte. A fase sólida do
solo é formada por material orgânico decomposto e partículas minerais de
diferentes tamanhos (argila, silte e areia) que são agrupadas em agregados ou
torrões, formando a estrutura do solo. A agregação das partículas permite a
existência de espaços vazios no solo, denominados poros, que são preenchidos
por água e ar. Na Figura 1.2 é representada a composição de um horizonte A 
Introdução ao Estudo dos Solos18
superficial que seria considerado como ideal para o crescimento das plantas.
A fase sólida
A fase sólida ocupa cerca de 50% do volume do solo e é constituída
por minerais e por material orgânico. Na fase sólida mineral encontram-se partí-
culas sólidas de formas e tamanhos variáveis. Estas são classificadas de acordo
com o seu diâmetro em frações granulométricas. As escalas de frações
granulométricas mais utilizadas no Brasil são apresentadas no Tabela 1.2.
As partículas do solo que apresentam uma grande área superficial em
relação a sua massa são denominadas de colóides e têm tamanho inferior a um
milésimo de milímetro (1/1000 = 1 micron). A área superficial das partículas por
unidade de massa é definida como Área Superficial Específica (ASE) e é
expressa em cm2 por grama de partículas (ASE = cm2 g-1) ou em metros qua-
drados por grama (m2 g-1).
Figura 1.2 Proporção das fases sólida, líquida e gasosa no horizonte A
de um solo considerado ideal para o crescimento das plantas.
Elvio Giasson 19
A área superficial específica (ASE) aumenta com a diminuição do ta-
manho das partículas. 
Por exemplo, a área superficial específica de uma pequena partícula
sólida, com o formato de um cubo com 1 cm de aresta é de 6 cm2 (6 x 1 cm2).
Se este mesmo cubo for subdividido em cubos menores com 0,1 cm de aresta,
a ASE aumentará para 60 cm2. Se o cubo for subdividido em cubos bem
menores, com aresta de 0,01 cm, a ASE será de 6.000 cm2. Assim, uma
diminuição de 100 vezes no tamanho da aresta do cubo resultou num aumento
de 1.000 vezes na ASE. Na Tabela 1.2 destaca-se a alta ASE e o elevado
número de partículas por grama da argila, cujo diâmetro das partículas é menor
do que 0,002 mm. É importante salientar, também, que o aumento da ASE de
um mineral qualquer, pela redução do diâmetro de suas partículas, aumenta
acentuadamente sua reatividade, como será visto nos próximos capítulos. 
 
Tabela 1.2 Escala de frações granulométricas de partículas
encontra das na fase sólida mineral do solo, número de partículas por
grama e ASE
Fração Diâmetro das
partículas (mm)
Número de
 partículas por
grama
ASE
(cm2 g-1)
Matacão > 200 - -
Calhaus 200 - 20 - -
Cascalho 20 - 2 - -
Areia grossa 2 - 0,2 6.510 79
Areia fina 0,2 - 0,05 768.000 318
Silte 0,05 - 0,002 5.776.000 454
Argila* < 0,002 90.260.853.000 8.000.00
 * argila tipo montmorilonita
Introdução ao Estudo dos Solos20
A fase líquida
A fase líquida é constituída por água acrescida de minerais e compostos
orgânicos nela dissolvidos, formando a solução do solo. Dada a importância da
fase líquida na nutrição vegetal e na sua relação com o ambiente, no Capítulo
4 aborda-se mais detalhadamente este componente do solo.
A fase líquida tem uma relação muita estreita com o espaço aéreo do
solo, pois este, que representa os restantes 50% do volume do solo (Figura 1.2)
é constituído de macro e de microporos. De uma maneira geral é desejável que
a água ocupe de 30% a 35% do espaço poroso, principalmente os microporos;
o ar e os gases existentes no solo ocupam os restantes macroporos. Quando o
solo contém excesso de água, ela ocupa todo o espaço aéreo, expulsando o
oxigênio. A persistência desta situação por algum tempo causa prejuízos ao
crescimento vegetal.
A fase gasosa
A fase gasosa que ocupa o espaço poroso do solo (principalmente
macroporos) é preenchido pelo ar do solo, que contém de 10 a 100 vezes mais
CO2 e pouco menos O2 que o ar atmosférico normal (na atmosfera os teores de
CO2 estão em torno de 0,03% e os de oxigênio em torno de 21 %). As plantas
não sobrevivem quando o teor de oxigênio no ar do solo é inferior a 10%.
Exceção é a cultura do arroz cultivada em solo alagado, e outras plantasaquáticas, que têm estruturas próprias (aerênquimas) que conduzem o oxigênio
atmosférico até as raízes. 
ALGUMAS CARACTERÍSTICAS E PROPRIEDADES IMPORTANTES
DOS SOLOS
Nesta seção são tratadas mais especificamente, embora brevemente,
algumas características e propriedades do solo que são importantes para um
melhor entendimento de conceitos e expressões que serão utilizados no estudo
do objeto central deste livro, que á a Química do Solo.
A cor do solo é uma das características que mais chama a atenção no
exame de um perfil do solo. As várias tonalidades de cores existentes no perfil
Elvio Giasson 21
permitem delimitar os horizontes. Como resultado da gênese e pedogênese do
solo temos, por exemplo, solos escuros, cinzentos, amarelados, vermelhos,
brunados, nas mais variadas intensidades.
Pela observação da cor é possível fazer algumas inferências sobre outras
características do solo. A matéria orgânica, por exemplo, é a responsável, em
geral, pelas cores escuras do solo, enquanto que os óxidos de ferro conferem
as colorações vermelhas, amareladas e acinzentadas. Em geral cores
avermelhadas em solos indicam condições de oxidação ou boa drenagem
enquanto que as cores cinzentas ou cinza-azuladas indicam condições de
redução ou má drenagem.
A textura do solo refere-se a proporção relativa das partículas de areia,
silte e argila que compõem o solo. Importantes processos e reações físicas e
químicas que ocorrem nos solos estão intimamente associados à textura, devido
ao fato que a textura determina a quantidade de superfície nas quais as reações
devem ocorrer, além de influenciar muitas outras propriedades do solo.
Conforme as diferentes proporções de areia, silte e argila, os solos são
agrupados em diferentes classes texturais. Assim, são reconhecidas 13 classes
texturais: areia, areia franca, franco-arenosa, franca, franco siltosa, silte, franco
argilo-arenosa, franco argilosa, franco argilo siltosa, argilo arenosa, argilo
siltosa, argila e muito argilosa. Na Tabela 1.3 exemplifica-se algumas classes
texturais de unidades de solos que ocorrem no Rio Grande do Sul, de acordo
com as proporções de areia, silte e argila que contêm.
A estrutura refere-se ao agrupamento das partículas unitárias do solo
em agregados. A agregação é resultante da atração entre as partículas (devido
às cargas elétricas de superfície) e da ação de agentes cimentantes ou
aglutinadores como a matéria orgânica e os óxidos de ferro.
Conforme o tipo de arranjo dos agregados, pode-se encontrar no solo diferentes
tipos de estruturas, como, por exemplo, estruturas laminar, prismática, em
blocos e granulares. Ademais, os agregados do solo podem ter diversos
tamanhos e apresentar diferente resistência à desagregação.
A densidade representa a relação entre o peso das partículas sólidas do
solo e o volume total do solo seco, sendo expressa em g cm-3. Solos com
Introdução ao Estudo dos Solos22
maiores teores de matéria orgânica, por exemplo, apresentam densidades
menores, em torno de 0,90 g cm-3. 
