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GEOLOGIA E MINERALOGIA
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile
Elaborada por: Prof. Dr. José Marques Junior
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Conteúdo CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA ..................................................................... 1
1.1. Introdução ................................................................................................................. 1 1.2. Os Solos nos Ecossistemas ..................................................................................... 4
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL .................................................................................... 8 2.1. Introdução ................................................................................................................. 8 2.2. Noções de cristalografia ........................................................................................... 8
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária ............................................................................ 8 2.2.2. Sistemas Cristalinos ........................................................................................ 11
2.3. Princípio da coordenação ....................................................................................... 14 2.4. Substituição Iônica .................................................................................................. 18 2.5. Espécie Mineral ...................................................................................................... 20 2.6. Classificação das espécies minerais ...................................................................... 21 2.7. Minerais das rochas e dos solos ............................................................................ 26
CAPÍTULO 3 - GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS .................................................. 27 3.1. Generalidades ........................................................................................................ 27 3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro ................................................................................. 28 3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio ............................................................................ 31 3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas ........................................................................ 32
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS ......................................................................... 33 4.1. Generalidades ........................................................................................................ 33 4.2. Classificação ........................................................................................................... 35
4.2.1. NESOSSILICATOS ......................................................................................... 40 4.2.2. SOROSSILICATO ........................................................................................... 41 4.2.3. CICLOSSILlCATOS ......................................................................................... 41 4.2.4. INOSSILlCATO ................................................................................................ 42 4.2.5. FILOSSILlCATO .............................................................................................. 44 4.2.6. TECTOSSILlCATOS ........................................................................................ 54
CAPÍTULO 5 - INTEMPERISMO ....................................................................................... 58 5.1. Considerações Gerais ............................................................................................ 58
5.1.1. Trabalho de Goldich (1938) ............................................................................. 59 5.1.2. Trabalho de Chesworth (1973) ........................................................................ 64
5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo ........................................................... 66 5.2.1. Intemperismo Físico......................................................................................... 67 5.2.2. Intemperismo Químico ..................................................................................... 69
5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas ........................................................ 78 5.3.1. Alguns exemplos.............................................................................................. 78
CAPÍTULO 6 - ROCHAS MAGMÁTICAS .......................................................................... 81 6.1. Introdução ............................................................................................................... 81 6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas .............................................................. 82 6.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas ........................................... 86 6.4. Resfriamento do Magma ........................................................................................ 88
6.4.1. Estágios de Resfriamento ................................................................................ 89 6.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico) ...................................................... 89 6.4.1.2. Estágio Hidrotermal ...................................................................................... 89 6.4.2.Textura das rochas magmáticas ....................................................................... 89
6.5. Seqüência de Cristalização .................................................................................... 91 6.6. Principais Rochas Magmáticas ............................................................................... 93
6.6.1. Família Granito - Riólito ................................................................................... 93 6.6.2. Família Diorito - Andesito................................................................................. 94 6.6.3. Família Gabro-Basalto ..................................................................................... 94
CAPÍTULO 7 - ROCHAS SEDIMENTARES ...................................................................... 96
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7.1. Introdução ............................................................................................................... 96 7.2. Ciclo Sedimentar .................................................................................................... 98 7.3. Composição .......................................................................................................... 103 7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares .................................................... 105 7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem ........................................... 106
7.5.1. Ambientes Deposicionais............................................................................... 106 7.5.2. Formação da Paisagem ................................................................................. 108
7.6. Classificação ......................................................................................................... 109 7.6.1. Rochas Clásticas ........................................................................................... 110 7.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas ................................................. 115 7.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química ................................................ 116 7.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas ................................................................. 117
CAPÍTULO 8 - ROCHAS METAMÓRFICAS ................................................................... 119 8.1. Introdução ............................................................................................................. 119 8.2. Tipos de Metamorfismo ........................................................................................ 121
8.2.1. Metamorfismo de Contato.............................................................................. 121 8.2.2. Metamorfismo Regional ................................................................................. 122
8.3. Foliação ................................................................................................................ 123 8.4. Classificação das Rochas Metamórficas .............................................................. 123
8.4.1. Ardósias ......................................................................................................... 125 8.4.2. Filitos ............................................................................................................. 125 8.4.3. Xistos ............................................................................................................. 126 8.4.4. Gnaisses ........................................................................................................ 126 8.4.5. Metaconglomerados ...................................................................................... 127 8.4.6. Quartzito ........................................................................................................ 127 8.4.7. Mármore ........................................................................................................ 128 8.4.8 Anfibólios ........................................................................................................ 128 8.4.9. Itabiritos ......................................................................................................... 129
CAPÍTULO 9 - MINERALOGIA DE SOLOS .................................................................... 131 9.1. Introdução ............................................................................................................. 131 9.2. Minerais do Solo ................................................................................................... 133
9.2.1. Cascalho e Areia............................................................................................ 135 9.2.2. Silte ................................................................................................................ 136 9.2.3. Argila .............................................................................................................. 137
9.3. Relembrando outros capítulos... ........................................................................... 137 9.4. Algumas relações entre "Dessilicatização" e a Mineralogia de Solos .................. 138
9.4.1. Conceito de Dessilicatização ......................................................................... 138 9.4.1.1. Lixiviação .................................................................................................... 138 9.4.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo .............................................. 139 9.4.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo ...... 143
9.5. Colóides do Solo ................................................................................................... 146 9.5.1. Alguns conceitos e definições ........................................................................ 146 9.5.2. Origem de Cargas nos Constituintes do Solo ................................................ 148 9.5.3. Os colóides do solo e os processos de troca iônica ...................................... 152
9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DOS SOLOS ................................................ 158 9.8.1. Sistema Silicatado ......................................................................................... 158 9.8.2. Sistema Oxídico ............................................................................................. 158 9.8.3. ∆pH e Ponto de Carga Zero........................................................................... 158 9.8.4. Sistema silicatado recoberto por óxidos ........................................................ 160 9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica ................................................... 161
9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais influenciam o Solo? ...................... 161 9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo ........................................................... 162 9.9.2. Óxido de Fe e AI e a estrutura do solo .......................................................... 163 9.9.3.Óxidos de Fe e AI e adsorção de fosfatos ...................................................... 163 9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades ................................. 163
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9.5. Considerações Finais ........................................................................................... 164 CAPÍTULO 10 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS SOLOS .............................................. 166
10.1. Seqüência Cronológica ....................................................................................... 166 10.2. Sequência Litológica ........................................................................................... 168 10.3. Modelo de Evolução dos Solos .......................................................................... 171
CAPÍTULO 11 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA DO ESTADO DE SÃO PAULO. ............................................................................................................. 177
11.1. O Tempo Geológico ............................................................................................ 177 11.2. Esboço Geológico do Brasil ................................................................................ 184 11.3. Bacias Sedimentares .......................................................................................... 185
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CAPÍTULO 1 - O SOLO E O ECOSSISTEMA 1.1. Introdução
A agricultura é a exploração da energia solar possível pelo suprimento
adequado de água e nutrientes para manter o crescimento das plantas
(MONTEITH, 1958).
O comportamento das plantas quer sejam pertencente à vegetação natural
ou as referentes aos ecossistemas agrícolas, depende de uma série de fatores
diretos ou qualidades do ambiente (Tabela 1). Estas qualidades, por sua vez,
dependem de fatores indiretos.
Tabela 1- Qualidades ecológicas do ambiente agrícola e seus fatores
determinantes (Resende, 1988).
Qualidade do ambiente quanto a fatores diretos
Fatores determinantes destas qualidades (indiretos)
Abióticos
R - Radiação solar
Latitude, altitude, exposição, cobertura vegetal, nebulosidade, unidade atmosférica, poluição atmosférica
A - Água Precipitação, evapotranspiração, solo, planta
T - Temperatura Latitude, altitude, exposição e constituição do solo
O - Oxigênio Drenagem e permeabilidade do solo
G – Gás Carbônico Organismos, latitude, altitude, exposição e atividade industrial
V - Vento Exposição, latitude, altitude, relevo, continentabilidade
N - Nutrientes Solo, organismos, clima
Agrícolas
E - Suscetibilidade á erosão Precipitação, solo (inclui relevo), cobertura
M - Impedimento à mecanização Relevo, textura, pedregosidade, drenagem, tipo de arqila
Bióticos
P - Pragas
D - Doenças H - Homem
As qualidades se interdependem fortemente. Os nutrientes constituem uma
destas qualidades. As inter - relações de dependência entre os nutrientes (N) e os
fatores indiretos (solo, organismos, clima) e ainda as inter - relações entre
nutrientes e outros fatores diretos, tais como radiação solar (R), água (A),
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temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E), mostram a rede de relações existente
(a) (b)
Figura 1- Esquema mostrando nutrientes como dependendo (a) genericamente do solo, clima e
organismos, (b) das interações com outras qualidades do ambiente, como radiação (R), água (A), temperatura (T), oxigênio (O) e erosão (E) (Resende, 1988)
O homem diante de seus problemas ambientais tem assumido duas
atitudes: ou os enfrente tentando reduzi-los (práticas de redução), ou busca
conviver com os mesmos (práticas de convivência). A adubação e a irrigação são
práticas de redução dos problemas de deficiência de nutrientes e água,
respectivamente. O uso de variedades tolerantes mostra o uso de práticas de
convivência.
ORGANISMOS
NUTRIENTES
SOLO CLIMA
R A
T O
E
NUTRIENTES
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Tabela 2. Classificação das práticas agrícolas, em práticas de redução e de convivência. Estão excluídos os deltas biológicos (pragas, doenças, etc), geográficos (localização, transporte etc.) e socioeconômicos.
Deltas Práticas de redução Práticas de Convivência
Nutrientes, ∆F Adubação, calagem, aplicação de
gesso, adubação verde etc.
Espécies e variedades selecionadas;
agricultura nômade com pousio e
queima
Água, ∆A Irrigação, "mulch", terraços, sulcos Espécies e variedades selecionadas;
coso lavoura seca; plantas de ciclo
curto e época de plantio; culturas em
faixas; "mulch".
Oxigênio, ∆O Drenagem, enleiramento. Espécies (arroz) e variedades
selecionadas;
Erosão, ∆E Terraceamento, cordões em
contorno, terraços em patamar,
banco ou escada; banquetas
individuais; cultivos alternados;
enleiramentos permanentes;
valetamento; coveamento e
encordoamento do mato.
Semeadura em curvas de nível;
cultura em faixas; cobertura do
terraço; cultivos alternados; renques
de vegetação cerrada; agricultura
nômade, pequenos talhões;
consorciação de culturas
Mecanização, ∆M Pouco usadas: nivelamento de
terreno; preparo de terraços;
retirada de pedras.
Ajustes dos implementos cada vez
mais levem até a tração animal e
mesmo implementos manuais,
conforme o agravametno do desvio.
Ajuste do implemento (tamanho das
rodas, pro exemplo).
Tempeartura, ∆T Mulch", sombreamento, combate à
geada, estufa, estufim (fermen-
tação de material orgânico e co-
bertura plástica).
Espécies e variedades selecionadas;
época de plantio; profundidade de
plantio.
Luminosidade, ∆L Estufas, sombreamento, pintar
branco.
Espécies e variedades selecionadas;
época de plantio; sombreamento.
Gás carbônico,∆C Direcionamento, decomposição
biológica.
Espécies, variedades e espaçamento
Vento, ∆V Quebra-vento, alinhamento Espécies e variedades selecionadas;
trato conforme hora do dia.
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Poder-se-ia, por exemplo, representar esses problemas em forma de um
tetraedro, onde o homem estaria no topo, e os organismos, clima, solos seriam a
base.
Figura 2. Inter-relações representadas pelo tetraedro (Resende, 1982)
1.2. Os Solos nos Ecossistemas
A posição do solo como divisor de ambientes é justificada pela sua posição
peculiar - Pedosfera.
Figura 3. O solo (pedosfera) como “interface” entre litosfera, atmosfera, hidrosfera e biosfera.
(Resende, 1988)
Ecossistema é um sistema dinâmico e não há como compreender as
relações solo-planta sem esta atenção para o funcionamento global deste
sistema. A ecotessela (fitossela + pedotessela) engloba todo o ecossistema e
Organismos
Solo Clima
Influência dos aspectos
sócioeconómicos
Pedosfera
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permite, por exemplo, o entendimento da ocorrência de um solo pobre e
vegetação rica numa região pluviosa (Floresta Amazônica) e solo pobre numa
região com deficiência de água (Cerrado).
Figura 4. Esquema mostrando o ecossistema (tessela) formado de fitotessela e pedotessela. A
ecotessela pode ser rica em nutrientes, estando estes praticamente só na fitotessela
(floresta amazônica) ou na pedotessela (caatinga) (Resende, 1988).
Os solos mais profundos permitem a existência de um ecossistema mais
estável (Figura 5).
6
Figura 5. Esquema simplificado da sucessão de ambientes. As espécies adaptadas às condições adversas (à esquerda) apresentam grande capacidade de dispersão e usam a maior parte de seu suprimento energético na reprodução. À direita, onde a estabilidade é regra, predominam espécies capazes de vencer a competição por espaço, usando maior quantidade de energia na especialização de funções. (Modificado de PASCHOAL, 1987)
Além disso, uma variação relativamente pequena no relevo pela ação das
forças bioclimáticas que transformam a rocha em solo, determina grandes
variações no solo.
Figura 6. Fatores de formação do solo e pedogênese.
Quando as forças bioclimáticas são pouco intensas, como numa região
mais seca, ou a rocha for muito resistente, os solos mais velhos - como os
7
Latossolos - tendem a não existir e os imediatamente mais novos ocupam as suas
posições.
A heterogeneidade de ambientes é, portanto, menor nos solos mais velhos
(Chapadões do Planalto Central) e maiores nos solos mais jovens. No Agreste
Pernambucano, por exemplo, numa mesma propriedade existem solos que se
prestam a pastagem (capim-raiz), enquanto a mandioca, muito importante na
fabricação da farinha, só pode ser plantada nos solos mais profundos.
8
CAPÍTULO 2 - ESPÉCIE MINERAL
2.1. Introdução
Espécie mineral é qualquer fase cristalina de natureza inorgânica. Essa
definição impõe de imediato, as 3 condições necessárias e suficientes para definir
espécie mineral: a - caráter inorgânico; b - ocorrência natural; c - estrutura
cristalina. Qualquer parte do universo que preencha essas 3 condições é
espécie mineral.
As rochas e os solos são formados, na sua quase totalidade, de minerais
de diferentes espécies. Todos os minerais têm em comum o fato de possuírem
estrutura cristalina. As propriedades de cada mineral decorrem da sua
composição química e da natureza cristalina, ou seja, da sua condição de cristal.
Então, o conhecimento do estado cristalino é fundamental para o estudo de
mineralogia e, portanto, dos solos.
2.2. Noções de cristalografia
A cristalografia é uma ciência que estuda o estado cristalino e foi
desenvolvido inicialmente como um ramo da mineralogia que estuda a estrutura
interna, a forma externa e as leis que governam o crescimento de cristais.
Todos os minerais têm uma determinada estrutura cristalina, isto é, seus
íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da espécie. Isto equivale
a dizer que cada espécie mineral pertence a um determinado sistema e possui
uma cela unitária específica.
2.2.1. Cristalinidade e Cela Unitária
A característica fundamental do estado cristalino é o arranjo regular dos
átomos, moléculas ou íons nas três direções do espaço. À distância, a partir da
origem comum, a cada um dos átomos situados nos eixos cristalográficos X, Y e
Z definem os parâmetros ao, bo e co da cela unitária (Figura 7). Os eixos cristalo-
gráficos definem os ângulos a, β e γ, que combinados com os parâmetros
caracterizam as substâncias cristalinas.