Tabela 1.3 Exemplos de classes texturais de algumas unidades
de solos que ocorrem no Rio Grande do Sul, de acordo com as
proporções de areia, silte e argila que contêm
Unidade Classe
Textural
Clasificação
Taxonômica
Areia Silte Argila
Bagé franca Planossolo Háplico 46 42 12
Gravatai franco argi-
lo
arenoso
Argissolo Vermelho 54 28 18
Itapoã areia Argissolo Vermelho
Amarelo
87 5 8
São Jerôni-
mo
franco
argilosa
Argissolo Vermelho 47 22 31
Santo
Ângelo
argila Latossolo Vermelho 13 25 62
Santa
Maria
franco
arenosa
Alissolo Hipocrômico 56 30 14
Uruguaiana franca Chernossolo Ebânico 25 50 25
 Os solos arenosos, que são menos porosos, podem ter densidade
superior a 1,50 g cm-3. A compactação do solo, pelo tráfego de máquinas
agrícolas sobre o terreno aumenta a sua densidade, o que pode dificultar a
permeabilidade da água, dificultar o crescimento das raízes das plantas e
diminuir o espaço poroso, diminuindo, assim, o ar do solo, que é a fonte de
oxigênio para as raízes e microorganismos.
A densidade do solo é, também, um parâmetro útil para a determinação da
quantidade de água a aplicar no solo em projetos de irrigação.
Elvio Giasson 23
A porosidade é o espaço do solo ocupado pelo ar e pela água (Figura
1.2). Os solos possuem poros de vários tamanhos (macroporos e microporos,
maiores e menores que 0,06 mm de diâmetro, respectivamente), e em número
variado. Solos argilosos apresentam maior porosidade total e uma grande
quantidade de microporos, enquanto que solos arenosos apresentam, em geral,
um grande volume de macroporos.
A capacidade de retenção de água é outra propriedade importante do
solo. Como visto anteriormente, a água ocupa uma parte dos poros do solo. A
quantidade de água existente no solo provém das chuvas ou de irrigações. Os
solos têm capacidades diferenciadas de reter a água.
Solos arenosos, por exemplo, retém cerca de 5 a 10% de seu volume,
enquanto que solos argilosos, pela maior microporosidade, podem reter em
torno de 30% de seu volume. A água é o veículo de transferência de nutrientes
do solo para a planta; a água que percola no perfil do solo transporta vertical-
mente (lixívia) nutrientes e outros íons que se encontram dissolvidos na solução
do solo. Pode, também, levar poluentes como metais pesados para a profundi-
dade do solo, contaminando o lençol freático. 
 A consistência refere-se à resposta do solo a forças externas,
deformando-se ou rompendo-se. Ela é condicionada pelas forças físicas de
coesão e adesão que atuam no solo. Diferentes formas de manifestação destas
forças ocorrem, conforme o teor de umidade do solo.
Um solo seco expressa a dureza do solo, que pode variar desde solo solto
a extremamente duro, resistindo à ruptura; um solo úmido expressa a
friabilidade do solo, que pode variar desde solto até extremamente firme; a
consistência de um solo molhado é expressa pela plasticidade e pegajosidade.
A matéria orgânica
Muitas características e propriedades do solo são determinadas ou
afetadas pela presença da matéria orgânica. A existência de matéria orgânica
humificada no solo demonstra a ação de agentes biológicos. Os organismos que
habitam o solo, as associações entre eles, suas relações com o meio e as trans-
formações bioquímicas decorrentes de sua atividade são de grande relevância
para a produtividade agrícola, para a reciclagem de nutrientes e para a
manutenção da qualidade ambiental. Na Tabela 1.4 estão relacionados os
Introdução ao Estudo dos Solos24
grupos de organismos geralmente presentes nos solos. Observa-se que estão
presentes desde organismos microscópicos, como bactérias e fungos, organis-
mos da mesofauna, como insetos, até organismos da macro e megafauna, como
minhocas, marmotas, ratos, tatus e lebres. Estes organismos controlam ou
participam de diversos processos que ocorrem no solo. 
Tabela 1.4 Grupos de organismos geralmente presentes em solos
(adaptado de Paul & Clark, 1996)
Grupos Organismos
Microbiota bactérias, actinomicetos, fungos, algas
Microfauna nematódios, protozoários
Mesofauna insetos, aracnídeos, miriápodos
Macrofauna minhocas, marmotas, 
moluscos
Megafauna lebre, ratos, lebres
O número de organismos encontrados no solo varia muito dependendo
das condições. Por exemplo, o número de bactérias no solo pode variar de 100
mil a 100 milhões por grama de solo. As atividades dos organismos do solo
variam desde a fragmentação de resíduos vegetais por insetos e minhocas até
a decomposição destes resíduos por bactérias, fungos e actinomicetos. Na
decomposição destes resíduos os micro-organismos liberam para o solo
nutrientes necessários ao crescimento vegetal. A incorporação significativa de
nitrogênio ao solo, através da fixação do N do ar atmosférico por bactérias que
vivem em associação com as raízes das plantas (como as do gênero Rhizobium)
formando nódulos nas raízes das leguminosas, é outroexemplo da relevante
atividade desses microorganismos no solo.
Elvio Giasson 25
PARA SABER MAIS
a) Área Superficial Específica (ASE) de alguns minerais do solo
A área superficial específica dos minerais do solo determina a sua reatividade em
solos. É uma importante propriedade e depende tanto das superfícies internas como das
superfícies externas do mineral. Na tabela apresentam-se a ASE de alguns minerais
secundários do solo.
Área Superficial específica (ASE) de alguns minerais secundários do solo
Mineral Área superficial
específica - m2 g-1
Caulinita 7 - 30
Haloisita 10 - 45
Pirofilita 65 - 80
Talco 65 - 80
Montmorilonita 600 - 800
Vermiculita 50 - 800
Muscovita 60 - 100
Biotita 40 - 100
Clorita 25 - 150 
Alofano 100 - 800
b) Relação da composição mineral com propriedades e características
do solo
Os solos são geralmente constiuídos por misturas de minerais, podendo haver
predominância de um deles. Assim, por exemplo, os Latossolos que ocorrem em diversas
regiões do território brasileiro, são constituídos predominantemente pelo mineral caulinita
e óxidos de ferro (Capítulo 2). Por isso, são solos ácidos, com baixa capacidade de troca
de cátions (CTC) e significativa capacidade de adsorção de fósforo, entretanto, com boa
agregação das partículas, formando uma estrutura estável.
Introdução ao Estudo dos Solos26
Por sua vez, em solos que predominam minerais do tipo 2:1, como as esmectitas,
na Região da Campanha do estado do Rio Grande do Sul, por exemplo, apresentam
características e propriedades físicas e químicas diferentes. São solos pouco ácidos, com
alta CTC, com elevados teores de cálcio e de nutrientes. Fisicamente são solos muito
plásticos e pegajosos quando úmidos e extremamente duros quando secos. São
facilmente dispersos em água o que favorece a sua erosão hídrica. 
c) Sensação ao tato das frações granulométricas do solo
As partículas de areia, silte e argila, que definem a textura do solo, apresentam
diferentes sensações ao tato. Assim, em amostras de solos, úmidas e homogenizadas,
a sensação ao tato é:
Areia: sensação de aspereza quando molhada não é plástica e nem pegajosa;
Silte: sensação de sedosidade; quando molhada é ligeiramente plástica e não é
pegajosa;
Argila: sensação de sedosidade; quando molhada é plástica e pegajosa.
Elvio Giasson 27
QUESTÕES
1. Os solos podem ser considerados como corpos naturais organizados ?
2. Por que os elementos essenciais para as plantas são classificados como macronutrien-
tes e micronutrientes?
3. Quais são os macronutrientes das plantas?
4. Quais elementos são micronutrientes?
5. Por que se afirma que o solo é capaz de armazenar e transformar resíduos
contaminantes ou poluentes do ambiente?
6. Qual uma definição abrangente de solo?
7. O que é perfil do solo?
8. O que é horizonte do solo?
9. Quais os principais horizontes do solo?
10. O solo é composto por quantas fases?
11. O que compõe a fase sólida do solo?
12. O que significa "frações granulométricas" do solo?
13. Qual a composição da fase líquida do solo?
14. Qual a composição da fase gasosa do solo?
15. Quais os principais componentes que afetam a cor do solo?
16. O que define a cor vermelha dos solos? E a amarelada?
17. Em geral qual a cor dos solos oxidados?
18. Que cores apresentam os solos mal drenados?
19. Defina textura do solo.
20. Qual o significado de estrutura do solo?
21. E de consistência?
22. O solo tem atividade biológica ? Por que ? Explique
Capítulo 2
COMPOSIÇÃO DA FASE
SÓLIDA MINERAL DO SOLO
Alberto V. Inda Junior, Egon Klamt &
 Paulo César do Nascimento
INTRODUÇÃO
Como visto no Capítulo 1, o solo é constituído por três fases: uma
sólida, uma líquida e uma gasosa. A fase sólida é composta por uma fração
mineral e por uma fração orgânica. Neste capítulo, será abordada a composição
da fração sólida mineral do solo; a fração orgânica será apresentada no próximo
capítulo. A importância do conhecimento mais detalhado da fase sólida do solo
deve-se ao seu íntimo contato com a fase líquida, a solução do solo. É da
solução do solo que as plantas retiram os nutrientes necessários ao seu
crescimento e desenvolvimento, mas é a fase sólida que controla, em grande
parte, a composição da solução do solo.
FASE SÓLIDA MINERAL DO SOLO
As rochas situadas na superfície terrestre são vulneráveis a processos
físicos, químicos e biológicos (intemperismo) que resultam na alteração e
desintegração dos minerais originalmente presentes, resultando na formação
de novos minerais e na liberação de íons (cátions e ânions). As rochas são,
portanto, o material de origem do solo e a fonte primária da maioria dos
nutrientes das plantas. Minerais são sólidos que possuem uma composição
química característica, a qual pode variar dentro de certos limites. O mineral é
considerado cristalino quando apresenta uma ordenação atômica tridimensional
Composição da fase sólida mineral do solo30
sistemática, isto é, uma estrutura interna definida que se repete sistematica-
mente. Quando não há esta ordenação, o mineral é considerado não cristalino.
Os minerais que permanecem no solo sem alteração estrutural, como
se encontravam na rocha, são denominados de minerais primários ou
litogênicos e ocorrem, predominantemente, nas frações granulométricas mais
grosseiras do solo (> 2 mm). Os minerais primários são formados em altas
temperaturas e, em geral, são derivados de rochas ígneas ou metamórficas,
mas podem também ser herdados de rochas sedimentares. Exemplos de
minerais primários comuns em solos são o quartzo e os feldspatos. Outros
minerais primários que podem ser encontrados em solos, em menores
quantidades, são piroxênos, micas, anfibólios e olivinas. A ocorrência dos
minerais primários no solo pode fornecer informações importantes, como o grau
de evolução do solo e sua reserva mineral. 
Os minerais originados a partir da alteração dos minerais primários são
chamados minerais secundários ou pedogênicos e predominam na fração argila
do solo (<0,002mm = 2 mm). Os minerais secundários comuns em solos são os
aluminossilicatos, como a caulinita, a vermiculita, as esmectitas e os óxidos,
hidróxidos e oxihidróxidos. As classes de minerais primários e secundários não
são mutuamente exclusivas, podendo, alguns minerais, serem classificados em
ambas as classes.
Os elementos químicos mais comuns na crosta terrestre (litosfera) são 
O, Si, Al, Fe, Ca, K, Na e Mg. O oxigênio é o elemento que prevalece,
compreendendo cerca de 47% do peso da crosta terrestre e 90% do seu
volume (Tabela 2.1). Esses elementos compõem os minerais da fase sólida do
solo, e suas propriedades, afetam importantes processos e reações em solos.
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 31
PRINCIPAIS CLASSES DE MINERAIS
Os minerais são divididos em classes, dependendo do ânion ou do
grupo aniônico dominante. As classes são: a) elementos nativos, b) sulfetos,
c) sulfosais, d) óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos, e) haletos, f) carbonatos, g)
nitratos, h) boratos, i) fosfatos, j) sulfatos, l) tungstatos, m) silicatos. Essas
classes são subdivididas com base na estrutura química e nas semelhanças.
Tabela 2.1 Os doze elementos químicos mais comuns na crosta terrestre
(adaptado de Schulze, 1989)
Elemento Teor 
médio
Raio iôni-
co
Volume
g kg-1 nm %
O2- 466 0,14 89,84
Si4+ 277 0,039 2,37
Al3+ 81,3 0,051 1,24
Fe2+ 50 0,074 0,79
Mg2+ 20,9 0,066 0,6
Ca2+ 36,3 0,099 1,39
Na+ 28,3 0,097 1,84
K+ 25,9 0,133 1,84
Ti4+ 4,4 0,068 0,08
H+ 1,4 - -
Mn2+ 0,9 0,06 0,01
P5+ 1 0,035 0,01
* O raio iônico e o volume do H+ é desprezível comparado com o O2-.
Composição da fase sólida mineral do solo32
MINERAIS NÃO SILICATADOS
São assim denominados por não apresentarem o átomo de silício (Si)
na sua estrutura. Os principais são:
a) Haletos, Sulfatos e Carbonatos - são classes de minerais com
estruturas relativamente simples. As ligações entre os cátions e ânions que
compõem as suasestruturas são predominantemente iônicas. Os principais
representantes dessas classes são, respectivamente, a halita (NaCl), o gesso
(CaSO4.2H2O), a calcita (CaCO3) e a dolomita (Ca Mg)CO3. Esses minerais são
muito solúveis e facilmente intemperizáveis. São encontrados em regiões semi-
áridas, que têm baixa disponibilidade de água para intemperizá-los, e em solos
jovens de regiões mais úmidas onde os processos de intemperização tenham
sido mínimos.
b) Sulfetos - a pirita (FeS2) é o principal mineral dessa classe; ocorre
em solos tiomórficos, presentes, por exemplo, na Bacia da Lagoa Mirim no RS,
em área de mangue do litoral brasileiro, em solos construídos após a mineração
de carvão ou naqueles formados de sedimentos marinhos. A pirita causa
problemas de acidificação do solo quando oxidada, devido a formação de ácido
sulfúrico (H2SO4), a qual provoca uma diminuição do pH a valores incompatíve-
is com o desenvolvimento das plantas (pH<3,5).
c) Óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos – são na maioria minerais
secundários, os quais tendem a concentrar-se na fração argila de solos
altamente intemperizados, como em muitos solos brasileiros. Devido sua
importância no solo, esta classe de minerais será abordada no item referente
aos minerais da fração argila do solo.
d) Fosfatos - esses minerais ocorrem em pequena porcentagem na
fase sólida do solo. São formados sob as mais diferentes condições ambientais.
Podem se apresentar em inúmeras estruturas, em formas cristalinas e não-
cristalinas. A apatita Ca5(PO4)3(OH,F,Cl) é o mineral fosfatado mais freqüente-
mente identificado em solos; sua intemperização dá origem a diversas espécies
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 33
de minerais fosfatados secundários. Em geral, os fosfatos cristalinos são
utilizados para a fabricação de fertilizantes fosfatados solúveis, pela sua
acidulação com ácidos fortes (em geral o H2SO4). Os não-cristalinos são
utilizados para aplicação direta aos solos. No Brasil, existem extensas jazidas
de fosfatos cristalinos, como as de Araxá e de Patos de Minas. As jazidas de
fosfatos naturais mais importantes para aplicação direta ao solo são encontra-
das na África e em Israel.
MINERAIS SILICATADOS
A composição química da crosta terrestre (litosfera) (Tabela 2.1) indica
que os minerais mais comuns devem conter silício e oxigênio na estrutura
cristalina, constituindo o grupo de minerais denominados silicatos. Além dos
minerais primários presentes nas rochas, este grupo constitui uma expressiva
parcela dos minerais secundários formados no solo.