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Figura 7 - Eixos cristalográficos X, Y e Z, parâmetros e cela unitária.
Alguns conceitos devem ser entendidos de maneira bastante clara:
- Estrutura cristalina: minerais de arranjo atômicos (e moleculares)
regulares de grande extensão em três dimensões.
- Estrutura não cristalina: não há o padrão anterior e o ordenamento dos
átomos é apenas local ou de pequena extensão. Ex.: Alofana.
- Estrutura para-cristalina: minerais tem ordenamento atômico em pelo
menos uma direção cristalográfica. Ex.: lwojolita.
Cela unitária: o arranjo espacial dos átomos de um determinado cristal
pode ser descrito pelo tamanho e forma de uma unidade estrutural tridimensional,
denominada cela unitária, e pelo padrão dos átomos contidos na mesma. A forma
e o tamanho da cela unitária são especificados pelo comprimento de suas arestas
e os ângulos entre as mesmas (Figura 8).
Figura 8 - Representação da cela unitária em cristal de goethita.
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- Distância interplanar: é a distância entre dois planos paralelos do retículo
cristalino, os quais contêm átomos, moléculas ou íons e podem ser traçados
arbitrariamente (Figura 9). À distância interplanar é representada pela letra d e
medida em angstrom, que é igual a 10-8 cm.
Figura 9 - Representação do retículo cristalino, assinalando-se algumas famílias de planos
possíveis, com as distâncias interplanares d correspondentes.
- Espaçamento basal: é um certo d que separa planos do retículo perpendicular
ao eixo cristalográfico Z, e que nos argilominerais é um plano de fraqueza pelo
qual o mineral se quebra facilmente ao longo de superfícies planas. Esta última
propriedade denomina-se clivagem (Figura 10).
Figura 10 - Planos de clivagem da mica.
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- Cristais onisotrópicos - características podem variar nas diferentes direções
cristalográficas.
- Desordem estrutural: a repetição infinita do padrão de átomos representa o
cristal ideal teórico. De fato, o cristal real apresenta desvios em relação ao ideal,
que se esboçam como defeitos estruturais, os quais são muito comuns em
minerais dos solos. Algumas causas: (a) variação na composição atômica de uma
cela para outra; (b) deslocamentos direcionais de camadas que produzem
diferentes arranjos no seu empilhamento; (c) empilhamento de diferentes tipos de
camadas formando estruturas mistas, etc.
2.2.2. Sistemas Cristalinos
Sistema Cristalino: dividindo-se o espaço com três planos, podemos
produzir celas unitárias de vários tipos, dependendo como arranjamos esses
planos. Por exemplo, se os planos nas três direções estão espaçados de igual
distância e mutuamente perpendiculares, a cela unitária será cúbica. Neste caso,
as dimensões a, b e c são iguais e os ângulos entre eles são retos, ou a=b=c; e
a=p=y=90o. Atribuindo valores especiais ao comprimento dos eixos e ângulos,
podem-se produzir celas unitárias de vários tipos e conseqüentemente vários
tipos de redes, desde que os pontos das redes estejam localizados nas arestas
das celas. Utilizando critérios básicos de simetria, pode-se provar que apenas
sete tipos diferentes de celas são necessários para abranger todas as redes
possíveis. Estas redes correspondem aos sete sistemas cristalinos, pelos quais
todos os cristais podem ser classificados.
Algumas das 32 classes de cristais possuem características de simetria em
comum com outras, o que permite sua transferência para grupos maiores
denominados sistemas cristalinos. Os seis sistemas cristalinos estão relacionados
abaixo com os eixos cristalográficos e a simetria característica de cada um.
Simetria isométrico - todos os cristais deste sistema possuem quatro
eixos ternários de simetria e são referidos aos três eixos perpendiculares entre si,
de comprimentos iguais (Figura 11).
Sistema hexagonal - todos os cristais deste sistema têm um eixo de
simetria único ternário ou senário. Eles são referidos a quatro eixos
12
cristalográficos, três eixos horizontais, iguais, cortam-se em ângulos de 120°, o
quarto é de comprimento diferente e perpendicular ao plano dos outros três
(Figura 11).
Sistema tetragonal - um único eixo de simetria quaternário caracteriza os
cristais deste sistema. Os cristais são referidos a três eixos mutuamente
perpendiculares; os dois eixos horizontais são de comprimento igual, mas o eixo
vertical é mais curto, ou mais longo, do que os outros dois (Figura 11).
Sistema ortorrômbico - este sistema apresenta três elementos de
simetria binária, isto é, planos de simetria ou eixos de simetria binários. São
referidos aos três eixos perpendiculares entre si, todos de comprimento diferente
(Figura 12).
Sistema monoclínico - estes cristais são caracterizados por um eixo de
simetria único, binário, ou por um plano de simetria único, ou pela combinação de
um eixo binário e um plano de simetria. Os cristais são referidos aos três eixos
desiguais, dois dos quais estão inclinados entre si formando um ângulo oblíquo,
sendo o terceiro perpendicular ao plano dos outros dois (Figura 12).
Sistema triclínico - possui um eixo de simetria unitário como sua única
simetria. Este pode ser um eixo simples rotatório, ou um eixo unitário de inversão
rotatória (Figura 12).
13
Figura 11 - Proporção dos comprimentos de eixos e ângulos formados nos sistemas: (A) cúbico ou
isométrico, (B) tetragonal, (C) hexagonal. (a), (b) e (c) correspondem aos comprimentos dos
ângulos. a, 13 e y correspondem aos ângulos formados entre os eixos. À direita estão
representadas as figuras geométricas correspondentes e a forma mais comum de um mineral
que se cristaliza segundo o sistema (Popp,1988).
14
Os cristais são referidos aos três eixos desiguais, que se cortam formando
ângulos oblíquos (Figura 12).
Figura 12 - Comprimentos dos eixos e ângulos formados nos sistemas: (O) ortorrômbico,
clínico, (F) triclínico (Popp, 1988).
2.3. Princípio da coordenação
A formação dos minerais não é casual, obedece a certas regras e teorias,
das quais o princípio de coordenação é uma das mais importantes.
Qualquer que seja o processo de gênese (solução, fusão, sublimação, etc.)
ao ser edificada a estrutura cristalina de um mineral, os íons iguais adquirem
15
vizinhanças iguais, que se repetem ordenadamente. A esse grupamento dá-se o
nome de coordenação - cátions e ânions tendem a grupar ao seu redor o maior
número possível de íons de carga contrária, ligando-se de modo igual a todos
eles.
Número de coordenação (NC) é o número de íons de carga contrária ao
redor do íon coordenador, isto é, é o número de vértices do poliedro de
coordenação.
Na caulinita, por exemplo, o NC de Si4+ em relação a O2- é 4 e o NC de Al3+
em relação à OH- é 6. (Figura 13).
Figura 13. Estrutura espacial da caulinita.
O número de coordenação de um íon em relação ao outro é função dos
tamanhos relativos dos íons coordenadores e coordenados. Trata-se, em
essência de se determinar quantas esferas de um dado raio cabem ao redor de
outra, de raio diferente.
Na fluorita, por exemplo, cada íon cálcio está rodeado por 8 íons flúor
(coordenação 8) enquanto que cada íon flúor tem como vizinhos apenas 4 íons
cálcio (coordenação 4). Fica então evidente que essa estrutura possui o dobro e
íons flúor em relação aos íons cálcio, o que está de acordo com a fórmula CaF2
com as valências usuais do Ca e do F.
No estudo de coordenação, não importa o diâmetro das esferas em valor
absoluto, mas sim o tamanho relativo do íon coordenador e dos íons coordenado
16
se expressa pela relação de raios, RC/RA, onde RC é o raio do cátion e RA o raio
do ânion, em unidades "angstrom". Entretanto, se o íon coordenador for Si+4 e os
íons coordenados forem O2-, a relação de raios será RSi4+/RO2- = 0,42 Å/1,40 Å =
0,3. Sempre que tiver esfera cujos raios estejam nessa relação, é possível a sua
participação na configuração tetraédrica.
Em resumo, são os seguintes tipos mais freqüentes de coordenação nos
minerais e seus respectivos limites de estabilidade.
NC TIPO DE COORDENAÇÃO RELAÇÃO DE RAIOS
12 cúbica compactada 1
8 cúbica 1 a 0,73
6 octaédrica 0,73 a 0,41
4 tetraédrica 0,41 a 0,22
3 triangular 0,22 a 0,15
2 linear < 0,15
Na Figura 14 aparecem esquematizados os seis tipos principais de
coordenação.
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Figura 14 - Esquema dos principais tipos de coordenação
A Tabela 3 mostra os valores de NC calculados, observados na estrutura
dos principais minerais, dos cátions mais comuns em relação a O2- (RO2- = 1,40
Å).
18
Tabela 3. Número de coordenação dos prinicpais cátions em relação ao O2-
(RO2-
= 1,40 Å).
2.4. Substituição Iônica
Na natureza, as espécies minerais formam-se a partir de sistemas de
composição química muito complexa, de maneira que existe sempre a
possibilidade de um íon ser substituído por outro, durante a formação de uma
determinada espécie mineral. Ocorrem variações em suas composições químicas,
podendo atingir grandes proporções. A análise química de olivinas (Mg, Fe)2.SiO4,
mostra, nos diferentes exemplares, grande variação nos teores de Fe e Mg.
Conhecem-se olivinas de composições variando desde Mg2SiO4 até Fe2SiO4, com
todos os teores intermediários de Mg e Fe. Aparentemente estranhos à
composição química do mineral, não são considerados como impurezas
localizadas em interstícios da grade cristalina, mas fazem parte da estrutura do
mineral, ocupando o lugar de outro cátion. Na olivina, Mg e Fe ocupam posições
equivalentes nos centros de octaedros de coordenação. Na magnetita, Mn, Mg,
Zn e Ni ocupam posições iguais às de Fe.
O fenômeno é chamado substituição iônica. Ao contrário do que a palavra
substituição sugere não se trata da saída de um íon do retículo cristalino e da
entrada de outro no seu lugar. O fenômeno ocorre no momento da formação do
mineral: ao se reunirem cátions e ânions para formar as vizinhanças, cuja
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repetição ordenada formará o mineral, um determinado sítio da estrutura pode ser
ocupado por qualquer íon que preencha as condições de tamanho e carga
requeridas pelo edifício cristalino e que esteja disponível no ambiente de
formação.
Embora a substituição iônica seja mais freqüente entre os cátions, também
é comum entre ânions. Na apatita Ca5 (F, CI, OH) (PO4)3, os ânions F, OH- e Cl-
substituem-se mutuamente em todas as proporções. A predominância de um
ânion sobre os demais caracterizará um fluorapatita, cloroapatita ou
hidroxiapatita. Ainda nos fosfatos, é comum a substituição de (PO4)3- por (AsO4)3-
ou VO3)3- em qualquer proporção.
A substituição iônica em minerais leva à formação de soluções sólidas, que
são verdadeiras soluções de um sólido em outro. O cristal é perfeitamente
homogêneo e nele não se reconhecem partes de um sólido ou de outro. É,
portanto, a formação de soluções sólidas e é função principalmente do tamanho
dos íons envolvidos. A presença de um íon na estrutura está condicionada a uma
exigência de espaço, que deve ser suficiente para comportar o seu tamanho.
A substituição iônica entre íons de tamanho diferente é afetada pela
temperatura e é facilitada quando os íons envolvidos têm a mesma carga elétrica
(valência). Esse fator, entretanto, não é limitante quando a diferença de carga for
igual a 1.
Substituições entre íons de cargas diferentes ocorrem paralelamente a
outras substituições compensatórias.
Geralmente, diferenças de cargas superiores a 1 dificultam ou impedem
substituições, possivelmente por dificuldades no restabelecimento do equilíbrio de
cargas, mesmo quando o tamanho não é fator limitante.
As substituições iônicas de cátions de maior valência por cátions de menor
valência nem sempre são compensadas na estrutura de alguns minerais,
principalmente nos minerais de argila, resultando, como conseqüência um
excesso de cargas negativas.
A quantidade de cargas negativas existentes no solo é medida pela
Capacidade de Troca de Cátions - CTC. É expressa em equivalentes miligramas
por 100 gramas de material (meq/100 g) e quando originada devido à substituição
iônica é chamada de CTC permanente.
20
Na Tabela 4 encontram-se valores da CTC permanente de alguns minerais
comuns do solo.
Tabela 4 - Capacidade de Troca de Cátions - CTC - permanente de alguns minerais comuns do solo.
Mineral CTC permanente (meq/100 g)
MONTMORILONITA (ESMECITA) 112
VERMICULlTA 85
ILITA 11
CAOLlNITA 1
GIBBSITA 0
GOETHITA 0
A quantidade e o tipo de carga existente no solo são de extrema
importância, pois se relaciona com inúmeras propriedades químicas e físico-
químicas dos solos, principalmente relacionadas à sua fertilidade.
2.5. Espécie Mineral
Espécie mineral é qualquer fase cristalina da natureza inorgânica. As
condições desta definição admitem as seguintes considerações:
a) caráter inorgânico. Estão excluídas da definição todas as substâncias
orgânicas.
b) ocorrência natural. Excluem-se da definição todas as substâncias
elaboradas pelo homem. Toda espécie mineral ocorre espontaneamente na
natureza inorgânica.
c) composição química. Toda espécie mineral tem composição química e
definida, comum a todos os cristais da espécie.
d) estrutura cristalina. Todos os minerais têm uma determinada estrutura
cristalina, isto é, seus íons constituem um espaço cristalino próprio e privativo da
espécie. Isto equivale a dizer que cada espécie mineral pertence a um
determinado o sistema e possui uma cela unitária específica.
21
PROPRIEDADES ESSENCIAIS
A composição química e a natureza da estrutura cristalina são as
propriedades essenciais de uma espécie mineral, uma vez que é da interação que
resulta o conjunto de propriedades da espécie.
Decorrem, então, os princípios básicos da Mineralogia:
1) Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a
distingue das demais.
2) Cada cristal de uma mesma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de
"propriedades, onde quer que se encontre e independentemente do seu tamanho.
2.6. Classificação das espécies minerais
O critério de classificação consiste em pelo menos um atributo comum
entre um dos elementos de uma mesma classe.
O critério utilizado pode obedecer ao objetivo a que se destina a
classificação;
a) Características cristalográficas. Os minerais podem ser classificados
dentro dos 6 sistemas já descritos: minerais isométricos, tetragonais, hexagonais,
ortorrômbicos, monoclínicos e triclínicos .
b) Propriedades físicas. Qualquer propriedade física pode ser usada como
critério de classificação: densidade, cor, dureza, brilho, etc.
c) Elementos presentes. Reúnem-se em uma mesma classe, minerais
contendo o mesmo elemento.
d) Processo genético. Agrupam seus minerais de acordo com o seu
processo de gênese: magmático, metamórfico, sedimentar, pneumotolítico,
hidroternal, etc.
e) Composição química. As espécies são classificadas de acordo com a
natureza do grupo aniônico, o que confere à classificação uma precisão e
coerência que outros critérios não possuem.
Na tabela 5 estão representadas as principais classes de classificação dos
minerais, segundo o critério de composição química.
22
Tabela 5 - Classificação dos principais minerais baseados na composição química (Popp, 1988).
ELEMENTOS
Metais nativos Semi metais nativos
Ouro Au Arsênio As
Prata Ag Bismuto Bi
Cobre Cu Não metais nativos
Platina Pt Enxofre S
Ferro Fe Diamante C
Grafita C
SULFETOS
Argentita Ag2S Covelina CuS
Calcocita Cu2S Cinábrio HgS
Borita CuSFeS4 Estibina Sb2S3
Galena PbS Pirita FeS2
Blenda ZnS Marcasita FeS2
Calcopirita CuFeS2 Arsenopirita FeAsS
Pirotita Fe1_XS Molibdenita MoS2
Niquelita NiAs
SULFOSSAIS
Polibasita (Ag, Cu)16Sb2S11
ÓXIDOS HIDRÓXIDOS
Óxidos anídricos Óxidos hidratados
Cuprita Cu2O Diásporio AIO(OH)
Gelo H2O Goethita FeO(OH)
Zincita ZnO Manganita MnO(OH)
Corimon AI2O3 Limonita FeO(OH)+nH2O
Hematita Fe2O3 Bauxita AI(OH)3
Ilmenita FeTiO3 Psilomelano (Ba,H20)4 Mn10 020
Espinélio MgAI2O3
Magnetita Fe3O4
Franclinita (Fe, Zn, Mn) (Fe,Mg)O3
Cromita FeCr2O4
Crisoberilo BeAI2O4
Cassiterira SnO2
Rutilo TiO2
Pirolusita MnO2
Columbita (Fe, Mn) (Cb, Ta)2O6
Uraninita UO2
23
SAIS HALÓGENOS
São compostos dos halógenos f1úor, cloro, bromo e iodo com metais
Halita NaCI
Silvita KCI
Fluorita CaF2
CARBONATOS
Grupo da Calcita Grupo da argonita
Calcita CaCO3 Aragonita CaCO3
Dolomita CaMg (CO3)2 Witherita BaCO3
Magnesita MgCO3 Estrontianita SrCO3
Siderita FeCO3 Cerussita PbCO3
Rodocrosita MnCO3
Smithsonita ZnCO3 Carbonatos básicos de cobre
Malaquita CU2CO3 (OH)2
Azurita CU3(CO3)2 (OH)2
NITRATOS
Nitrato de sódio NaNO3
Nitro KNO3
BORATOS
Boracita Mg3B7O13Cl
Bórax Na2B4O7.10H2O
SULFATOS E CROMATOS
Sulfatos anídricos Sulfatos básicos e hidratados
Glauberita Na2Ca (SO4)2 Gipsita CaSO4 . 2H2O
Barita BaSO4 Jarosita KFe(SO4)2(OH)6
Celestita SrSO4
Anglesita PbSO4
Anidrita CaSO4
Crocoíta PbCrSO4
FOSFATOS, ARSENIATOS E
VANADATOS
TUNGSTATOS E MOLlBDATOS
Monazita (Ce, La, Y, Th) PO4 Wolframita (Fe, Mn) WO4
Apatita Ca (F, CI, OH) (PO4)3 Seheelita CaWO4
Piromorfita Pbs (PO4, AsO4)3 CI Wulfenita PbMoO4
Turquesa CuAI6 (PO4)4 (OH)8 . 2H2O
Vanadinita Pbs (VO4)3 CI
Mimetita Pbs (AsO4, PO4)3 CI
24
(Tectossilicatos)
Grupo do quartzo
Quartzo SiO2
Tridimita SiO2
Cristobalita SiO2
Opala SiO2 . nH2O
Grupo dos Feldspatos
Ortoclásio KAISisOa
Microclínio KAISisO8
Albita * NaAlSisO8
Oligoglásio * (Na, Ca) (AI, Si)4O8
Andesina * (Na, Ca) (AI, Si)4O8
Labrodorita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8
Bytownita * (Ca, Na) (AI, Si)4O8
Anortita * CaAI2Si2O8
Grupo dos feldspatóides
Leucita KAISi2OS
Nefelina (Na, K) (AI,Si)2 O4
Sodalita Na4(AISiO4)3CI
Família das zeolitas
Heulandita (Ca,Na,K)s (AI,Si) Si29 O80 . 25 H2O
Estibita (Ca,Nah Ais (AI ,Si) Si'4O4O. 15
H2O
Natrolita Na2 (AI2SisO10) . 2 H2O
Analcima Na (AISi2O6) . H2O
Filossilicatos
Caulinita AI2Si2OS (OH)4
Talco MgsSi4OlO (OH)2
Serpentina MgsSi2OS (OH)4
Clorita ** (Mg,Fe,AI)8 (Si,AI)4O10 . (OH)8
Moscovita ** KAls Si3O10 (OH)2
Biotita ** K (Mg, Fe)3 AISi3O10 (OH)2
Lepidolita ** K2Li3AI4 Si7O21 (OH, F)3
Inossilicatos
Anfibólios
Tremolita Ca2Mg5Si8O22 (OH)2
Actinolita Ca2 (Mg, Fe)5Si8O22 (OH)2
Hornblenda CaNa (Mg, Fe)4 (AI, Fe, Ti)3 Si6O22 (O, OH)2
Piroxênios
25
Diopsídio (Ca, Mg) Si2O6
Augita Ca,Na) (Mg, Fe,AI) (Si, Al)2O6
Enstatita MgSiO3
Hiperstenio (Mg, Fe)SiO3
CICLOSSILICATOS
Berílio Be3AI2 (SiSO18)
Turmalin (Na, Ca) (AI, Fe, Li, Mg)sAI6 (BO3)3 (Si6O16) (OH)4
Sorossilicatos
Epidoto Ca2 (AI, Fe)Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH)
Vesuvianita Ca1O Mg2 Al4 (SiO4)5 (Si2O7)2 (OH)4
Hemimorfita Zn4 (OH)2 Si2O7
Neossilicatos
Grupo da olivina (Mg, Fe)2 (SiO4)
Grupo da granada (Mg, Fe, Mn, Ca)3 (Al, Fe, Cr)2 (SiO4)3
Zircão ZrSiO4
* série dos plagiocásios
** micas
26
2.7. Minerais das rochas e dos solos
Existem dois grupos de minerais que possuem grande importância no
contexto agronômico como constituintes de rochas e de solos: grupos dos
silicatos e grupo dos óxidos e hidróxidos.
Os principais minerais constituintes de rochas e, portanto, significativos
como material de origem de solos, pertencem ao grupo dos silicatos, Rochas
comuns, extremamente abundantes e disseminadas, como granitos, diabásios,
basaltos, arenitos, quartzitos, gnaisses e outras são quase inteiramente
constituídos de silicatos, conforme se verifica nos exemplos (Figura 15) de
composições mineralógicas, em que os minerais do grupo dos silicatos estão
assinalados com (*).
Figura 15 - Esquema de tetraedros (SiO4)
Visando ao conhecimento de solo, é essencial uma atenção às classes dos
silicatos, como já foi dito, e dos óxidos e hidróxidos de ferro e de alumínio,
estando estes associados aos silicatos e também se apresentam comumente em
áreas significativas do território brasileiro.
Exercícios
1. Defina com suas palavras a Capacidade de Troca Catiônica (CTC). Em
que medida ela é expressa?
2. Citar (apenas citar) os seis sistemas cristalinos.
3. O que você entende por substituição iônica? Quais os fatores que
condicionam substituição iônica?
-4
O-2
Si+4
27
CAPÍTULO 3 - GRUPO DOS ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS
3.1. Generalidades
Os óxidos e hidróxidos constituem uma extensa classe de minerais em que
os cátions de um ou mais metais estão combinados com O2- ou OH-, sendo que
um dos cátions pode ser H+.
A maior parte dos óxidos e hidróxidos está localizada na parte superior da
litosfera, em contato com a atmosfera e, portanto, com oxigênio livre. Decorre daí
sua importância, porque é precisamente este o cenário em que se formam os
solos.
Os óxidos e hidróxidos são classificados de acordo com o número de íons
O2- ou agrupamentos OH- e quanto ao(s) cátion(s) acompanhante(s).
Sendo A e B cátions, a classificação dos principais óxidos e hidróxidos é
apresentada na Tabela 6 assinalando-se com maiúsculas os de maior interesse
para solos.
Tabela 6. Classificação dos óxidos e hidróxidos
ÓXIDOS EXEMPLOS
1 - Tipo A2O H2O gelo Cu2O cuprita
2 - Tipo AO ZnO zincita CuO tenorita MgO periclasita SnO2 cassiterita
3 - Tipo AO2 TiO2 rutilo MnO2 manganita UO2 uraninita ThO2 thorianita
4 - Tipo A2O3
Al2O3 coríndon Fe2O3 HEMATITA
5 - Tipo ABO3
CaTiO3 perowskita FeTiO3 ILMENITA
6 - Tipo ABO2 HAIO2 diásporo H FeO2 GOETITA
7 - Tipo AOOH AIOOH boemita FeOOH LEPIDOCROCITA
8 - Tipo AB2O4 MgAI2O4 espinélio FeCr2O4 cromita BeAI2O4 crisoberilo FeFe2O4 MAGNETITA
HIDRÓXIDOS
A (OH)n Mg(OH)2 BRUCITA AI(OH)3 GIBBSITA
28
A maioria dos óxidos de Al, Fe, Mn é uma parte dos Si e Ti, são
NEOFORMAÇÕES TÍPICAS DA PEDOGÊNESE. Sua extensão de formação
depende das condições de intemperismo - Iixiviação:
- Dessilicatização lenta = predomina formação de argilominerais
acompanhada de óxidos;
- Dessilicatização rápida = concentram-se principalmente os óxidos de AI e
Fe.
Estes minerais ocorrem na forma de cristais muito pequenos, unidos em
microagregados ou depositados na superfície de outros minerais, e assim
disseminados no solo; ou em acumulações localizadas (mosqueados, nódulos,
concreções, ferricretes, lateritas, placas, etc.) o que se destacam no solo ou na
paisagem.
PROPRIEDADES DOS ÓXIDOS
O desenvolvimento de carga variável nos óxidos origina-se de grupos OH
periféricos. As cargas desenvolvem nas superfícies hidroxiladas por dissociação
adsorção de prótons.
O pH no qual, em ausência de adsorção específica, a superfície não tem a
carga é denominado ponto isoelétrico (PIE);
pH onde carga superficial líquida é zero - PCZ;
pH do PCZ do quartzo < 2; anatásio 6-7
A matéria orgânica, óxido Si, fosfato e argila minerais diminuem PCZ dos
óxidos;
A. Quando o pH é mais ácido que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (+),
atraindo ânions (Si e P).
B. Quando o pH é mais alcalino que o PCZ, a superfície do óxido gera carga (-),
atraindo cátions.
3.2. Óxidos e Hidróxidos de Ferro
Ferro é um dos principais constituintes da litosfera (5,1%). Nas rochas
magmáticas e metamórficas ocorrem, principalmente nos silicatos ferro-
29
magnesianos, na forma Fe2+. Nos solos, o teor médio de ferro é da ordem de 4%,
podendo chegar até 35% em solos derivados de basaltos e diabásios.
As duas formas de oxidação do Fe (Fe2- e Fe3-) e as condições ambientais
influem na formação, transformação e características dos diferentes minerais de
ferro.
PRINCIPAIS ÓXIDOS DE FERRO SISTEMA CRISTALINO
Goethita Ortorrômbico
Lepidocrocita Ortorrômbico
Ferridrita Hexagonal
Hematita Hexagonal
Maghemita Cúbico
Magnetita Cúbico
=> Goethita (α-FeOOH) - isoestrutural do diásporo α-AIOOH, ortorrômbico.
Planos de átomos de oxigênio em empacotamento hexagonal denso. Os Fe3+
ocupam posições octaedrais. Ocorre em quase todos os tipos de solos e de
regiões climáticas. Pode ocorrer associada à hematita.
=> Lepidocrocita (γ-FeOOH) - é um polimorfo da goethita e isoestrutural
com a boehmita y-AIOOH, consistindo em uma modificação cúbica do FeOOH,
ortorrômbico. Os átomos Fe+3 ocupam posições octaedrais e arranjados em fitas
duplas de octaedros como na goethita. A lepidocrocita é menos freqüente nos
solos do que a goethita e hematita. As condições hidromórficas, nas quais a falta
de oxigênio favorece a formação e precipitação de formas de ferro bivalente, são
aquelas onde sua presença é mais marcante.
=> Ferrihidrita (Fe2O3-9H2O) - óxido de Fe3+ com elevado grau de
desordem estrutural, hexagonal. É uma hematita semelhante à ferrugem, rico em
água adsorvida e muitas vezes associado à matéria orgânica. Sua ocorrência em
canais de drenagem ou junto a fontes de água é muito freqüente.
=> Hematita (α Fe2O3) - é isoestrutural do corindon α-Al2O3. O Fe3+ ocupa
2/3 das posições octaedrais, hexagonal. Cada Fe3+ é rodeado por 6 oxigênios
sendo que cada oxigênio é compartilhado por 4 íons Fe3+. É um mineral
característico de climas quentes e úmidos, estando ausente em solos de clima
30
temperado. Sua capacidade de pigmentação (cor vermelha) é maior que a
goethita, cujo efeito mascara, particularmente nas formas finamente dispersas.
=> Maghemita (γ Fe2O3) - quimicamente igual à hematita e estrutura
similar a magnetita, cúbica. Sua origem está associada, em ambientes mal
drenados, à presença de hidróxidos de Fe2+ e Fe3+ que, por oxidação e
desidratação, dariam origem a maghemita, tendo magnetita como mineral
intermediário. É um mineral especialmente comum em solos altamente
intemperizados de climas tropicais, embora ocorra também em regiões
temperadas.
=> Magnetita (Fe3O4) - litogênica de rochas ígneas, metamórficas e
sedimentares. Pode ser formada na solução durante oxidação do Fe2+, cúbica.
Pode estar - o areia dos solos. É óxido Ferroso - Férrico, mas vários elementos
(Co, Zn, Cu, Mn e Cr) podem substituir o Fe (1%) na estrutura. Sua presença é
facilmente detectada por imã, devido ao seu caráter fortemente magnético.
Um resumo das principais propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência
comum nos solos é apresentado na tabela 7.
Tabela 7 – propriedades dos óxidos de ferro de ocorrência comum nos solos
Propriedade Nome do mineral
Hematita Maghematita Magnetita Goethita Lepidocrocita Ferrihidróxido
Fórmula α = Fe2O3 y = Fe2O3 FeFe2O4 α FeO2 y - FeOOH Fe5HOs 4H2O Fe5 (O4. H3)
Sistema cristalino
Hexagonal Isométrico ou
Isométrico Ortorrõmbico Ortorrõmbico Hexagonal Tetranonal
Dimensão da cela
a = 5,04 c = 13,77
a=8,34 a=8,39 a=4,65 a=3,88
a=5,08 b=9,49
b=10,02 b=12,54 c=3,04 c=3,07
Densidade 5,26 4,87 5,18 4,37 4,09 3,96
∆AGº kcal/mol
-177,7 163,6 -243,1 -117,0 -114,0 -166,5
Cor (Munsell)
Vermelho Bruno Preto
Bruno Vermelho
Bruno escuro Avermelhado Avermelhado Avermelhado
Forma dos cristais
(comum)
Hexagonal Cubos Cubos Acicular
Folhas Alongadas
Esférico chato
Os óxidos de ferro são responsáveis, junto com a matéria orgânica pela cor
do solo, participam de uma série de reações químicas importantes relacionadas à
fertilidade do solo.
31
3.3. Óxidos e Hidróxidos de Alumínio
Alumínio é um dos mais abundantes elementos da litosfera (8,1%) e dos
solos (média de 7%). Constitui, com oxigênio e silício, 82,5% da crosta (93% em
volume), formando o arcabouço dos silicatos, o mais importante grupo de
minerais.
Os principais óxidos e hidróxidos de alumínio estão agrupados na tabela 8.
Tabela 8 - Principais óxidos e hidróxidos de alumínio
NOME FÓRMULA
Diásporo α - AIOOH Boehmita у - AIOOH Bayerita α - AI (OH)3 Gibbsita у - AI (OH)3 Nordstrandita AI (OH)3 Coríndon α - AI2O3
Os mais comuns em solos brasileiros são Gibbsita e Boehmita.