A unidade fundamental de formação dos silicatos é o tetraedro de
silício, com composição SiO4
4-, onde o átomo de silício está coordenado a quatro
átomos de oxigênio (Figura 2.1). A carga negativa (-4) resultante desse arranjo
tetraédrico é compensada por ligações com íons positivos (Fe2+, Mg2+, etc.),
restabelecendo o equilíbrio eletrostático. 
A união dos tetraedros de silício entre si, pelo compartilhamento dos
íons O2-, com adição ou não de outros cátions, forma os vários tipos de minerais
silicatos (Tabela 2.2). 
Alguns silicatos, denominados filossilicatos devido sua morfologia em
camadas, apresentam além da configuração tetraédrica, uma outra denominada
octraédrica, onde um íon central (Al3+, Mg2+, Fe2+, Fe3+) está coordenado a seis
átomos de oxigênio ou hidroxilas (Figura 2.2).
Composição da fase sólida mineral do solo34
Figura 2.1 Tetraedro de silício e suas diferentes representações
(adaptado de Schulze, 1989).
Figura 2.2 Representação do octaedro de alumínio
Os principais minerais silicatados são:
a) Nesossilicatos - são minerais constituídos por tetraedros de silício
isolados, unidos por pontes de cátions como o Mg2+ e o Fe2+. O principal
representante da classe é a olivina (Mg2+, Fe2+)2 SiO4, comum em rochas
magmáticas e metamórficas. Possui coloração escura e estabilidade muito baixa
no solo. Na alteração da olivina há liberação de nutrientes essenciais às plantas
(Mg2+) e/ou de elementos (Mg2+, Fe2+, Si4+ e O2-) para formação de novos
minerais (Figura 2.3).
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 35
b) Sorossilicatos - a estrutura desses minerais é constituída de duplos
tetraedros de silício unidos pelo compartilhamento de um átomo de oxigênio.
Estas estruturas são ligadas umas as outras por pontes de cátions. Exemplos da
classe são a melilita e o epidoto (Figura 2.3).
Tabela 2.2 Classificação estrutural dos silicatos (Shulze, 1989)
Classificação Arranjo estrutural Exemplos
Nesossilicatos Tetraedros independentes Olivina
Inossilicatos Cadeias continuas simples ou du-
plas de tetraedros
Piroxênos
Anfibólios
Sorossilicatos Estruturas de tetraedros duplos Melilitas
Ciclossilicatos Estruturas de anéis fechados Berílio
Turmalina
Tectossilicatos Arranjos tridimensionais Quartzo
 Feldspatos
Filossilicatos Lâminas contínuas de tetraedros Micas Caulinita Esmec-
titas
c) Inossilicatos – apresentam estrutura em forma de cadeias
simples ou duplas de tetraedros de silício. Nos inossilicatos de cadeia simples, os
tetraedros de silício adjacentes compartilham dois átomos de oxigênio, enquanto
nos inossilicatos de cadeia dupla, metade dos tetraedros de silício compartilham
dois átomos oxigênio e a outra metade compartilha três átomos de oxigênio. Nos
tetraedros há substituição parcial de Si4+ por Al3+, sendo as cargas negativas
resultantes compensadas pela presença de cátions (Ca2+, Mg2+ e Fe2+). São
minerais escuros encontrados em rochas básicas, como o basalto. Alteram-se 
facilmente no solo, liberando cátions, como Mg2+, Ca2+, Fe2+, além de Al3+, Si4+
Composição da fase sólida mineral do solo36
e O2-, para a formação de novos minerais. Destacam-se nesta classe os piroxênos
(inossilicatos de cadeias simples) e os anfibólios (inossilicatos cadeias duplas).
Figura 2.3 Representação esquemática da estrutura de silicatos:
A) Nesossilicato; B) Sorossilicato; C) Inosilicato - cadeia simples; D)
Inossilicato - cadeia dupla; E) Ciclossiliacto; F) Tectossilicato
d) Ciclossilicatos – apresentam estruturas constituídas por tetraedros
de silício formando anéis, onde cada tetraedro compartilha dois átomos de
oxigênio. Cada anel consiste de três, quatro ou seis tetraedros de silício. Os anéis
são ligados entre si por cátions como o Be2+, Al3+ e outros, formando ciclossilica-
tos como a turmalina. São minerais pouco comum em rochas.
e) Tectossilicatos - a estrutura dos minerais dessa classe apresenta
empilhamento de tetraedros de silício em arranjo tridimensional, onde os
tetraedros de silício compartilham os quatro átomos de oxigênio com os
tetraedros adjacentes. Os representantes mais importantes da classe são o
quartzo e os feldspatos.
O quartzo é um mineral incolor com a composição química mais simples
entre os silicatos (SiO2); o arranjo compacto dos tetraedros de silício confere a
 A B C
 D E F
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 37
este mineral uma grande resistência ao intemperismo, sendo por isso, o mineral
mais comum na fração areia e silte dos solos. Não contém nutrientes para as
plantas; sua importância está mais associada a características físicas do solo,
influenciando a sua textura (quanto mais quartzo, mais arenoso é o solo). Esta
presente em rochas graníticas, metamórficas e sedimentares.
Os feldspatos são minerais de cores claras, comuns nas frações areia e
silte dos solos, podendo também aparecer na fração argila. Embora sejam
tectossilicatos como o quartzo, parte dos tetraedros contém Al3+ em lugar do Si4+
do que resulta uma deficiência de carga positiva que é compensada pela
presença de cátions como K+, Na+, Ca2+. Os feldspatos podem ser potássicos
(ortoclásio, KAlSi3O8) ou calco-sódicos (plagiocásios: NaAlSi3O8 - albita, e
CaAl2Si2O8 - anortita). São importantes pois quando alteradosliberam nutrientes
para as plantas, como o K+ e o Ca2+ e outros elementos (Al3+, Si4+, O2-) para a
formação de novos minerais. Ocorrem em rochas ígneas e metamórficas.
f) Filossilicatos – devido a sua maior importância no solo, os minerais
da classe dos filossilicatos, também denominados argilominerais, serão
abordados no item a seguir.
MINERAIS DA FRAÇÃO ARGILA DO SOLO
Apenas parte dos minerais primários constituintes das rochas ocorre nos
solos; a sua proporção depende do seu teor no material de origem, da sua
estabilidade à alteração, bem como do estádio de intemperização do solo; os
mais estáveis são concentrados nas frações areia e silte do solo. A fração argila
do solo é constituída principalmente por uma mistura, em proporções variáveis,
de novos minerais: os argilominerais e os óxidos. 
ARGILOMINERAIS (filossilicatos)
Os argilominerais tem este nome pelo fato de ocorrerem dominantemente
na fração argila (< 2 mm) dos solos. São silicatos com estruturas em camadas,
Composição da fase sólida mineral do solo38
formadas por lâminas tetraedrais de silício (SiO4
4-) ou alumínio (AlO4
5-) unidas a
lâminas octaedrais Figura 2.4 e Figura 2.5). 
Figura 2.4 Lâmina tetraedral vista sob diferentes ângulos e
diferentes formas de representação (adaptado de Schulze, 1989). 
Do empilhamento de camadas resulta a morfologia foliar que classifica
os argilominerais como filossilicatos.
A lâmina tetraedral (Figura 2.4) é formada pela união de tetraedros
arranjados de tal forma que os ápices dos tetraedros (oxigênios apicais) apontam
na mesma direção e as bases são unidas pelos vértices (oxigênios basais),
formando um padrão hexagonal. A lâmina octaedral é formada pela união de
octaedros (Figura 2.5). Na lâmina tetraedral, todos os sítios centrais dos
tetraedros estão ocupados por íons Si4+ ou Al3+; entretanto, na lâmina octaedral
a ocupação dos sítios centrais pode ser de 2/3 (quando ocupados por cátions
trivalentes como o Al3+) ou de todos os octaedros (quando ocupados por cátions
divalêntes como Mg2+), sendo esta denominada respectivamente de dioctaedral
ou trioctaedral.