Gibbsita, Bayerita e Norstrandita são constituídos pela mesma estrutura
fundamental: dois planos de íons OH em empacotamento hexagonal denso C/AI3+
entre e eles.
32
O óxido de alumínio (coríndon - A203) é isoestrutural com a hematita; é um
mineral primário formado em altas temperaturas (> 450°C) achado em rochas
ígneas e metamórficas e é pouco comum em solos.
Gibbsita é a mais comum das modificações polimórficas de AI(OH)3. É um
mineral comum em muitos solos, e também, em depósitos bauxíticos.
Experimentos de síntese mostram que em temperatura ambiente a
Gibbsita forma-se em soluções ácidas (pH < 6), onde a hidrólise é mais lenta.
O diásporo é encontrado em bauxitas lateríticas, e em condições de
síntese em condições ambiente.
3.3.1. Propriedades Químicas e Físicas
Óxidos de AI possuem baixa CTC e alta capacidade de adsorção P e Si,
sulfato de nitrato.
Alta capacidade de agregação, até maior que óxidos de Fe, com aumento
dos teores de óxidos de Fe e Al nos latossolos, a estrutura revela-se maior e mais
arredondada (microestrutura granular); aumento da taxa de infiltração de água e
porosidade, e diminuição nos valores de densidade do solo.
33
CAPíTULO 4 - GRUPO DOS SILlCATOS
4.1. Generalidades
Os minerais podem ser divididos e agrupados de diversas formas, sendo
uma das mais empregadas, didaticamente, aquela que o faz em dois grandes
grupos: os minerais silicatados e os não-silicatados. Os minerais silicatados,
como seu próprio nome diz, são aqueles em cuja estrutura é fundamental o
elemento silício, que está presente em 93% dos minerais que constituem as
rochas da ta terrestre. Os minerais não silicatados não têm o silício como seu
constituinte, representam aproximadamente, 7% dos minerais da crosta terrestre,
uma presença bastante reduzida. Pode-se concluir, dessa maneira, a relevância
do grupo dos silicatos na constituição das rochas.
A interpretação dos silicatos ficou definitivamente elucidada através do
conhecimento da sua estrutura. O principal fator influente na composição da
estrutura é o raio iônico dos elementos que constituem essa estrutura, isto é, a
relação dos raios iônicos (raio do cátion/raio do ânion) é que determina a
configuração dos diferentes poliedros de coordenação (tetraedros, triângulo,
octaedros, cubo, etc). Essa configuração é fundamentada no número de
coordenação (2, 4, 6, 8, etc.), que é definido pelo número de ânions que
circundam o cátion central. Os ânions, com raio maior distribuem-se em torno do
cátion, sendo que certo cátion se combinará com certo arranjo de ânions se o seu
raio iônico não for superior ao espaço livre deixado por eles. Sendo RSi = 0,42 e
RO =1,40, tem-se RSi / RO = 0,30, e indica que o número de coordenação do
silício em relação é 4, ou seja, o silício está igualmente ligado à quatro oxigênios,
em coordenação tetraédrica. Esse tetraedro pode ser considerado a peça
fundamental das estruturas dos silicatos (Figura 17).
34
Figura 17 - Um tetraedro isolado
Através de cargas livres, o oxigênio pode estabelecer ligações com outros
cátions, inclusive o próprio silício, de outro tetraedro, resultando na formação de
grupos de tetraedros (SiO4)4-, que compartilham entre si um ânion O2-. Este
compartilhamento pode ocorrer com até os quatro oxigênios de um tetraedro
(Figura 18).
Figura 18 - Dois tetraedros compartilhando um oxigênio
O termo polimerização é empregado para indicar essa capacidade de
compartilhar oxigênios, que os tetraedros (SiO4)4- apresentam.
Nesse tetraedro fundamental pode ocorrer a substituição do silício pelo
alumínio, o que é chamado de substituição isomórfica, que é a substituição de um
íon por outro na estrutura do mineral. É um fenômeno que ocorre na natureza,
porque esses íons ocupam as mesmas posições e não há, portanto, modificação
na estrutura. Esse fenômeno é controlado peio raio iônico dos elementos
envolvidos e pela neutralidade elétrica que deve ser mantida. Na ocorrência da
6-
35
substituição Si pelo AI haverá necessidade da presença de íons metálicos
adicionais para manter a neutralidade elétrica do sistema.
4.2. Classificação
A polimerização resulta em cadeias estruturais com diferentes tipos de
grupamento. A classificação dos silicatos baseia-se no tipo de cadeia e, portanto,
no grau de polimerização. Essa classificação é a seguinte:
a) Estrutura com tetraedros independentes
a.1.) Nesossilicato:
Na estrutura dos minerais pertencentes a esse grupo, os tetraedros
ocorrem isolados, sem nenhum contato direto uns com os outros. As ligações
tetraedro/tetraedro se fazem através de metais, fazendo com que os tetraedros
pareçam estar ilhados entre metais. O radical ou a fórmula básica característica
do grupo é o (SiO4)4- (Figura 19).
Figura 19. Estrutura dos nesossilicatos.
b) Estruturas com grupos finitos de tetraedros
b.1.) Sorossilicato:
Nesse grupo, os minerais têm as unidades tetraédricas ligadas aos pares
entre si. Esses pares se ligam a outros através de metais. Cada tetraedro
compartilha um oxigênio com outro tetraedro, mostrando grupamentos (Si2O7)6-
(Figura 20).
36
Figura 20. Estrutura dos sorossilicatos
b.2.) Ciclossilicato:
Nesse grupo, os minerais têm suas unidades tetraédricas arranjadas em
forma de anéis ou cadeias fechadas, sendo que cada tetraedro compartilha dois
oxigênios com os tetraedros vizinhos (dois oxigênios comuns aos tetraedros
adjacentes). Os anéis ou cadeias fechadas podem ser formados por 3, 4 ou 6
unidades tetraédricas, geralmente. Os anéis que constituem as cadeias podem
ser:
b.2.1.) Triangulares: grupamentos (Si3O9)6- (Figura 21).
Exemplo: Benitoita Ba TiSi3O9
Figura 21. Estrutura dos ciclossilicatos com anéis triangulares.
b.2.2) Quadrado: grupamentos (Si4O12)8- (Figura 22)
Exemplo: Axinita (Mg,Mn,Fe)3 Al2 BO3 Si4O12 OH
Figura 22 - Estrutura dos ciclossilicatos com anéis quadrados
37
b.2.3.)Hexagonais: grupamentos (Si6O18)12- (Figura 23)
Exemplo: berilo – Al2Be3Si6O18
Figura 23 - Estrutura dos ciclossilicatos com anéis hexagonais
c) Estruturas com grupos infinitos de tetraedros
c.1) Inossilicatos:
Estrutura em fios, com grupos de cadeias abertas que podem ser de
dois tipos.
c.1.1.) Cadeia simples: dois oxigênios de cada tetraedro são
compartilhados, cosntituindo uma corrente simples; grupamento (SiO3)2- (Figura
24).
Exemplo: diopsidio - CaMg (SiO3)2
Figura 24 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia simples
38
c.1.2.) Cadeia Dupla: os tetraedros compartilham, alternadamente, 2 e 3
oxigênios, formando grupamentos (Si4O11)6- (Figura 25).
Todos os minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura.
Exemplo: Tremolita - Ca2Mg5 (OH)2 (Si4O11)2
Figura 25 - Estrutura dos inossilicatos de cadeia dupla
c.2.) Filossilicato:
Na estrutura desses minerais, os tetraedros formam verdadeiras lâminas,
com a característica de que cada tetraedro compartilhe 3 oxigênios com os
tetraedros vizinhos, formando grupamentos (Si2O5)2- (Figura 26).
Exemplo: caulinita - AI2(OH)4 Si2O5
Os minerais desse grupo sofrem c1ivagem em folhas finas.
39
Figura 26 - Estrutura dos Filossilicatos
c.3.) Tectossilicato:
Nesses minerais, a estrutura se caracteriza por algo semelhante a um
engradamento de tetraedros. Os quatros oxigênios de um tetraedro são
compartilhados pelos tetraedros adjacentes, formando um verdadeiro retículo
tridimensional, formando grupamentos (SiO2)0
Figura 27. Estrutura dos tectossilicatos.
40
A ocorrência de substituições iônicas de Si4+ por Al3+ gera cargas
negativas, que permitem a entrada de outros cátions (Figura 27).
Exemplo: Ortoclásio KAlSi3O8
EXEMPLOS E IMPORTÂNCIA
Serão relacionados alguns minerais de importância sob vários pontos de
vista: minerais de importância no estudo dos solos, tanto sob o ponto de vista da
gênese quanto do seu emprego como fertilizantes e corretivos; minerais
importantes industrialmente e até mesmo os que servem caracterizar alguns
grupos de minerais silicatados.
4.2.1. NESOSSILICATOS
São constituídos por unidades isoladas, isto é, os íons de oxigênio não se
ligam a nenhum outro silício; toda a carga da unidade é balanceada por cátions
independentes.
Os principais minerais são:
OLIVINA - (Mg, Fe)2 SiO4
É um dos representantes típicos dos minerais máficos ou
ferromagnesianos. É componente de algumas rochas básicas e ultrabásicas de
importância na formação dos solos. E um mineral de fácil decomposição pelo
intemperismo, liberando elementos nutrientes para o solo.
41
ZIRCONITA - ZrSiO4
Importante minério de zircônio é mineral de rochas magmáticas ricas em sílica.
Devido a sua alta resistência à decomposição, sua ocorrência na fração areia dos
solos é extremamente comum.
EUSTAUROLlTA - FeAI4O2 (OH)2 (SiO4)2
Mineral de rochas metamórficas é também de ocorrência comum na fração areia
dos solos.
Outros exemplos: granada, (Ca, Mg, Fe2+, Mn)3(AI, Fe3+)2(SiO4)3, topázio,
Al2(F, OH)2SiO4, cianita, silimanita e andaluzita, formas polimórficas de
composição AI(AIO)SiO4.
4.2.2. SOROSSILICATO
As estruturas mostram grupos independentes de dois tetraedros ligados
por um oxigênio comum. O grupamento é (Si2O7)6-. São poucos os minerais
pertencentes a este grupo, merecendo menção apenas a hemimorfita (ou
calamina), Zn4(OH)2Si2O7, importante minério de zinco.
Figura 29. Dois tetraedros ligados por um oxigênio comum.
4.2.3. CICLOSSILlCATOS
Nesse caso, três, quatro ou seis tetraedros se ligam através de oxigênios
para formar anéis triangulares, quadrados ou hexagonais. Restam, portanto, em
cada grupo (SiO4)4- apenas duas cargas elétricas, que são neutralizadas por
cátions independentes. Os ciclossilicatos de maior importância possuem
grupamento (Si6O18)12- e o mineral mais importante é a turmalina, (Na, Ca) (AI, Fe,
Li, Mg)3Al6(BO3)3(OH)4 Si6O18. É freqüente em rochas metamórficas que contém
42
boro, e bastante resistente ao intemperismo, sendo por isso comum em
sedimentos detríticos ou na fração areia dos solos. É, também, uma fonte natural
de boro, nutriente essencial às plantas e de grande importância para algumas
culturas.
4.2.4. INOSSILlCATO
Os tetraedros fundamentais ligam-se, através de oxigênios comuns, dando
formação a longas cadeias. Distinguem-se dois casos:
a) Cadeia simples
Possuem grupos (SiO4)4- ligados através de oxigênios comuns. Todos os
minerais do grupo dos piroxênios possuem esse tipo de estrutura (Figura 30).
Figura 30. Cadeia simples de tetraedros ligados
GRUPO DOS PIROXÊNIOS
Enstatita Mg2(SiO3)2
Hiperstenita (Fe, Mg)2 (SiO3)2
Diopsídio CaMg (SiO3)2
Hedenbergita Ca Fe(SiO3)2
Espodumênio LiAl(SiO3)2
Augita (Ca,Na) (Mg, Fe2+, Fe3+, Al) (Si,Al)2O6
A augita é o piroxênio de maior ocorrência, pelo fato de ser mineral
constituinte essencial de rochas de grande importância, como basaltos e
diabásios, aonde chegam a constituir até 40% da rocha
43
b Cadeia dupla
A estrutura básica desses silicatos pode ser interpretada como resultado
da associação de duas cadeias simples, unidas através de pontes de oxigênio.
Desse tipo mais complexo de cadeia resulta o radical (Si4O11)6-. Todos os
minerais do grupo dos anfibólios possuem esse tipo de estrutura.
Figura 31. Cadeia dupla de tetraedros ligados
GRUPO DOS ANFIBÓLlOS
Antofilita (Mg, Fe)7 (Si4O11)2 (OH,F)2
Tremolita Ca2Mg5 (Si4O11)2 (OH)2
Actinolita (Ca, Na)2 (Mg, Fe)5 (Si,AI)8 O22
Glaucofânio Na2 (Mg, Fe)3 AI2 (Si2O6)
Hornblenda Ca2 Na (Mg, Fe)4 (AI, Fe,Ti) AISi8 AIO22 (OH,O)2
O anfibólio de maior importância é a hornblenda, mineral comum em
rochas magmáticas e metamórficas de grande ocorrência.
Os anfibólios e os piroxênios podem ser enquadrados no grupo dos
minerais de fácil intemperização e são ricos em elementos essenciais às plantas,
principalmente Ca e Mg, que aparecem na sua composição. De modo geral, são
classificados como minerais máficos e estão presentes em rochas ígneas básicas,
que são importantes na formação de solos utilizados com maior intensidade na
agricultura.
Por terem íons metálicos ligando suas cadeias longitudinais, eles sofrem
clivagem relativamente fácil no sentido de cadeia e são, muitas vezes, fibrosos. A
actinolita e a tremolita são utilizados industrialmente como tecidos à prova de
44
fogo, telhas para construção, isoladores de calor e eletricidade, etc. O nome
vulgar (mais conhecido) da tremolita é amianto.
4.2.5. FILOSSILlCATO
O nome filossilicato (do grego phyllon = folha) indica o tipo de estrutura que
os minerais desse grupo apresentam, ou seja, estrutura em folhas superpostas.
As folhas fundamentais, presentes em todos os filossilicatos, é a folha de
siloxana, constituída de tetraedros (SiO4)4-, onde cada tetraedro reparte com os
tetraedros vizinhos, três de seus oxigênios, deixando um oxigênio apical, com
uma valência livre (estrutura em folhas onde cada tetraedro compartilha 3
oxigênios, dando grupamentos (Si2O5)2- (Figura 26). Como os oxigênios apicais
estão voltados para um mesmo lado, a camada de tetraedros está disposta em
forma de uma lâmina ou folha, com todos os tetraedros em um mesmo plano
(Figura 33).
45
A folha de siloxana não é eletricamente neutra, não constituindo, por si só,
mineral. Liga-se a dois outros tipos de folhas, que são:
a) Folha de brucita: é constituída de Mg2+ e (OH)- ligados em
coordenação 6, de modo que o magnésio ocupa o centro de um octaedro, nos
vértices dos ais encontram-se as hidroxilas (Figura 34). Estas folhas em que Mg2+
ocupa o centro dos octaedros formam a estrutura Mg3(OH)6 da brucita e, ainda,
dessa ocupação da Mg no centro de todos os octaedros originará folhas
trioctaédricas, pelo fato de ter cada (OH)- ligado a Mg2+ de 3 octaedros (Figura
35).
Figura 34 - Folha de brucita e gibbsita mostrando distribuição de octaedros
Figura 35 - Estruturas de folha trioctaédrica de brucita
46
b) Folha de gibbsita: semelhante à folha de brucita, da qual se diferencia
por ter Al3+ no lugar de Mg2+. Como o AI3+, possui valência maior, apenas 2/3 das
posições octaédricas são ocupadas pelo cátion, resultando na existência de 1/3
de octaedros vazios, isto é, sem Al3+ na posição central (Figura 36). Quando o
Al3+ ocupa o centro dos octaedros formam a estrutura AI2(OH)6 da gibbsita. É
também chamada folha dioctaédrica, por ter cada (OH)- ligado a Al3+ de 2
octaedros.
Das combinações de folhas de siloxana com folhas de brucita ou de
gibbsita resultam as estruturas dos minerais desse grupo.
Talco - Mg3 (OH)2 Si4O10
Na agricultura, pode ser usado como veículo para inseticidas, dentre os
quais o DDT, o BHC, etc.
Industrialmente é utilizado na indústria têxtil, na fabricação de giz, etc.
I) Grupos das Micas
A substituição de cerca de ¼ dos silícios, através de substituição iônica,
provoca o aparecimento de carga suficiente para admitir a presença de cátions
monovalentes de tamanho grande e que vão se alojar entre as camadas. O cátion
de ocorrência mais comum é o K+, seguido pelo Na+ e as estruturas podem ser
assim deduzidas:
47
Si2O5 + Al2(OH)6 + AISiO5 + K+ - 4(OH)- → KAI2 (OH)2 AISi3O10 (muscovita)
Si2O5 + Mg3(OH)6 + AISiO5 + K+ - 4(OH)- → KMg3 (OH)2 AISi3O10 (flogopita)
Si2O5 + Al2(OH)6 + AISiO5 + Na+ - 4(OH)- → NaAI2 (OH)2 AISi3O10 (paragonita).
Os cátions K+ e Na+ prendem mais fortemente que as ligações de Van der
Walls. Conseqüentemente, a estrutura torna-se mais rígida, desaparece o
deslizamento das camadas perdendo a untuosidade, fazendo com que aumente a
dureza do mineral.
Existem as micas quebradiças, sendo as representantes principais a
margarita (Ca2Al4 (AI4Si4O20)(OH)4) e xantofilita (CaMg3 (OH)2 AI2Si2O10).
As micas estão entre os minerais mais disseminados da natureza, estão
presentes em, praticamente, todos os grupos de rochas mais importantes.
Muscovita - KAI2 (AISi3O10) (OH)2
É a mica mais comum, a mais empregada comercialmente e é chamada
mica branca ou malacacheta. Quando presente na rocha de origem é comum a
sua presença na fração areia do solo formado, devido a sua grande dificuldade de
decomposição pelo intemperismo.
Biotita - K(Mg, Fe)3 (OH), F)2 Si3AIO10
É chamada de mica preta ou mica ferromagnesiana. Apresenta grande
importância na formação dos solos, pois, devido à presença de Fe, facilmente
oxidável na sua estrutura, ela se decompõe facilmente, liberando seus
constituintes. Assim, os solos que se originam de rochas ricas em biotita,
raramente são deficientes em potássio.
Pode ser utilizada industrialmente na fabricação de lubrificantes.
Flogopita - KMg3 (OH, F)2 SiAIO10
É chamada de mica magnesiana e sob ação do intemperismo dá origem a
vermiculita.
48
I.i) Minerais de Argila
O termo argila é empregado em dois sentidos:
- granulometricamente: fração mais fina dos sedimentos (diâmetro inferior a 2 µ);
- mineralogicamente: grupo de minerais que são silicatos hidratados de alumínio.
São minerais secundários, resultantes de decomposição de outros silicatos
principalmente feldspatos e feldspatóides.
Apresentam hábito terroso, cor branca, mas usualmente coloridas por
impurezas, principalmente, óxidos de ferro, que são infusíveis e insolúveis.
Como todos os filossilicatos, os argilominerais apresentam estruturas
semelhantes, laminares, constituídas por associações de camadas tetraédricas de
silício com camadas octaédricas de alumínio ou magnésio.
Esses minerais são da mais alta importância no estudo da Pedologia por
serem componentes da fração argilas, que afeta todo comportamento
físicoquímico do solo. Embora na fração argila dos solos estejam presentes todos
os minerais que possuem dimensão inferior a 0,002 mm de diâmetro, o número
daqueles que são chamados minerais argilosos ou argilominerais se restringe
apenas aos minerais silicatados como caulinita, montmorilonita, etc.
Segue-se uma classificação dos principais argilominerais.
I.i.1.) Grupo das Caulinitas
Os minerais deste grupo têm estrutura 1:1, cada camada constituída de
uma folha de siloxona ligada a uma de gibbsita (Figura 37).
A estrutura é rígida e o espaçamento entre as camadas (7,2 Å) é
suficientemente pequeno para impedir a entrada de água, que fica apenas
adsorvida à superfície externa das partículas.
Pertencem a este grupo os seguintes argilominerais:
49
Figura 37 - Estruturas da caulinita.
- Caulinita: principal representante do grupo e de ocorrência geral nos
solos brasileiros. Al2Si2O5(OH)4
- Dickita: mesma composição química da caulinita, apenas com diferenças
estruturais. Pode apresentar tamanho de partícula acima do limite da fração
argila.
- Nacrita: mesma composição química das anteriores, das quais difere as
estruturalmente.
- Anauxita: apresenta maior teor de sílica, que ocorre como camadas
extras de SiO2, entre as camadas 1:1, do mineral.
- Haloisita: mesma composição química da caulinita, apenas com
diferenças estruturais; Al2Si2O5(OH)4 2H2O (mais hidratada)
I.i.1.) Grupo das Esmectitas
Os minerais deste grupo possuem estrutura 2:1, onde 2 folhas de
siloxana intercaladas por 1 folha de gibbsita (esmectitas dioctaédricas)
ou 1 folha de brucita (esmectitas trioctaédricas). (Figura 38).
7.2 Å
50
Esses argilominerais apresentam propriedade de expansão quando úmidos
e de contração quando secos, provocando movimentação do solo, facilmente
observável em solos ricos desses minerais.
Apresentam como característica importante, grande quantidade de
substituições iônicas, tanto nas folhas de siloxana como nas folhas octaédricas.
Os principais minerais do grupo são:
- Montmorilonita: é o principal representante do grupo. A substituição de
Al3+ por Mg2+ permite distinguir as montmorilonitas dioctaédricas, onde predomina
o Al3+, das montmorilonitas trioctaédricas, cuja predominância é de Mg2+. Possui
partículas de menor tamanho, o que Ihe dá uma grande superfície de adsorção.
Figura 38 - Estruturas de montmorilonita
51
- Beidilita: é o argilomineral mais aluminoso do grupo, em conseqüência a
grande quantidade de Si4+ substituído por AI3+. Sua capacidade de expansão é
menor que das demais esmectitas.
- Nontronita: ocorre substituição parcial de Al3+ por Fe3+ nas folhas
octaédricas. De acordo com a extensão dessa substituição, pode-se distinguir as
nontronitas comuns das aluminosas.
- Saponita: é a representante magnesiana do grupo, contendo folhas de
brucita em lugar das de gibbsita.
- Sauconita: contém Zn2+ substituindo Mg2+, em quantidades variáveis, nas
folhas octaédricas.
- Hectorita: contém Li+ substituindo Mg2+. Pode conter, também, F-
substituindo o (OH)-
I.i.3) Grupo das Hidromicas
Os minerais deste grupo situam-se estruturalmente entre as micas e as
esmectitas. A substituição do Si4+ por Al3+ nas folhas de siloxana é menor que nas
micas, acarretando a entrada de menor quantidade de K+ entre as camadas.
A estrutura é do tipo 2:1, com camada intermediária de K+, semelhante a
muscovita (Figura 38). A presença de K+ entre as camadas impede a entrada de
água nesses espaços tornando a estrutura não expansiva.
O único mineral de importância no grupo é a ilita, de ocorrência comum em
alguns solos, embora raramente seja o argilomineral predominante.
Figura 39 - Estrutura da ilita
52
I.i.4) Vermiculita
Apresenta estrutura 2:1, tendo as camadas separadas por lâminas
bimoleculares de água (Figura 40). A folha octaédrica é de brucita, ocorrendo
substituição de Mg2+ por Fe2+, em proporções variadas.
A vermiculita é incluída no grupo dos argilominerais quando ocorre em
solos, no tamanho de fração argila. Esta vermiculita é derivada de alteração
intempérica de outros filossilicatos, como micas e cloritas. Existe a
macrovermiculita, proveniente da alteração metassomática de minerais
ferromagnesianos, que ocorre em jazidas ao conceito de argilomineral.
É característica, nesse mineral, a expansão de sua estrutura, quando
aquecido a temperaturas entre 300 e 900°C.
Figura 40. Estrutura da vermiculita
I.i.5.) Clorita
Sua estrutura é semelhante à da vermiculita, contendo uma camada de
brucita entre as das 2:1, em lugar da camada de água que ocorre na vermiculita.
Essa estrutura é também considerada como 2:2 ou 2: 1: 1 (Figura 41).
Semelhante a vermiculita é considerada argilomineral quando ocorre em
solos e sedimentos, resultante de alteração intempérica. Quando resulta da
alteração metassomática, seu tamanho é maior que o dos argilominerais.
53
Figura 41 - Estrutura da clorita.
I.i.6.) Minerais Interestratificados
O termo, geralmente, se aplica a todos os minerais que apresentam num
único cristal, celas unitárias ou camadas de dois ou mais tipos. A
interestratificação mais comum em solos é a interação de camadas 2:1 com
camadas 2:1:1 (cloritas). Dessa maneira pode-se distinguir os intraestratificados
mica-clorita, vermiculita-clorita, montmorilonita-clorita ou ainda mica-
montmorilonita-clorita.
A ocorrência desses minerais em solos, principalmente em solos tropicais,
e bastante comum. As características desses minerais dependem sobremaneira
do tipo e da intensidade de interestratificação (Figura 42).
Figura 42 -Esquema da estrutura da vermiculita, clorita e o mineral interestratificada intermediário.
54
4.2.6. TECTOSSILlCATOS
Reúnem as espécies minerais mais abundantes na litosfera da qual
constituem cerca de 75%. Ocorrem em praticamente todas as rochas e em todos
os solos. São constituintes essenciais da fração areia dos sedimentos, aonde
chegam a constituir a sua quase totalidade. Representa o mais elevado grau de
polimerização. Os tetraedros (SiO4)4- ligam-se tridimensionalmente, onde cada
tetraedro tem seus íons oxigênio compartilhados com os adjacentes. Portanto, a
estrutura tem uma relação Si:O de 1:2 e conseqüentemente pertencem ao grupo
da sílica.
Os minerais desse grupo são classificados de acordo com a intensidade de
substituição de Si por AI e de acordo com o cátion existente para o equilíbrio do
excesso de carga negativa.
Desta forma distinguem-se o quartzo e seus polimorfos, os feldspatos,
feldspatóides e as zeólitas.
I) Quartzo e Formas Polimorfas
O quartzo (SiO2) é a variedade cristalina da sílica. A sílica pode cristalizar-
se em várias formas polimórficas (mesma substância química que existe sob duas
ou mais formas fisicamente distintas): quartzo, tridimita e cristobalita, incluindo
cada uma das modificações a de baixa temperatura e β de alta temperatura.
O quartzo é um dos minerais mais abundantes da crosta terrestre, sendo
constituinte principal de muitas rochas magmáticas, metamórficas e sedimentares.
Sua importância agrícola não se deve a sua qualidade como fornecedor de
nutriente ás plantas e sim como constituinte dos solos. A estrutura espacial do
quartzo pode ser vista na Figura 43.
55
Figura 43 - Estrutura espacial do quartzo 13 (SiO2).
O quartzo é muito resistente ao intemperismo ou alterações nas condições
normais dos solos. Devido a isso é encontrado principalmente nas frações mais
grosseiras dos solos (cascalho, areia e silte). Seus cristais individualmente são
prismáticos, sua dureza é elevada e sua densidade é de 2,65.
I.i.) Feldspatos
Os feldspatos são tectossilicatos que aparecem devido à substituição
isomórfica do Si pelo Al nos retículos dos tetraedros. Sendo assim, eles são, por
definição, aluminossilicatos que apresentam metais alcalinos ou alcalino terrosos
como Na, K e Ca, que aparecem para manter a neutralidade elétrica do sistema
após a substituição isomórfica. Nos feldspatos potássicos e sódicos,
aproximadamente 25 % do silício é substituído pelo alumínio; nos feldspatos
cálcicos, a substituição chega a 50% (Figura 44).
56
Figura 44. Esquema da estrutura de um feldspato
Quimicamente os feldspatos se dividem em três grupos: "feldspatos
potássios, feldspatos calcossódicos (plagioclásios) e feldspatos báricos que são
de ocorrência restrita nos solos (Tabela 9).
Tabela 9 - Classificação química dos feldspatos
POTÁSSICOS
Ortoclásio
Microclina KAISi3O8
FELDSPATOS CALCOSSÓDICOS
(PLAGIOCLÁSIOS)
Albita NaAISi3O8
Oligoclásio
Andesina
Labradorita
Bytownita
Anortita CaAI2Si2O8
BÁRICOS
Celsiana BaAI2Si2O8
Hialofana (K, Na, Ba)AI2Si2O8
Os feldspatos potássicos e os plagioclásios são muito comuns em rochas
magmáticas, sendo também freqüente em rochas sedimentares e metamórficas.
São fonte primária de K e Ca para plantas e organismos do solo, devendo-
se sempre considerar a sua presença ao avaliar a fertilidade natural dos solos.
57
I.i.i.) Feldspatóides
Os feldspatóides possuem teor de silício mais baixo que o dos feldspatos
30 a 40 % conseqüentemente a substituição de Si por AI é maior. Forma-se em
ambientes pobres em silício e ricos em íons alcalinos.
A nefelina é mais comum nesse grupo, caracterizada pela composição (Na,
K)AISiO4. Está associada normalmente às rochas alcalinas, sendo comum em
fonolitos, sienitos e alguns basaltos. A leucita (KAISi2O6) é um feldspatóide rico
em potássio. A sodalita (Na4(AISiO4)3CI) é rica em sódio e cloro. Geralmente, este
grupo é pouco estável e muito sujeito à alteração por intemperismo.
I.v.) Zeólitas
De ocorrência restrita nos solos, as zeólitas formam-se na fase hidrotermal
de resfriamento magmático, sendo comumente encontrada preenchendo fendas,
cavidades ou fissuras de rochas magmáticas básicas. Possuem grande
capacidade de adsorção de água e capacidade de troca catiônica (CTC). São
tectossilicatos de estrutura aberta e sua origem é, normalmente, secundária.
Ex. Natrolita - Na2AI2Si3O10 . 2H2O (Comum em cavidades de rochas basálticas).
Analcima - AISi2O6Na . H2O (comum em rochas ígneas intermediárias a básicas).
58
CAPÍTULO 5 - INTEMPERISMO
5.1. Considerações Gerais
Intemperismo é o processo geológico mais importante e próximo da vida do
homem. Todos os dias o homem necessita comer para viver, se o alimento que
ele ingere se cria ou no solo agrícola, ou nas águas de superfície da terra, ambos
dos quais, obtém seu conteúdo de nutrientes inorgânicos por meio do processo
de intemperismo. Por isto, a vida do homem e sua energia biológica são
possíveis, somente por causa do intemperismo das rochas e minerais.
Mas a energia biológica que o homem obtém do alimento criado sobre os
produtos do intemperismo é excessivamente pequena quando comparada a
outras energias, que ele também usa, e que devem sua origem ao intemperismo
como um estágio intermediário. Assim é o caso da produção de carvão, petróleo,
gás natural, minerais radioativos, etc.
Neste capítulo abordaremos um dos aspectos mais importantes
relacionados a mineralogia e formação dos solos.