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 39
A união entre a lâmina tetraedral e a octaedral dá-se pelos os
oxigênios apicais dos tetraedros, que são compartilhados com os octaedros da
lâmina octaedral. Esta ligação muito forte entre lâminas tetraedrais e octaedrais
forma camadas, constituindo o argilomineral (= filossilicato). 
Figura 2.5 Lâmina octaedral vista sob diferentes ângulos e
formas de representação (adaptado de Schulze, 1989)
Quando as camadas são compostas por uma lâmina tetraedral unida a
uma lâmina octaedral, os argilominerais formados são denominados do tipo 1:1
(Figura 2.6). Por outro lado, quando as camadas são constituídas de duas
lâminas tetraedrais e uma lâmina octaedral situada no meio destas (como um
sanduíche), os argilominerais formados são denominados do tipo 2:1 (Figura
2.6). 
As ligações entre as camadas podem ser muito fortes, impedindo o
afastamento das mesmas, constituindo os argilominerais não-expansivos. Em
outros casos, a ligação entre as camadas não é tão rígida, permitindo um maior
ou menor afastamento das camadas entre si, constituindo os argilominerais
expansivos. Os principais argilominerais presentes no solo constam na Tabela 2.2
e são descritos em sequência no texto
Composição da fase sólida mineral do solo40
Figura 2.6 Lâminas tetraedrais e octaedrais constituindo as
camadas de argilominerais do tipo 1:1 e 2:1
a) Caulinita – é um argilomineral do tipo 1:1 não-expansivo, com
uma distância basal fixa de 0,72 nm entre as bases das camadas (Figura 2.7).
Camadas adjacentes são unidas por ligações eletrostáticas entre o hidrogênio e
o oxigênio, respectivamente da lâmina octaedral e tetraedral. Devido a forte
ligação entre as camadas, o espaço entrecamadas é muito reduzido para a
penetração de moléculas de água ou íons. A fórmula estrutural da caulinita é
Al2Si2O5(OH)4, significando que as cargas positivas nesse mineral [2 x Al
3+ + 2 x
Si4+ = (2 x 3) + (2 x 4) = +14] estão em equilíbrio com as cargas negativas [5
x O2- + 4 x OH1- = (5 x -2) + (4 x -1) = -14], resultando numa estrutura neutra
(+14 + -14 = 0). Entretanto, podem ocorrer cargas negativas na superfície basal
SiO4
4- e cargas positivas e negativas na superfície lateral AlOH das lâminas
octaedrais, pela adsorção ou dissociação de íons hidrogênio, dependendo do pH
do meio.
As cargas negativas (pH maior), que atraem cátions da solução do solo
para manter o equilíbrio eletrostático do mineral, conferem às caulinitas uma
capacidade de troca de 1 a 5 cmolc kg
-1. As cargas positivas (pH ácido) atraem
ânions, como o fosfato e o nitrato. A caulinita pode ser formada a partir de
diferentes minerais, em solos onde ocorra a remoção parcial de cátions básicos
Lâmina tetraedral
Lâmina octaedral
Lâmina tetraedral
Lâmina octaedral
Lâmina tetraedral
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 41
e de sílica. Daí ser este o argilomineral dominante na maioria dos solos de
regiões tropicais e subtropicais (Latossolos, Argissolos, Nitossolos, etc.). 
Pelo fato de serem minerais não-expansivos, as caulinitas conferem boas
características físicas aos solos (boa agregação, aeração, permeabilidade à
água). Nos solos as caulinitas ocorrem na forma de pequenos cristais, com
morfologia hexagonal, com uma área superficial específica variando entre 5 e 30
m2 g-1.
b) Haloisita – é um argilomineral do tipo 1:1 com estrutura semelhante
à da caulinita, com morfologia tubular e/ou esferoidal, contendo moléculas de
água estruturais entre as camadas (Al2Si2O5.4H2O), o que expande a distância
basal da haloisita para 1,0 nm. É menos freqüente em solos, ocorrendo
principalmente naqueles derivados de depósitos vulcânicos.
c) Micas - as micas são filossilicatos do tipo 2:1 não-expansivos,
apresentando uma distância basal fixa de 1 nm (Figura 2.7). A rigidez das
ligações entre as camadas deve-se à presença de íons potássio entre as mesmas,
impedindo a penetração de moléculas de água ou íons, e a conseqüente
expansão das micas.
As principais micas são a muscovita (mica branca, dioctaedral), cuja
composição é KAl2(Si3Al)O10(OH)2 e a biotita (mica preta, trioctaedral), de
composição K(Mg2+,Fe2+,Mn2+)3(Si3Al)O10(OH)2. Nos tetraedros há uma substitui-
ção parcial de Si4+ por Al3+, originando um excesso de cargas negativas na
estrutura do mineral, que são compensadas em parte pelos íons potássio entre
as camadas. Assim, a capacidade de troca desses minerais varia de 20 a 50 cmolc
kg-1.
No solo, biotita e muscovita são herdadas do material de origem
(minerais primários), principalmente de rochas graníticas, gnaisses ou micaxistos;
sendo a ocorrência bem menos frequente em solos de rochas basálticas. Embora
a biotita seja mais abundante nas rochas, no solo a mica predominante é a
muscovita, devido sua maior resistência a alteração. Ambas ocorrem, predomi-
nantemente, nas frações mais grosseiras do solo (silte e areia).
Composição da fase sólida mineral do solo42
Tabela 2.2 Classificação simplificada dos argilominerais 
Cristalinidade Proporção
 de lâminas
 por camada
Expansibilidade Argilomineral
Cristalino 1:1 Não expansivo Caulinita
Haloisita
2:1 Não expansivo Micas Ilita
Clorita
Expansivo Vermiculita 
Esmectitas
Não cristalino Alofano
Imogolita
A troca dos íons potássio por outros cátions (Ca2+, Mg2+, Na+, H+)
permite a entrada de moléculas de água nas entrecamadas, aumentando a
distância basal. O mineral resultante desta alteração parcial das micas é
denominado de ilita (mica pedogênica), parcialmente expansiva, com menor CTC
(5 a 15 cmolc kg
-1) e mais pobre em potássio que as micas.
A presença de mica em solos pode significar uma disponibilidade
potencial de potássio para as plantas, com teores variando de 7 a 14 %. O
potássio é liberado durante a alteração das micas pelo intemperismo,
transformando-as em outrosargilominerais como a vermiculita, esmectita ou
interestratificados com esses minerais.
d) Clorita – são filossilicatos com estrutura 2:1 (similar às micas) entre
as quais situa-se uma quarta lâmina octaedral chamada lâmina hidróxido
entrecamada, anteriormente chamada lâmina brucita (constituída por Mg(OH)2)
ou lâmina gibbsita (constituída por Al(OH)3). Este arranjamento estrutural das
cloritas conferiu-lhes a denominação de minerais 2:1:1 ou 2:2, cujo espaçamen-
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 43
to basal é fixo de 1,4 nm. A lâmina hidróxido com carga positiva e a camada
2:1 com carga negativa, resultam numa carga negativa líquida de 10 a 40 cmolc
kg-1.
Nos solos, cloritas são minerais primários herdados de rochas
metamórficas ou ígneas, ou produtos da alteração de outros minerais primários.
Em solos intemperizados, devido a pouca estabilidade, alteram rapidamente à
vermiculita ou esmectitas.
e) Vermiculita - A vermiculita é um argilomineral 2:1 similar as micas,
entretanto, mostra capacidade de expansão. Vermiculitas trioctaedrais [nH2O,
Mgx(Mg3)(Si4-xAlx)O10(OH)2] e dioctaedrais [nH2O, Mgx(Al2)(Si4-xAlx)O10(OH)2] são
originadas, respectivamente, da transformação da biotita e da muscovita, ou
ainda de cloritas. O espaçamento basal pode varia de 1 nm, quando a
vermiculita retém potássio nas entrecamadas, a 1,5 nm, quando as entrecama-
das são ocupadas por moléculas de água e cátions hidratados (Ca2+, Mg2+) 
Nos tetraedros há substituição parcial do Si4+ por Al3+, originando um
excesso de cargas negativas na lâmina tetraedral. Como o mineral é expansivo,
todas essas cargas ficam disponíveis nas entrecamadas para a troca de íons,
conferindo-lhe uma alta capacidade de troca, que alcança 100 a 200 cmolc kg
-1
em virtude da grande área superficial específica (750 m2 g-1) do mineral.