Por intemperismo entende-se, segundo BESOAIN (1985), a alteração,
tanto em composição como em tamanho dos minerais e rochas da superfície
terrestre que se encontram em contato com agentes da atmosfera, hidrosfera e
biosfera.
MILOVSKI e KANONOV (1985) definem intemperismo acrescentando o
conceito de estabilidade: "O intemperismo é a soma de todos os processos, que
atuam na destruição mecânica e decomposição química de rochas e minerais,
que não são estáveis em condições superficiais."
Sempre que falamos em estabilidade ou instabilidade estamos nos
referindo, na realidade, com condições de equilíbrio ou não equilíbrio.
Tomando essas duas definições como ponto de partida e lançando mão da
idéia de equilíbrio poderíamos entender intemperismo da seguinte maneira:
- O intemperismo é resultante da interação de rochas, minerais, biosfera,
hidrosfera, etc. Cada um desses componentes será designado de fase: fase água,
fase mineral, fase ar, etc. O conjunto de todas as fases recebe o nome de
sistema.
59
- Quando existe desequilíbrio entre as fases do sistema, estas se
modificam através de reações que ocorrem entre elas. As reações ocorrem
seguindo certos procedimentos ou processos.
- O meio ambiente típico do intemperismo se localiza próximo à superfície,
apresenta temperatura e pressão baixa (próximo a 25° C e 1 atm). Conta com
presença de soluções aquosas e gases atmosféricos e, invariavelmente, está
associada à menor ou maior atividade biótica.
- As reações de intemperismo são termodinamicamente espontâneas
(catalisadas ou não), se processam num sistema aberto e necessariamente
envolvem perda de energia livre.
O estudo do intemperismo é sempre muito complexo, pois envolve grande
número de fases do sistema e exige um determinado tempo cronológico.
Para se avaliar resultados de pesquisas sobre intemperismo, deve-se
antes de tudo, considerar a metodologia utilizada e depois fazer afirmações
acerca deste. A análise à esmo e a não observância de procedência e limite de
validade levam à generalizações indevidas, errôneas e, perigosas, que são muito
comuns quando se fala em intemperismo.
A seguir serão apresentados dois trabalhos realizados em diferentes
épocas por diferentes autores sobre o intemperismo. O primeiro é o clássico
trabalho de Goldich, publicado em 1938.
5.1.1. Trabalho de Goldich (1938)
O autor define seu trabalho como uma tentativa de analisar as
modificações químicas e mineralógicas que ocorrem durante o intemperismo de
certas rochas de alguns locais diferentes que foram selecionados devido à
facilidade de acesso pelo autor ou pela disponibilidade de amostras.
GOLDICH analisou amostra de algumas rochas (granito-gnaisse, diabásio
e anfibólio) química e mineralogicamente e seus respectivos produtos de
alteração. Para a época, as análises foram muito completas e detalhadas e
lançando mão das mais avançadas técnicas. Através de artifícios matemáticos
simples e considerando o teor de AI2O3 constante durante o intemperismo,
GOLDICH determinou as mudanças químicas que ocorrem durante o
intemperismo (Figura 45 e Figura 46).
60
Figura 45 – Ganhos e perdas de um granito/gnaisse durante o intemperismo (compoição
mineralógica inicial: ortoclásio, microlina, quartzo, biotita e hornblenda). (Goldich,
1938)
Figura 46 - Ganhos e perdas de um diabásio durante o intemperismo (composição mineralógica
inicial: plagioclásio, augita, magnetita, biotita, apatita e homblenda). (Goldich, 1938).
61
Pelos gráficos percebe-s que durante o intemperismo há perda de certos
elementos e o ganho de outros. E geral, o número e a quantidade de elementos
perdidos, isto é, elementos que saíram das estruturas cristalinas dos minerais e
foram removidos do sistema é bastante elevada. As bases Ca, Mg, K, Na e Mn
são removidas em grande quantidade. Outros como o S e o P também
diminuíram no granito-gnaisse. Para o aumento acentuado de P205 (Figura 37)
não houve explicações. O Fe das rochas magmáticas se encontra principalmente
na forma Fe+2. Durante o intemperismo essa forma se oxida a Fe+3, explicando-
se dessa maneira o aumento de Fe2O3. A quantidade de água e CO2 também
aumentou durante o intemperismo de forma bastante acentuada. As perdas em
ordem decrescente para o granito-gnaisse foram: Na > Ca > Mg > K > P > Si > S >
Fe2+ > Mn.
No caso do diabásio, as perdas em ordem decrescente foram: Fe2+ > K >
Mn > Mg > Ca > Si > Na.
Observa-se que a ordem não é a mesma, mas que há tendências em
comum entre as duas rochas.
Fato semelhante observou-se em relação ao anfibolito.
Figura 47. Ganhos e perdas durante o intemperismo de algumas rocha básicas de GOLDICH (1938)
Além da composição química, Goldich estudou e quantificou
mineralogicamente as rochas e seus produtos de alteração (Tabela 10).
62
Tabela 10 - Composição mineralógica do granito-gnaisse e seu produto de alteração. Adaptada da
Tabela 6 de GOLDICH (1938).
Espécie Rocha Fresca Rocha Intemperizada Variação*
(%) (%) (%)
Quartzo 30 34 0
Feldspato - K 19 12 -34
Plagioclásio 40 1 -98
Biotita 7,0 0,9 -88
Hornblenda 1,0 0,02 -98
Óxidos de Fe 1,5 4,3 +155
Apatita 0,2 0,0 -100
Caulinita 0,0 44 -
* Variação % normalizada pelo quartzo
Considerando o teor de quartzo constante, percebe-se que todos os
minerais primários encontrados na rocha - feldspato-K, plagioclásio, biotita,
hornblenda e apatita - apresentaram apreciável diminuição, formando-se em seu
lugar minerais secundários, de tamanho muito pequeno (fração argila) como a
caulinita, que não existia no material original, e os óxidos de Fe.
Outra maneira de representar esses dados é através de diagramas de
variação (Figura 48).
63
Figura 48 - Diagrama de variação da alteração do granito-gnaisse (Goldich, 1938).
Baseado nesses dados, na literatura existente na época e em observações
e experiências profissionais, GOLDICH sugeriu uma série de estabilidade dos
minerais mais comuns formadores de rochas magmáticas (Figura 49).
Figura 49 - Série de estabilidade dos minerais em relação ao intemperismo (Goldich, 1938)
O autor tece os seguintes comentários com relação á série de estabilidade:
64
“ O arranjamento dos minerais nessa série de estabilidade é o mesmo da série de
cristalização magmática apresentada por BOWEN1. Essa série, no entanto, não
deve ser interpretada como uma série de reações. Não deve ser inferido que a
olivina se intemperiza a piroxênio, mas que, numa rocha magmática normal
contendo olivina e piroxênio, a taxa de decomposição da olivina deve ser maior
do que a do piroxênio. Analogicamente, permanecendo todas as condições
iguais, a e decomposição do gabro é maior do que a do granito.
A Série de Bowen* reflete a estabilidade dos minerais sob condições de
equilíbrio (composição, pressão e temperatura) de seu ambiente de formação.
Estas condições são drasticamente diferentes das condições da superfície, onde
ocorrem as reações de intemperismo. É por essa razão que os minerais se
intemperizam. Talvez a diferença entre as condições de equilíbrio na hora da
formação dos minerais e as existentes na superfície governe a seqüência de
estabilidade.
O princípio da série de estabilidade apresentada é uma generalização de
informações acumuladas.
A Série de Goldich é claramente empírica, no sentido de ter sido elaborada
a partir de dados experimentais, não existindo base o explicação científica acerca
dos princípios envolvidos.
Não é possível, a partir da série de Goldich, compreender porque o quartzo
é mais estável do que o plagioclásio - Ca ou a olivina, sabe-se apenas que tal
comportamento é esperado nas condições normais de intemperismo.
Ambos os autores referem-se à Série de Goldich como a série de
estabilidade dos minerais da fração areia e silte, talvez pelo fato desses minerais
serem normalmente encontrados na fração areia ou silte.
5.1.2. Trabalho de Chesworth (1973)
CHESWORTH (1973) utilizou como dados básicos para seu trabalho a
composição média do granito de uma certa região e a composição das águas
subterrâneas onde predomina esse granito.
1 BOWEN (1922) apresentou uma série de cristalização ou solidificação das rochas magmáticas, a
partir do magma no estado fluído, em ordem decrescente de temperatura. Essa série é a mesma
encontrada por Goldich. Na Série de Bowen a olivina se solidifica nas temperaturas mais elevadas e o quartzo nas temperaturas mais baixas
65
Foi assumido que as águas subterrâneas continham os componentes
provenientes do intemperismo das rochas e dos solos dessa região. Essa água
atuaria com um meio de mobilização ou remoção desses componentes do
sistema.
Tabela 11 - Média de análise parcial de granito e águas subterrâneas de regiões graníticas (% peso)
GRANITO ÁGUA MÉDIA SUBTERRÂNEAS NORMALIZADO*
SiO2 70,2 27,6 65,7 Al2O3 14,5 0,4 1,0 Fe(total) Fe2O3 2,6 0,6 1,4 MgO 1,1 9,2 21,0 CaO 1,1 24,3 65,1 Na2O 3,3 13,0 31,0 K2O 4,0 4,8 11,4
* Normalizado com relação ao Al2O3. os valores expressos são relativos a uma taxa de lixiviação do Al2O3 = 1,0
Um simples diagrama de subtração pode ser calculado, utilizando-se os
valores normalizados como indicadores do coeficiente angular das retas, para
demonstrar que vão permanecer após um período prolongado de intemperismo I
lixiviação são SiO2, Al2O3 e Fe2O3 (Figura 50).
Figura 50 - Perda de componentes de um granito em função do tempo.
66
O SiO2, apesar de apresentar uma taxa de perda muito elevada aparece
como produto final do intemperismo, devido a grande quantidade encontrada no
material de origem (granito).
Se a tendência do intemperismo é a perda total das bases (Ca, Mg, Na e
K) resultando um sistema composto unicamente por Si, AI e Fe - chamado pelo
autor de sistema residual de intemperismo - os minerais encontrados nesse
sistema vão poder apresentar apenas Si, AI e Fe como cátions. Os minerais mais
comuns que apresentam tal composição química seriam:
- quartzo (SiO2) e as variações opala e calcedônea;
- gibsita (AI (OH)3); - boemita (AI (OH));
- goethita (FeO (OH)); - hematita (Fe2O3)
- caulinita (Al4/Si4O10/(OH)) - haloisita (Al4Si4 (OH)8 O10 . 8H2O) e mais alguns
outros de menor ocorrência.
Anteriormente à perda de todas as bases, minerais diferentes dos que se
enquadram no sistema residual podem ser formados apesar de terem existência
apenas transitória (esse termo refere-se ao tempo geológico e não cronológico!).
O esquema que o autor apresenta é bem geral não podendo ser utilizado para
explicar casos específicos, mas a abordagem é interessante e possibilita um bom
entendimento do processo geral de intemperismo.
5.2. Mecanismos e Processos de Intemperismo
O intemperismo é dividido normalmente em intemperismo físico e químico.
No intemperismo físico a rocha original desintegra-se em material de
granulometria menor, sem que ocorram, contudo mudanças químicas ou
mineralógicas significativas. No intemperismo químico há, além das alterações
granulométricas, alterações químicas ou mineralógicas. Alguns consideram ainda
o intemperismo biológico, o qual atua pela ação de organismos vivos e de
produtor orgânicos sobre rochas e minerais. Como estas ações se dão através de
processos físicos e de reações químicas, muitos autores o incluem nos 2
primeiros.
Na natureza, o intemperismo físico e químico ocorrem associados e é
quase sempre difícil isolar o efeito de um ou de outro.
67
5.2.1. Intemperismo Físico
O mecanismo comum a todos os processos de intemperismo físico é o
surgimento de tensões internas nas rochas suficientemente fortes para fraturá-las.
Tais mecanismos visam reduzir o tamanho dos minerais, não interferindo na
composição química.
Os processos mais comuns do intemperismo físico são:
a) Alívio de pressão devido à erosão
Com a erosão do material depositado acima da rocha há um alívio de
pressão fazendo com que a rocha possa se expandir (Figura 51).
Esse tipo de expansão causa normalmente fraturamento em ângulos retos
e relação ao sentido do alívio de pressão, desenvolvendo em fendilhamento -
paralelo à superfície.
Figura 51 - Alívio de pressão e fraturamento de uma rocha
b) Expansão de água ou sais
A água ao se converter em gelo tem seu efeito expansivo ao redor de 10
%. O máximo de pressão em que a água não consegue mais se congelar é de
2.130 atm a -22°C e 678 atm a -10°C.
Quando a pressão for acima desses valores, há transformação da água em
gelo e conseqüentemente ocorre à expansão de 10 % (Figura 52).
Para que haja ruptura de fraturamento de rochas devido à esse
mecanismo, as temperaturas mais eficazes variam entre -15 e -22°C.
A eficiência do efeito do congelamento vai depender do ambiente, onde a
temperatura ambiente flutue nos 0°C.
68
O mesmo efeito ocorre quando há cristalização de sais a partir de soluções
supersaturadas em fendas ou outros espaços vazios da rocha.
Os sais normalmente apresentam um coeficiente de expansão térmico
maior do que o das rochas comuns. O fraturamento devido a maior expansão dos
sais é um processo importante de desintegração física em deserto, onde a
oscilação térmica é acentuada.
Figura 52 - Fendilhamento provocado pelo gelo
c) Variações Térmicas
Cada mineral possui um coeficiente de dilatação térmica diferente. Tome-
mos como exemplo o quartzo e o feldspato que sob mesma temperatura tem
diferença no aumento de volume. Em grandes amplitudes térmicas muito
repetitivas, pode ocorrer devido às dilatações diferenciadas, um enfraquecimento
dos pontos de união na periferia dos cristais isolados. Com isso, haverá o
desprendimento desses cristais.
Tal mecanismo atua na parte mais externa das rochas, principalmente em
partes angulosas, levando a um arredondamento das mesmas.
Um exemplo desse tipo de ação do intemperismo seriam os matacões de
esfoliações da era Pré-Cambriana no Estado de São Paulo, que são grandes
rochas graníticas arredondadas de ocorrência comum (Figura 53).
Em locais, onde a queima de vegetação é constante, a ação do fogo pode
acelerar sobremaneira a esfoliação das rochas.
69
Figura 53 - Formação de um matacão de esfoliação.
d) Ação mecânica das raízes e outros organismos vivos
As ações de expansão radicular dentro de fendas ou poros da rocha
podem levá-las a um acentuado fraturamento. Em muitos solos rasos é notável o
desenvolvimento de raízes em camadas mais profundas onde praticamente só
encontramos rochas. A ação presente de formigas térmitas (cupins) e outros
seres vivos maiores pode, em alguns casos, também exercer certa ação
mecânica sobre as rochas.
Como vimos, os processos físicos de intemperismo tendem a diminuir o
tamanho das partículas. Diminuindo-se o tamanho, aumenta-se a superfície
específica das partículas, acelerando e facilitando dessa maneira as reações
químicas do intemperismo (quanto menor o tamanho, maior é a reatividade de
uma substancia sólida).
5.2.2. Intemperismo Químico
O intemperismo químico consiste na modificação da composição química e
mineralógica do material. Os produtos são novos minerais ou acumulações
residuais de alguns minerais primários pouco solúveis.
O intemperismo químico ocorre porque rochas e minerais raramente estão
em equilíbrio (físico químico) com a composição da água, temperatura e pressão
da superfície da terra. Os produtos que se formam a partir desse intemperismo
são mais estáveis no meio ambiente da superfície. Se o meio ambiente do solo
70
sofre novas ou contínuas alterações, assim também o farão os produtos iniciais
do intemperismo. Existem vários processos pelos quais as rochas minerais
comuns se intemperizam quimicamente.