A capacidade de expansão e contração de vermiculita confere uma alta
plasticidade e pegajosidade aos solos em que ocorre, dificultando o manejo
agrícola dos mesmos. A presença de cátions com baixa energia de hidratação
(K+, NH4
+, Rb+, Cs+) provoca a desidratação das entrecamadas e a fixação
destes por formarem complexos de esfera-interna (Capítulo 5) com a superfície
das lâminas tetraedrais. No caso do potássio, isto pode afetar sua disponibilida-
de, pelo menos temporariamente, implicando em adubações potássicas com
maiores doses desse elemento. A vermiculita ocorre em solos pouco intemperi-
zados. Quando presente em solos altamente intemperizados, a vermiculita
apresenta polímeros de alumínio (hidróxi-Al3+) nas entrecamadas (VHE),
característica que aumenta sua estabilidade no solo.
Composição da fase sólida mineral do solo44
Figura 2.7 Estrutura esquemática de minerais de solos
(adaptado de Shulze, 1989) 
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 45
f) Esmectitas - As esmectitas compreendem um grupo de argilomine-
rais 2:1 expansivos, dos quais o mais comum é a montmorilonita
[M+0,5(Al1,5Mg0,5)(Si4)O10(OH)2]. Podem ser herdadas do material de origem,
formadas pela transformação de micas, vermiculitas e cloritas; ou neoformadas
a partir da solução do solo.
Apresentam uma estrutura semelhante à da vermiculita, porém as substituições
isomórficas são predominantes na lâmina octaedral, onde o Mg2+ ocupa o lugar
do Al3+. Assim, a distância basal é maior (varia entre 1 e 2 nm), e a capacidade
de troca é de 50 a 160 cmolc kg
-1. Devido ao pequeno tamanho dos cristais, as
esmectitas apresentam uma grande área superficial específica, em torno de 800
m2 g-1, o que proporciona juntamente com a elevada CTC, uma grande
capacidade de reter íons (Ca2+, Mg2+, K+, etc.) e moléculas (herbicidas,
compostos orgânicos, água) nas entrecamadas.
Devido a sua alta capacidade de expansão e contração, as esmectitas
conferem uma alta plasticidade e pegajosidade aos solos quando úmidos e,
fendilhamentos e consistência dura a muito dura quando secos. Isso torna o
manejo de solos esmectíticos em condições extremas de umidade e secamento
muito difícil. As esmectitas ocorrem em solos pouco intemperizados (Vertissolos,
Chernossolos, Neossolos) de regiões temperadas, áridas e de locais com
drenagem impedida (Planossolos, Gleissolos). Sua formação exige altas
concentrações de cálcio, magnésio e silício em solução, sendo as rochas ígneas
básicas o material de origem mais comum.
g) Minerais 2:1HE - são argilominerais 2:1 (vermiculitas ou esmecti-
tas) com intercalação de polímeros de alumínio (AlOH) nas entrecamadas
(Figura 2.8). Ocorrem em ambientes ácidos, onde os polímeros liberados pelo
intemperismo preenchem parcial ou totalmente o espaço entrecamadas do
argilomineral. São identificados pela terminação HE (Hidróxi- Al3+ entre
camadas). Assim, uma esmectita com hidróxi-Al entre camadas é grafada como
EHE; e uma vermiculita, como VHE. Quando, eventualmente, preenchem
totalmente as entrecamadas são denominados cloritas secundárias ou
pedogênicas.
Composição da fase sólida mineral do solo46
O preenchimento do espaço entrecamadas de argilominerais do tipo 2:1
produz modificações significativas nas propriedades químicas e físicas desses
minerais: reduz a carga permanente, diminuindo a CTC; aumenta a carga
variável, possibilitando a fixação de ânions e metais pesados; reduz a área
superficial interna e a capacidade de expansão e contração.
h) Argilominerais interestratificados – são argilominerais que
apresentam, simultaneamente, estrutura de dois ou mais minerais distintos. Por
exemplo: mica-ilita, mica-ilita-vermiculita, ilita-esmectita, caulinita-esmectita,
esmectita-clorita.
Esta composição estrutural mista decorre da transformação parcial do
mineral original em um novo mineral. Isto significa que diferentes porções de
um mineral interestratificado apresentam estrutura distinta. Por exemplo, na
caulinita-esmectita, a porção referente a caulinita (produto da alteração da
esmectita) irá apresentar baixa capacidade de troca e ausência de expansão e
contração; enquanto a porção referente ao mineral original (esmectita) irá
possuir alta capacidade de troca, bem como contração e expansão.
i) Aluminossilicatos mal-cristalizados – são argilominerais de
menor importância, formados pelo intemperismo de minerais primários ou
secundárioss. Podem ser dominantes em solos desenvolvidos de cinzas
vulcânicas (Japão, Hawaí) e muito raros em solos altamente intemperizados
(Latossolos, Argissolos). Os principais representantes são a alofana e a
imogolita. A alofana é constituída por quantidades variáveis de O2-, OH-, Al3+ e
Si4+, apresentando-se em forma de partículas esféricas. A imogolita é
constituída por partículas que são agregados de pequeníssimos tubos paralelos
(2 nm de diâmetro externo). A capacidade de troca desses minerais pode
alcançar 100 cmolc kg
-1, com expressiva importância na fixação de fosfatos e
outros ânions, diminuindo acentuadamente a disponibilidade destes para as
plantas.
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 47
Figura 2.8 Estrutura esquemática de minerais de solo (adaptado
de Shulze, 1989)
Composição da fase sólida mineral do solo48
ÓXIDOS, HIDRÓXIDOS E OXIHIDRÓXIDOS
Sob o termo geral óxidos são, neste texto, compreendidos os óxidos,
hidróxidos e oxihidróxidos. Os óxidos mais frequentes em solos são os de Fe, Mn,
Al e Ti, particularmente na fração argila. Seus teores variam de acordo com o
teor desses elementos no material de origem e do grau de intemperização do
solo. Assim, quanto mais intemperizado for o solo, maior será a concentração de
óxidos. Os óxidos de ferro e de alumínio são os mais abundantes, mas
geralmente em menor concentração do que os argilominerais. Mesmo assim, são
de grande importância, pois afetam as propriedades químicas dos solos,
conforme será detalhado no Capítulo 5. Os principais óxidos constituintes da
fração mineral de solos são descritos a seguir:
a) Óxidos de ferro
Os óxidos de ferro estão presentes na maioria dos solos e sãoresponsá-
veis pelas cores vermelhas, alaranjadas, amarelas e brunadas utilizadas para
distinguir os solos e seus horizontes. As cores e sua distribuição nos solos
também permitem identificar processos pedogenéticos, pois o ferro existe na
forma de Fe2+ e Fe3+ e é, portanto, afetado pelas condições de oxidação-redução
do pedoambiente (ambiente do solo). Os óxidos de ferro são, normalmente, o
produto da alteração de silicatos contendo ferro, exceto a magnetita que é
herdada do material de origem.
Entre os óxidos de ferro, os mais abundantes são os tipos goethita (a-
FeOOH) e hematita (a-Fe2O3), que imprimem respectivamente as cores amarelas
e vermelhas aos solos. A goethita tende a ser o único óxido de ferro presente em
solos de regiões mais frias e úmidas (Cambissolo Húmico, Cambissolo Hístico),
com altos teores de matéria orgânica e pH ácido, como na região dos Campos
de Cima da Serra (Vacaria, Bom Jesus, São Francisco de Paula) no estado do Rio
Grande do Sul. Já a hematita está presente em maior proporção do que a
goethita em solos de regiões mais quentes (Latossolo Vermelho, Nitossolo
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 49
Vermelho), como no Planalto Médio do estado do Rio Grande do Sul (Passo
Fundo, Ijuí) e nas Missões (São Borja, Santo Ângelo).