5.2.2.1. Processos de Intemperismo Químico
a) Hidrólise
A hidrólise é o processo de intemperismo mais importante para a maioria
dos silicatos.
No caso de minerais, a hidrólise se refere especificamente à reação entre
íons H+ e OH- da água e elementos ou íons do mineral de rocha. A água, ou
melhor, a solução do solo, contém sempre além do H+ e OH- da dissociação da
água, grande quantidade de outros íons que podem também, participar das
reações. A hidrólise ocorre pela substituição dos íons da superfície dos minerais
por íons H+ ou OH-. Com isso, há a liberação desses íons para a fase líquida e um
aumento do pH da solução. Para os feldspatos, pode-se representar
esquematicamente a seguinte reação:
KAI Si O4 + 4 H2O → AI SiO4 (OH)4 + KOH
Feldspato + água Feldspato + hidróxido de potássio
Para um aluminosilicato a equação geral seria:
Aluminosilicato + H2O + H2CO3 → mineral + cátions + OH- + HCO-3 + H4SiO4
de argila
O ácido mostrado aqui é o H2CO3, mas outros ácidos, tais como os ácidos
originados da decomposição da matéria orgânica, são também importantes fontes
de H.
Equações mais detalhadas sobre hidrólise são apresentadas a seguir:
2 KAlSi3O8 + 2H+ + 9H2O → H4Al2SiO4 + 4H4Si04 + 2K+
(ortoclásio) (caulinita)
2 KAlSi3O8 + 2H+ + 12H2O → KAl3Si3O10(OH)2 + 6H4SiO4 + 2K+
(ortoclásio) (ilita)
71
2NaAlSi3O + 2H+ + 9H2O → H4Al2SiO4 + 4H4SiO4 + 2Na +
(albita) (caulinita)
2NaAlSi3O + 6H+ + 28H2O → 3Na0,66Al2,66Si3,33O10(OH)2+ 14H4SiO4 + 6Na+
(albita) (montmorilonita)
Os cátions podem permanecer no solo como integrante da grade cristalina
do mineral de argila ou como íon adsorvido na superfície dos colóides do solo.
Alguns cátions podem ser absorvidos pelo vegetal e retornar ao solo por um
processo cíclico. Por outro lado alguns cátions podem ser removidos do sistema
solo-planta juntamente com o HCO-3 através da água de percolação (Figura 54).
Figura 54 – Destinos dos cátions liberados pelo intemperismo
Fato interessante a ser observado é o seguinte: os íons OH- juntamente
com os com os cátions metálicos se concentram no oceano, que tem reação
alcalina. Os íons H+ por sua vez, se combinam com silicato, dando origem entre
outros aos minerais de argila, os quais são pouco solúveis e somente se
72
dissociam ligeiramente em ácidos fracos. Na terra, portanto fica a reação ácida
enquanto que no mar a reação alcalina.
FATORES QUE INFLUEM NA HIDRÓLlSE
Para se ter uma razoável noção da intensidade da formação dos solos é
interessante saber algo a respeito dos fatores que favorecem ou não a reação de
hidrólise.
a) Natureza da água
Experimentos afirmam que uma rocha em presença de água tende a se
intemperizar. Se a água saturada com sais não for removida e substituída por a
com concentração de sais menor, a hidrólise tende a paralisar. Nestas condições
o solo não se desenvolve. (Figura 55).
Figura 55 - Esquema ilustrando a influência da remoção da água de hidrólise no desenvolvimento
do solo. (A) Devido à remoção de água + produtos de hidrólise, o intemperismo é
maior, conseqüentemente o solo é mais profundo. A remoção da água no solo é
devido a sua boa drenagem; (B) Nesta posição do relevo a drenagem do solo é
impedida, conseqüentemente vai haver concentração dos produtos da hidrólise e o
desenvolvimento do solo é bem menor.
73
A remoção dos sais pode ser feita por precipitação intensa com uma
grande lixiviação. Nestas condições o intemperismo tende a aumentar
consideravelmente.
b) Efeito do pH sobre as solubilidades do Al2O3, SiO2 e Fe2O3
Quando da hidrólise de minerais silicatados, o pH de suas suspensões é
geralmente 7 ou maior que 7. O quartzo pulverizado, em água hidroliza-se para
um pH de 6 e 7, mas os feldspatos hidrolizam-se para produzir pH 8 e 10, os
piroxênios 8 a 11 e os anfibólios e feldspatos 10 e 11. Esta variação de pH é
muitíssimo importante, devido aos seus efeitos sobre a solubilidade relativa do
SiO2 e Al2O3, os quais são também produtos de reação de hidrólise.
O efeito do pH sobre a solubilidade do Al2O3, SiO2 e Fe2O3 é apresentado
na Figura 56.
Figura 56 - Solubilidade da sílica, alumina e óxido de ferro em função do pH. A um pH 5 vai haver
no sistema presença de SiOz e Al2O3 (este em maior quantidade). Dependente do tipo
de cátion existente no meio (H+ neste caso) haverá formação de caulinita.
Quando o pH é 10 - Tanto o Al2O3 como o SiO2, são relativamente solúveis
74
e portanto, as pequenas quantidades deles que são liberados durante a hidrólise
são arrastados em soluções, podendo formar depósitos de bauxita e calcedônea.
Em pH 8 - A solubilidade do AI2O3 é reduzida praticamente a zero, mas a
do SiO2 é reduzida apenas para ¼ daquela que era a pH 10. Espera-se portanto,
que em pH 8 o AI2O3 hidratado irá precipitar-se, provavelmente, na forma de
gibsita, enquanto que a maior parte do SiO2 será removida.
Grave bem ! - Suponha que uma rocha que está sofrendo hidrólise seja
banhada em água com pH 5 a 6 (valor comum de pH para água subterrânea). A
solubilidade, tanto do AI2O3 como o SiO2, derivados da rocha, será então
relativamente baixa, uma condição que pode conduzir a combinação deles para a
formação da caulinita.
Geralmente a sílica é relativamente solúvel na faixa normal de pH de solos
e está quase sempre presente no material de origem em elevado teor, suficiente
ara tomar parte na maioria dos minerais de argila. Parte da sílica é removida em
solução. O alumínio não é muito solúvel nesta mesma faixa de pH, portanto
permanece próximo a área de intemperismo, tomando parte na formação de
minerais de argila ou gibsita. O ferro também permanece próximo à área de
intemperismo para a maioria dos solos dando a estes ou ao material
intemperizado a cor característica.
A um pH 8 e aliado a uma precipitação escassa e a uma evaporação anual
- excede a precipitação, os íons de SiO2, AI2O3 e M (alcali e alcalinos terrosos)
permanecem em solução os quais se combinam para formarem minerais de
grande atividade, por exemplo, montmorilonita.
c) Ação das plantas
As plantas vivas fornecem íons H+ para a argila em contato com suas
raízes, e tendem, portanto, a criar condições de argila ácida, a qual, por sua vez,
intemperizam as rochas e minerais presentes.
Diversos autores demonstraram que as radicelas das plantas conduzem
cargas negativas sobre sua superfície e são rodeadas, no solo, por uma
atmosfera iônica a qual é composta principalmente de íons H+. O pH das raízes
75
das plantas, tais como milho, algodão, amendoim varia de 2,0 a 3,85 e a CTC
dessas raízes está em torno de 14 emg/100 g (Figura 57).
Figura 57 - Esquema ilustrando a ação das raízes na hidrólise. A raiz no caso fornece íons H+ ao
mineral de argila (troca com o I< ou outro íon) e este H+ entra na hidrólise atacando
um mineral rico em I< (feldspato) ou outro mineral qualquer.
d) Oxidação e Redução
A oxidação é o processo pelo qual o elemento perde elétrons. Essa perda
resulta num aumento da valência positiva. O ferro é o elemento que mais sofre
esse tipo de processo nos ambientes de intemperismo.
Nos minerais formadores de rochas o ferro se encontra
predominantemente na forma reduzida Fe2-. Quando esse ferro se oxida o Fe3+
dentro da estrutura cristalina dos minerais há distúrbios na neutralidade
eletrostática do mineral. Esse distúrbio leva normalmente à saída de outros
cátions da estrutura a fim de compensar o aumento de carga positiva. Surgem
dessa maneira falhas na rede cristalina que podem levar a um colapso total da
estrutura anterior ou deixar o mineral mais susceptível a outros processos
químicos como a hidrólise. A alteração de biotita para vermiculita é um exemplo
desse conjunto de processos.
Sempre que uma substância se oxida (perde elétrons) outra reduz (recebe
os elétrons perdidos). O receptor de elétrons no solo normalmente é o O2 gasoso.
A reação pode ser simplificada conforme equação abaixo:
2FeO + H2O2 → FeO3
Fe++ → Fe+++ + e
A direção e a intensidade dessa reação dependem do potencial de oxi-
redução do meio.
76
Para que a reação ocorra da esquerda para a direita, isto é, oxidação do
ferro e conseqüente redução do O2, é necessário uma boa aeração do solo. Solos
bem drenados e porosos facilitam as reações de oxidação, ocorrendo redução
apenas as em solos freqüentemente encharcados.
As micas, biotita e muscovita, apresentam estrutura cristalina muito
semelhante, porém diferem no comportamento ante o intemperismo. A biotita
apresenta Fe2+, que tende a oxidar e desestabilizar a estrutura desta, o que não
ocorre com a muscovita, que por não possuir Fe2+ é mais resistente ao
intemperismo.
Outros elementos que também sofrem mudanças de valência são Cr, Ti,
Cu, Mo, Mn e outros. Esses elementos ocorrem em menor quantidade nos
minerais formadores de rochas, portanto, de menor importância.
Qualquer mudança de valência de um elemento que faz parte da estrutura
cristalina de um mineral vai desequilibrá-Ia e conseqüentemente destruí-Ia ou
torná-la mais suscetível a outros processos de alteração química .
e) Hidratação e Desidratação
Hidratação e desidratação são os processos pelos quais moléculas de
água são adicionadas ou removidas do mineral. O resultado é a formação de um
novo mineral de estrutura bastante semelhante ao anterior. Esses processos não
são muito importantes no intemperismo químico uma vez que apenas alguns
poucos minerais são afetados por esses processos.
A reação mais comum é a que envolve óxido e hidróxido de ferro.
Fe2O3 + H2O ↔ 2 FeOH
Hematita Goethita
Essa reação pode se processar nas duas direções, mas em solos, bem
drenados a tendência é a estabilização da hematita. Em muitos casos a
hidratação precede as reações de hidrólise.
f) Quelação
Estudos têm demonstrado que agentes quelantes são responsáveis por
uma considerável quantidade de material intemperizado, e que algumas situações
77
pode exceder a própria hidrólise. Agentes quelantes são formados por processos
biológicos normalmente excretados por líquens que crescem nas superfícies das
rochas. A estrutura do agente quelante é variada e complexa. O EDTA (Ácido
Cetilenordiaminotetracetico) é um dos agentes quelantes mais conhecidos e sua
estrutura pode ser esquematizada da seguinte forma:
Figura 58 – Molécula de EDTA (Ácido Cetilenordiaminotetracetico)
A maioria dos íons metálicos pode ligar-se ao EDTA formando compostos
bastante estáveis, ficando o íon metálico aprisionado na estrutura cíclica.
A flora microbiana do solo bem como as raízes das plantas é capaz de
produzir e exudar substâncias quelantes. O húmus do solo é composto de grande
quantidade desses agentes. Há fortes evidências que alguns quelantes podem ter
expressiva ação sobre o quartzo, que é muito resistente a outros processos de
intemperismo químico. Quelatos estáveis, também são formados a partir de
outros cátions polivalentes como o AI, Fe e Ti. A perda de ferro devido a
quelatização já foi observada para o epídoto, goethita, hematita, magnetita, augita
e biotita.
g) Capacidade de troca de íons
O intemperismo de um mineral pode ocorrer através da troca de íons entre
a solução e o mineral. Durante a troca, a estrutura básica do mineral não é
78
alterada, mas o espaçamento entre as camadas pode variar de acordo com
cátions específicos. A transformação da biotita em vermiculita é em parte
atribuída à troca do K+ da biotita por íons de Ca2+ e Mg2+ da solução.
5.3. Intemperismo Químico de Minerais e Rochas
O material liberado pelo intemperismo ou é removido do sistema por
percolação profunda ou permanece no sistema formando através de diferentes
reações uma série de produtos cristalinos ou amorfos.
Os minerais de argila, considerados por muitos como produtos finais do
intemperismo, na realidade apenas fazem parte de um sistema em equilíbrio
dinâmico. As argilas também se degradam originando resíduos óxidos e
hidróxidos que pedologicamente são considerados mais estáveis.
5.3.1. Alguns exemplos
a) Olivina (Mg, Fe)2 SiO4
A estrutura cristalina da olivina consiste de tetraedros isolados unidos por
Fe2+, Ca2+ e principalmente Mg2+. A olivina é o silicato mais suscetível à erosão.
Em condições de drenagem moderada, com pequena lixiviação de cátions, a
olivina se transforma principalmente em montmorilonita, graças à elevada ação de
Mg. Em ambientes de drenagem forte, onde a remoção de bases é maior, a
olivina se altera, formando principalmente, a caulinita.
Olivinas mais ricas em ferro podem também formar nontronita.
b) Piroxênios e Anfibólios
A formação de minerais de argila a partir de piroxênios e anfibólios
depende das condições de drenagem e da precipitação. Como tendência geral há
formação de esmectitas ou cloritas nas primeiras fases do intemperismo. O ferro
se oxida formando goethita ou hematita e o titânio origina anatase. Com o
aumento da intensidade de intemperismo formam-se minerais cauliníticos e o
meio se enriquece de ácidos de ferro e titânio.
c) Micas
79
Há uma grande diferença de resistência ao intemperismo entre as micas
muscovitas (KAl3Si3O10(OH)2) e a biotita (K(Mg, Fe2+)AISi3O10(OH)2). A diferença
é explicada pela tendência do ferro ferroso (Fe2+) da biotita oxidar-se a ferro
férrico (Fe3+) nos ambientes de intemperismo desequilibrando-a eletricamente. Os
produtos finais do intemperismo são semelhantes, porém a muscovita altera-se
mais lentamente que a biotita. Na etapa inicial as micas perdem potássio e
durante a pedogênese podem entrar em seu lugar íons Mg e AI, determinando a
formação de filossilicatos, particularmente a vermiculita, clorita, ilita,
montmorilonita e vários interestratificados. As condições ambientais é que
determinarão o tipo específico de mineral a ser formado.
d) Quartzo
A estrutura do quartzo não favorece as reações de hidrólise ou oxidação,
sendo seu intemperismo provocado por dissolução, um processo mais lento,
fazendo do quartzo um mineral resistente ao intemperismo. O quartzo não se
altera diretamente em outras fases cristalinas. Ele entra lentamente em solução, e
pela combinação com outros produtos origina novos silicatos. A energia de
ativação para romper as ligações Si-0-Si é bastante elevada. Dessa forma
catalisadores orgânicos como o ácido algínico e alguns aminoácidos têm papel
decisivo na solubilização do quartzo.
e) Feldspatos
Seu intemperismo é quantitativamente mais importante, pois há predomínio
dos feldspatos entre os minerais das rochas na litosfera.
O intemperismo do feldspato ocorre em 2 etapas: uma lenta e outra rápida.
Etapa rápida: há uma perda muito grande de potássio em relação a Si e AI.
Etapa lenta: as perdas de K, AI e Si tendem a se igualar.
A velocidade e o tipo de alteração são afetados sensivelmente pelas
condições do meio e pelo tamanho do mineral.