Óxidos de ferro menos frequentes são a lepidocrocita (g-FeOOH),
presente em alguns solos hidromórficos na forma de mosqueados alaranjados,
e a maghemita (g-Fe2O3) de cor vermelha em solos tropicais. Ocorre, ainda, a
magnetita (Fe3O4), de origem litogênica, que é um óxido identificado em certos
solos (Latossolo Vermelho) pela atração magnética por meio de um ímã.
Uma forma jovem e mal cristalizada de óxido de ferro é a ferrihidrita
(5Fe2O3.9H2O), de coloração brunada; esse mineral ocorre geralmente em
situações de má drenagem, por exemplo, em solos de lavouras de arroz irrigado
e em canais de drenagem; em tais situações pode haver problema de toxidez de
ferro para variedades de arroz sensíveis.
Os teores de óxidos de ferro nos solos dependem do teor de ferro no
material de origem e do grau de alteração dos solos. Quanto mais avançado o
estádio de intemperização, maior a concentração de óxidos de ferro no solo. Por
exemplo, no estado do Rio Grande do Sul, solos velhos (Latossolos) apresentam
teores de 40 g kg-1 de óxidos de ferro quando originados de arenitos e de 150
g kg-1 quando de basalto; por sua vez, Latossolos de itabirito, em Minas Gerais,
podem ter 450 g kg-1 de óxidos de ferro. Além de disseminados nos solos, os
óxidos de ferro podem ocorrer em acumulações localizadas na forma de plintita,
de concreções (petroplintita), de camadas e couraças cimentadas (= lateritas).
Essas últimas são observáveis em alguns pontos do Rio Grande do Sul (por
exemplo na Estação Experimental Agronômica da UFRGS, e na região das
Missões) e, com muita freqüência, no Distrito Federal e no estado de Goiás.
Os óxidos de ferro apresentam carga variável, positiva ou negativa, dependendo
do pH do solo, podendo assim adsorver ânions e cátions. São minerais
considerados importantes agentes na estabilidade dos agregados estruturais dos
solos, na retenção de fosfatos, de elementos traço (Cu, Mn, Co, etc.) e de metais
poluentes (Pb, Cd), além de serem fonte de ferro como nutriente para as plantas.
Composição da fase sólida mineral do solo50
b) Óxidos de manganês
Os óxidos de manganês ocorrem na forma de constituintes menores, mas
podem ter efeito considerável em algumas propriedades do solo. Quimicamente
são muito complexos, geralmente contém Mn4+ (mas também Mn2+ e Mn3+) e
cátions como Na, K, Ba, Ca, Li. Frequentemente ocorrem disseminados no solo,
ou associados com os óxidos de ferro; em solos mal drenados ocorrem na forma
de segregações pretas nas faces de agregados estruturais ou fendas, ou como
nódulos e concreções. Os mais comuns são birnessita [(Na0,7Ca0,3) Mn7O14.28H2O]
e litioforita [(Al, Li)MnO2(OH)2]. Os óxidos de manganês geralmente contém
elementos traço essenciais para as plantas (Co, Cu, Zn, Mo) e adsorvem
fortemente elementos poluentes como Pb e Cd.
Em comparação aos óxidos de ferro, os teores de manganês são
relativamente baixos, variando de 0,1 g kg-1 a 28 g kg-1 em solos da região do
Planalto no RS. Apesar de ser um elemento essencial para as plantas, doses
elevadas de manganês tem efeito tóxico, como é observado em Latossolos
Vermelhos da região das Missões no Rio Grande do Sul.
c) Óxidos de alumínio
O mais frequente é a gibbsita (g-Al(OH)3). Sua formação exige ambientes
com teores muito baixos de silício na solução (<0,5 mg kg-1), sendo, portanto,
restrita a solos ou materias altamente intemperizados e dessilicatados (Figura
2.7). A gibbsita é o produto final na alteração dos argilominerais. De forma
semelhante aos óxidos de ferro, também os de alumínio apresentam carga
variável, positiva e/ou negativa, dependendo do pH do solo. 
A gibbsita ocorre em teores apreciáveis em solos de regiões tropicais,
como nos Latossolos do estado de Goiás e do Distrito Federal; nos Latossolos do
Rio Grande do Sul a concentração de gibbsita é baixa devido ao menor grau de
dessilicação dos solos.
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 51
d) Óxidos de titânio
Os óxidos de titânio são muito resistentes à alteração; os mais comuns
são o anatásio e o rutilo, ambos como TiO2; ocorre também uma forma mista,
a ilmenita (FeTiO3).
Esses óxidos, geralmente ocorrem em baixa concentração nos solos,
alcançando 10 g kg-1 em solos da região do Planalto do Rio Grande do Sul;
nesses casos, não tem grande significado agrícola. Entretanto, são úteis na
identificação e classificação de solos e materiais de origem. Também são usados
como minerais índices na caracterização da homogeneidade do material de perfis
de solos.
A FORMAÇÃO E A TRANSFORMAÇÃO DE ARGILOMINERAIS
Os argilominerais podem se originar: (a) de filossolicatos primários (por
ex. a mica), por mudança do material entrecamadas ou (b) por formação a partir
dos produtos da alteração de silicatos.
A transformação de argilominerais ocorre, por exemplo, pela remoção
parcial do K+ nas micas e sua substituição por H+, Ca2+, ou Mg2+, origina a ilita
(mica pedogênica). A continuidade desse processo conduz à remoção completa
do potássio, pelo qual o argilomineral adquire a capacidade de expandir e
contrair; ocorre assim a transformação da mica em ilita e desta em vermiculita
ou esmectita; estas últimas herdaram a estrutura básica das camadas da mica.
Pela adição de K+ pode haver uma reversão parcial do processo. Tanto a
vermiculita, como a esmectita, podem transformar-se em minerais 2:1 HE (VHE
ou EHE) pela precipitação de polímeros de Al3+ nas entrecamadas. Por outro
lado, a remoção do Al3+ em minerais 2:1 HE restaura as propriedades originais
do mineral.
A formação de argilominerais (neoformação) dá-se quando silicatos
primários e/ou secundários são dissolvidos no processo de intemperização; parte
dos produtos da alteração se recombinam a partir da solução do solo e formam
novos minerais.
Composição da fase sólida mineral do solo52
A partir da dissolução de minerais primários como feldspatos, piroxênos,
anfibólios, etc., formam-se esmectitas quando permanece Mg2+ e Ca2+ no
sistema; a permanência de K+ favorece a formação de ilita; a remoção das bases
e parte do Si4+ origina caulinita, enquanto que a remoção completa do Si4+
favorece a formação de gibbsita.
ORIGEM DAS CARGAS ELÉTRICAS NOS MINERAIS
Substituições isomórficas - durante a formação dos minerais, ocorrem
substituições nas estruturas de um ou mais íons por outros. Um exemplo é o
caso da Dolomita, um calcário magnesiano onde íons Mg2+ substituem íons Ca2+.
A substituição de um íon por outro num cristal, conservando a mesma estrutura,
é denominada de substituição isomórfica, devido à semelhança dos raios iônicos
dos íons que substituem e que são substituídos.
As substituições isomórficas ocorrem, com muita frequência,na formação
dos silicatos, e geralmente outros cátions, com raios iônicos semelhantes ao do
silício e ao do alumínio, podem substituí-los nas lâminas tetraedrais e octaedrais.
O mais comum é o Si4+ ser substituído por Al3+, na lâmina tetraedral, e o Al3+ ser
substituído por Mg2+ e Fe2+, na lâmina octaedral. No tetraedro de silício, assim
como no octaedro de alumínio, as cargas dos íons Si4+ (tetravalente) e do Al3+
(trivalente) são compensadas pelas cargas negativas dos átomos de oxigênio que
a eles se ligam. Assim, se na substituição isomórfica um íon de menor carga
substituir um de maior carga, haverá desbalanceamento de cargas no mineral,
havendo, nesse caso, um excesso de carga negativa, que se manifesta na
superfície do mineral.
As cargas negativas que se originam nos silicatos pela substituição
isomórfica, durante a sua formação, são cargas permanentes, não sendo
afetadas por mudanças do pH do solo, pois se originam na estrutura do mineral.
A existência de cargas negativas nos argilominerais do solo é, provavelmente,
uma de suas propriedades mais importantes, pois, em função disso, o solo pode
reter (adsorver) e trocar cátions com a solução do solo, como Ca2+, Mg2+, K+,
NH4
+ entre outros, que são indispensáveis à nutrição das plantas. Essa
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 53
propriedade, que é abordada com mais detalhes no Capítulo 5, é denominada de
capacidade de troca de cátions do solo (CTC). Outros minerais do solo,
principalmente óxidos de ferro e alumínio, têm a propriedade de apresentar
cargas positivas e negativas, conforme o pH do solo (cargas dependentes de
pH), como também será visto no Capítulo 5.
Composição da fase sólida mineral do solo54
PARA SABER MAIS
a) Rochas
As rochas são classificadas quanto à origem em: rochas ígneas, sedimentares ou
metamórficas.
As rochas ígneas, também designadas como magmáticas, constituem aproxima-
damente 80% do volume da litosfera e resultam da solidificação do magma, proveniente
do interior da Terra. Ocorrem dois tipos principais de rochas ígneas: (i) extrusivas ou
vulcânicas, originadas pelo extravasamento do magma à superfície da crosta terrestre,
como por exemplo o basalto e o riolito; (ii) intrusivas ou plutônicas, produzidas pela
cristalização de magmas que não atingiram a superfície da crosta terrestre, como por
exemplo o granito e o gabro.
O resfriamento do magma mais rápido em superfície comparativamente ao que
ocorre em subsuperfície diferencia as rochas ígneas quanto a textura. Assim, rochas
ígneas extrusivas apresentam cristais pequenos não visíveis a olho nu (textura afanítica),
enquanto rochas ígneas intrusivas constituem minerais grandes (textura fanerítica),
favorecidos pelo lento resfriamento do magma.
As rochas ígneas podem ser classificadas conforme o teor de silício em: (i) ácidas
(> 65% SiO2); (ii) intermediárias ou neutras (55 a 65% SiO2); iii) básicas (35 a 55%
SiO2); e (iv) ultrabásicas (< 35% SiO2). Em rochas ígneas com baixo teor de silício são,
geralmente, abundantes minerais escuros contendo ferro e magnésio, como olivinas,
piroxênios e anfibólios; essas rochas são denominadas máficas. Em rochas ígneas com
mais de 60% de silício em peso, ocorre quartzo associado com feldspatos alcalinos, com
pequena quantidade de minerais ferro-magnesianos; essas rochas tem coloração clara e
são denominadas félsicas.
As rochas sedimentares constituem apenas 5% do volume da litosfera, mas
recobrem 75% da sua superfície. São formadas pela deposição de sedimentos resultantes
da decomposição, desagregação e retrabalhamento de rochas existentes e de várias
origens (ígneas, metamórficas e sedimentares). Devido as variações físicas ou químicas
durante o transporte e a deposição do material, os sedimentos tendem a adquirir uma
estrutura estratificada ou em camadas. Conforme o processo de formação, as rochas
sedimentares são classificadas em: (i) clásticas, quando resultam da deposição mecânica
de sedimentos; ou (ii) química-orgânicas, quando são provenientes da precipitação de
soluções inorgânicas. As rochas sedimentares clásticas são classificadas conforme o
tamanho das partículas, com uma divisão subsequente baseada na composição. As rochas
sedimentares química-orgânicas são classificadas conforme sua composição, com
subdivisões baseadas na textura.
Alberto V. Inda Jr., Egon Klamt e Paulo César do Nascimento 55
As rochas metamórfïcas constituem aproximadamente 15% da litosfera;
originam-se de rochas ígneas, sedimentares ou mesmo metamórficas que sofreram
transformação na composição mineralógica, na estrutura e na textura, provocadas por
modificações devidas ao calor, a pressão e ação química no ambiente em que foram
geradas. As temperaturas do metamorfismo ficam acima dos 200o C. Em média, na Terra,
a temperatura aumenta com a profundidade na razão de 1oC para cada 30 m. A esta
razão dá-se o nome de gradiente geotérmico. A maioria das rochas metamórficas exibe
feições planares que recebem a denominação geral de xistosidade (= foliação). Na
classificação das rochas metamórficas é considerada a presença de foliação, a textura e
a composição mineral.
b) A CTC da caulinita
A existência de carga negativa permanente ou carga dependente de pH na
caulinita é assunto controvertido entre os pesquisadores. A carga permanente constatada
em caulinitas tem sido considerada como insignificante ou atribuída à presença de
interestratificação esmectita-caulinita e de impurezas na forma de mica.
c) O intemperismo químico
Intemperismo é um conjunto de processos físicos, químicos e biológicos que
levam a alteração física e química das rochas expostas às condições do ambiente.
A ação física do intemperismo (variações de temperatura, água, vento, etc.)
conduz a desagregação das rochas mantendo inalterada a sua composição mineralógica.
O intemperismo químico compreende fenômenos que alteram a composição
mineralógica das rochas e que resultam na formação de novos compostos e minerais. Os
principais agentes do intemperismo químico são o oxigênio, a água, o gás carbônico e
ácidos orgânicos provenientes da decomposição de organismos vivos; estes fatores atuam
isoladamente ou em conjunto.
A ação destes agentes pode ocorrer por solubilização simples de compostos, por
reações de hidrólise, hidratação, oxidação, redução ou carbonatação. Nos processos de
intemperismo é comum a perda de silício e cátions básicos como cálcio, magnésio, sódio,
potássio. Elementos como ferro, alumínio, manganês, titânio, tendem a concentrar-se no
solo. O quartzo pela sua grande resistência ao intemperismo é comum em solos, sendo
o mineral predominante em solos arenosos.
Um exemplo de intemperismo químico pode ser ilustrado com a intemperização
da anortita (feldspato cálcico) à caulinita (argilomineral 1:1):
Composição da fase sólida mineral do solo56
CaAl2Si2O8 + 2CO2 + 3H2O = Al2Si2O5(OH)4 + Ca2
+ + 2HCO3
-
 anortita caulinita
Esta reação ilustra a ação da água e do gás carbônico que atuam sobre o mineral primário
anortita, intemperizando-o para formar o mineral secundário caulinita com dissolução de
Ca2+ que passa para a solução do solo.
 d) Cálculo da carga e da CTC de um argilomineral - para exemplificar o
cálculo da carga da camada e da CTC de um mineral, consideramos a fórmula química de
uma vermiculita dioctaedral, onde ocorrem substituições isomórficas tanto na lâmina
tetraedral como na octaedral. Na fórmula química apresentada a seguir, MX representa
a carga da camada:
MX (Si
+4
5,7 Al
+3
2,3 ) (Al
+3 0,5 Mg
2+
4,8 Fe
3+
0,7)O20 (OH)4 
O cálculo da carga do mineral pode ser efetuado da seguinte forma:
a) carga da lâmina tetraedral:
Si (5,7 x 4) + Al (2,3 x 3) = +29,7
b) carga da lâmina octaedral:
Al (0,5 x 3) + Mg (4,8 x 2) + Fe (0,7 x 3) + O (20 x -2) + OH (4x -1)= -30,8
sendo, portanto, a carga líquida da camada:
X = +29,7 +( -30,8) = -1,10 mol de carga (110 cmolc kg
-1)
Esta é a carga