Os produtos de alteração dos feldspatos são argilas residuais e óxidos de
alumínio hidratados.
Em condições normais, os feldspatos gerarão a caulinita, mas pode ocorrer
a formação de minerais 2:1 ou micas como a sericita.
80
Os feldspatóides, componentes de rochas básicas e ultrabásicas têm
menor resistência ao intemperismo do que os feldspatos.
81
CAPÍTULO 6 - ROCHAS MAGMÁTICAS
6.1. Introdução
As rochas magmáticas ou ígneas são aquelas formadas a partir do
resfriamento do magma e conseqüente consolidação do magma, no interior ou na
superfície da crosta terrestre. O magma é um fluido natural muito quente
predominantemente constituído por uma fusão de silicatos e mostrando
proporções variadas de água, elementos voláteis ou de cristais em processo de
crescimento. A composição do magma pode ser obtida pelo estudo das lavas, ou
seja, magma que extravasa pelos vulcões, embora se considere que uma grande
perda de elementos voláteis ocorra neste caso, pois no seu caminho até o local
de resfriamento, funde ou dissolve materiais pelo qual vai passando incorporando-
os à sua composição original e chegando ao seu destino com composição
distinta.
Do ponto de vista físico-químico, os componentes essenciais do magma
são:
a) fase líquida: mantida em fusão pela temperatura elevada, constituída
essencialmente por uma solução mútua e altamente complexa de um grande
número de componentes, a maior parte dos quais de natureza silicática;
b) fase gasosa: mantida em solução por pressão, constituída
predominantemente por H2O e quantidades menores de CO2, HCI, HF, SO2, etc.;
c) fase sólida: formada por cristais de decomposição essencialmente silicática,
em fase de crescimento ou de natureza residual, assim como de fragmentos de
rochas.
A composição química essencial dos magmas é, em termos de óxidos,
algo situado dentro das proporções da tabela a seguir:
SiO2....................................................... 30-80 Al2O3...................................................... 3-25 FeO-Fe2O3............................................ 0-13 MgO...................................................... 0-25 CaO....................................................... 0-16 Na2O...................................................... 0-11 K2O........................................................ 0-10
82
6.2 Origens e tipos fundamentais de magmas
De modo geral, considera-se que existem apenas dois tipos fundamentais
de magmas primários, ou seja, de magmas a partir dos quais se podem formar
outros tipos, por diferenciação:
(a) os magmas graníticos;
(b) os magmas basálticos.
Os primeiros formam 95% das rochas intrusivas, plutônicas, e os segundos
constituem 98% das rochas vulcânicas, efusivas. A origem destes magmas e das
rochas correspondentes constitui ponto de controvérsia.
Figura 59. O granito observado ao microscópio. Os minerais claros são quartzos, os pretos
representam a biotita, e os intermediários são feldspatos (Extraído de Popp, 1998).
Pode-se dizer, entretanto, que o magma granítico está sempre relacionado
com áreas em que houve formação de extensas cadeias de montanhas, como por
exemplo os Andes e os Alpes, zonas em que a crosta sofreu fenômenos de
compressão, dobramento e afundamento, com evidências de que esse magma é
produzido por fusão parcial de rochas preexistentes (anatéxis) a profundidades da
ordem de 7 a 75 km.
Nessas regiões, as rochas originadas ocorrem sob a forma de corpos
intrusivos muito grandes, intimamente relacionados com as cadeias de
montanhas, e, em muitos casos, a sua formação parece não ter exigido a refusão
total, associando-se a fenômenos complexos.
Já o magma basáltico parece originar-se em profundidades maiores-90 a
100 km, ou seja, na porção superior do manto - tal como evidenciado pelos
83
sismos associados a derrames basálticos cujas origens geralmente estão 45 a 60
km abaixo da superfície, onde o magma basáltico seria originado pela fusão de
rochas básicas preexistentes, através de quedas bruscas de pressão, em regiões
onde a crosta parece afetada por movimentos de afastamento e onde o manto
parece foco de correntes convectivas ascendentes.
Os magmas graníticos caracterizam-se, entre outros fatores, por uma
composição mais rica em SiO2 (da ordem de 70%), e os basálticos, por uma
proporção menor de SiO2 inferior a 50%.
Viscosidade. Os magmas graníticos são mais viscosos do que os
basálticos, já que a viscosidade parece aumentar com e teor de SiO2. Isto se
reflete caracteristicamente na maneira pela qual ocorrem os fenômenos de
vulcanismo associados a essas rochas.
Além disso, a viscosidade depende da temperatura e da pressão,
diminuindo com o aumento destes fatores.
O magma pode se resfriar em profundidade, isto é, nas profundezas da
crosta, abaixo de grande quantidade de rochas. Ele se solidifica vagarosamente
porque a perda de calor é lenta. Além disso, esse resfriamento se dá sob a
presença de substâncias voláteis aprisionadas, o que leva a uma cristalização
mais perfeita dos minerais. Tem-se dessa forma, o aparecimento de cristais
maiores, formando-se dessa maneira as rochas holocristalinas de estrutura
granular. Quando o magma se resfria na superfície da crosta através do
extravazamento, a temperatura e a pressão caem rapidamente, não são
aprisionados voláteis e não existem então condições favoráveis à cristalização
total dos minerais e formação de cristais grandes. Assim, originam-se as rochas
de granulação muito pequena.
De acordo com o local em que se dá a consolidação há dois tipos básicos
de atividade ígnea:
a) Plutonismo: a consolidação ocorre no interior da crosta, originando as
rochas plutônicas ou intrusivas.
b) Vulcanismo: o magma irrompe e derrama-se à superfície para formar
rochas vulcânicas ou extrusivas.
84
Figura 60 - Diagrama esquemático mostrando as formas de ocorrência de rochas magmáticas
(derrame, sill, dique, batólito, stock, neck vulcânico, diques radiais e lacólito). (Teixeira
et aI., 2000)
BATÓLITO grande corpo magmático contínuo, formado em profundidade
STOCK semelhante ao batólito, só que menor.
LACÓLITO intrusão magmática em forma de domo
DIQUE corpos magmáticos, tabulares mais ou menos verticais, semelhante
a paredes
SILL intrusões devido à penetração do magma em estratos pré-
existentes sem quebrá-los
XENÓLITO fragmento de rocha pré-existente, incluso uma rocha magmática
Formas concordantes. Neste caso, a intrusão magmática intromete-se
entre os planos de estratificação da rocha encaixante em concordãncia com eles.
Entre as formas concordantes temos:
(a) Sil. São corpos extensos, pouco espessos e de forma tabular quando
vistos em corte. O magma deve ser pouco viscoso para poder intrometer-se entre
os planos de estratificação da rocha encaixante (Figura 60). Na bacia do
Maranhão há grande ocorrência de sils de diabásio.
(b) Lacólito. O magma, neste caso, é mais viscoso, formando massas
intrusivas de forma lenticular, plano-convexas. A rocha situada acima do corpo
intrusivo (capa) é dobrada, e as rochas situadas na parte inferior (lapa) não são
85
afetadas. Um lacólito (Figura 60) pode ter 300 m de espessura e 5 km de
comprimento.
Formas discordantes. Esses corpos intrusivos independem da
estratificação da rocha encaixaste, pois a cortam discordantemente. São mais
freqüentes perto da superfície da Terra, onde as pressões a serem vencidas são
menores.
Entre as formas discordantes temos:
(a) Dique. É uma massa magmática que preenche uma fenda em rocha
preexistente (Figura 61). Os diques podem ser classificados em radiais, em anel
(ring dikes) ou circulares, conforme se apresente em conjunto na superfície após
a erosão. Muitas vezes os diques se formam a partir de um corpo intrusivo maior.
Nas bacias do Maranhão e do Paraná há grande incidência de diques de
diabásico.
(A) (B)
Figura 61. Diques. (A) Massa magmática que preenche fendas ou falhas cortando discordantemente os estratos. (8) Pequenos diques de diabásio cortando migmatitos.
(b) Veios. São massas produzidas pela injeção de magma em fraturas
menores e menos regulares do que diques.
(c) Neck. São corpos discordantes, cilíndricos, verticais, que cortam as
rochas preexistentes. Pelo estudo da litologia formadora dos necks, vê-se que
eles são condutos de antigos vulcões cuja parte superior foi erodida.
(d) Batólitos e stocks. Os batólitos são massas enormes de material
magmático (granítico) que afloram numa extensão de, pelo menos, 100 km2 na
superfície terrestre. Se o afloramento tiver menos de 100 km2, temos o stock. Os
batólitos não têm, aparentemente, delimitação em profundidade, passando
86
gradualmente à zona das rochas fundidas. Os batólitos formam grande parte dos
escudos ditos Escudo Nordestino e Escudo Brasileiro, entre outros.
Eles são, normalmente, de composição granítica, e sua origem é ainda
bastante discutível.
Deve-se notar, com respeito aos corpos acima referidos, sejam eles
concordantes ou discordantes, o seguinte:
(1) a classificação adotada diz respeito somente à forma geométrica do corpo, e
não à litologia formadora;
(2) normalmente, os corpos intrusivos são mais resistentes à erosão do que a
rocha encaixante, donde o fato de estes corpos sobressaírem-se na topografia
com respeito à rocha encaixante.
6.3. Composição e classificação das Rochas Magmáticas
Aproximadamente 99% da massa das rochas magmáticas são formadas
por oito elementos: oxigênio, silício, alumínio, ferro, cálcio, sódio, potássio e
magnésio. Sendo a maioria, parte da estrutura cristalina dos silicatos formadores
das rochas corno feldspatos, olivinas, piroxênios, anfibólios, quartzo e micas.
Estes seis minerais constituem 95 % do volume de todas as rochas magmáticas
comuns.
Magmas, chamados de máficos, são ricos em ferro, magnésio e cálcio e
produzem grande quantidade de olivina, piroxênio, anfibólio e plagioclásio cálcico.
Possuem coloração escura.
Magmas, chamados de siálicos, são ricos em silício e alumínio e
produzem grande quantidade quartzo, feldspatos, potássico e plagioclásio sódico.
Possuem coloração clara.
Algumas características macroscópicas para identificação das rochas
ígneas:
1. São em geral duras
2. Os cristais se dispões por justa posição
3. Não apresentam estruturas segundo faixas ou camadas.
4. São maciças, quebram-se de forma irregular.
5. Apresentam uma textura cristalina, vítrea ou vesicular.
6. Não apresentam fósseis.
87
7. Apresentam alto teor em feldspatos.
Os principais critérios de classificação são os seguintes:
A) Modo de ocorrência
B) Texturas
C) Estruturas
D) Composição Mineralógica e Química
A – O modo de ocorrência é um critério de campo, ou seja, uma vez
formado, o magma pode apresentar grande mobilidade, tendendo a ascender ao
longo de fissuras da crosta, deslocando ou englobando rochas vizinhas, podendo,
eventualmente, extravasar à superfície ou então se solidificar no interior da crosta.
B – A textura refere-se a fenômenos de escala extremamente
pequena e, em geral, seu estudo é feito com auxilio de lupa e microscópio (ver
item 6.3).
C – As estruturas são aspectos megascópicos que podem ser
observados em amostras grandes ou no campo. As mais comuns são as que
seguem:
a) Estruturas vesiculares e amigdalóides - apresentam pequenas
cavidades esféricas. Pode se apresentar vazias (vesículas) ou preenchidas por
minerais secundários (amígdalas) (Figura 62).
Figura 62 - Basalto com estrutura amigdalóide caracterizado pelo preenchimento de minerais.
88
b) Estruturas em bioco (biock lava) e brechas de fluxo (floro breccias) -
apresenta-se com a forma de biocos envoltos por lava ou por materiais
secundário (arenito, calcita, etc.). Rochas com tais estruturas geralmente são
chamadas brechas basálticas. Lavas muito fluidas se solidificam formando
superfícies e crostas mais lisas, ou então com rugas e sinais de fluxo iguais aos
que se pode observar em pixe derretido derramado chamados estrutura cordadas
(Figura 58).
c) Estruturas fluidas - são estruturas bandeadas, originadas de diversas
maneiras em lavas viscosas.
d) Estruturas de fraturação primária - fraturas que se originam quando da
solidificação de rochas ígneas.
D - O principal parâmetro químico é o relacionado com a quantidade total
de sílica da rocha. Podem ser de acordo com a Tabela 12:
Tabela 12 - Acidez de uma rocha magmática
Teor de SiO2 (%)
Exemplo Intrusiva
Exemplo Extrusiva
Teor médio em SiO2 (%)
Ácida > 65 Granito Riolito 70 Intermediária 65 – 52 Diorito Tinguaito 60 Básica 52 – 45 Gabro Basalto 50 Ultrabásica < 45 Peridotito Picrito 40
Na composição mineralógica, os minerais mais importantes para este fim
são o quartzo, os feldspatos (alcalinos e plagioclásios); minerais claros (félsicos)
e os minerais ferro-magnesianos anfibólios, piroxênios e a biotita; minerais
escuros (máficos).
6.4. Resfriamento do Magma
A cristalização de minerais, a partir do magma, ocorre entre 1200 e 600°C.
No resfriamento do magma distinguem-se dois estágios sucessivos.
89
6.4.1. Estágios de Resfriamento
Cristalizam-se os minerais que formam a massa rochosa propriamente dita.
Cristalizam-se a maior parte dos silicatos, obedecendo ao grau crescente de
polimerização (primeiro os nesossilicatos e por último os tectossilicatos).
Nesta fase, os constituintes voláteis praticamente não interferem a não ser
para manter a fluidez do magma.
6.4.1.1. Estágio Pneumatolítico (ou Pegmatítico)
Nesta fase, os gases aumentam em proporção e devido às altas
temperaturas e pressões em que se encontram, têm sua ação dissolvente
aumentada, provocando percolação através das rochas, acarretando a formação
de novos minerais como a turmalina e o topázio, além de modificações estruturais
nas rochas já formadas.
6.4.1.2. Estágio Hidrotermal
Com resfriamento já avançado, restam no magma soluções residuais
contendo água, sílica e grandes números de elementos metálicos, que vão se
depositando ou reagindo com as rochas presentes, dando origem às jazidas
minerais de cobre, ouro, zinco, chumbo e outros elementos metálicos.
6.4.2.Textura das rochas magmáticas
A textura refere-se ao tamanho, forma e arranjamento dos minerais dentro
das rochas. A textura das rochas magmáticas relaciona-se principalmente com a
composição e velocidade de resfriamento do magma.
A textura e definida por, pelo menos, três parâmetros principais:
a) Grau de cristalinidade
a) rochas holocristalinas ou cristalinas: constituídas exclusivamente por
material cristalino. Ex: granitos, diabásio;
90
b) rochas holovítreas ou vítreas: exclusivamente por material vítreo. Ex:
Obsidiana;
c) rochas hipocristalinas ou hipovitreas: mesma rocha encontra-se material
cristalino e vítreo. Ex. basalto
b) Grau de visibilidade
a) fanerítica, quando os minerais constituintes podem ser percebidos a olho
nu;
b) afanítica, quando os minerais formam partículas tão pequenas que não
podem ser percebidos a olho nu. Neste caso, a rocha apresenta um aspecto
maciço.
c) Forma dos cristais
a) minerais euhedrais - minerais delimitados por faces externas cristalinas.
Ex. olivinas, piroxênios, feldspatos.
b) minerais subhedrais - parcialmente delimitados por faces cristalinas.
Ex: anfibólios, micas, plagioclásios.
c) minerais anhedrais - desprovidos de faces cristalinas.
Ex. quartzo, feldspatos K, fesldpatóides.
d) Distribuição da dimensão dos cristais
a) Granular - grânulos de minerais bem evidentes de dimensões aproximadas.
Ex: Granito
b) Compacta - constituintes muito pequenos não permitindo sua determinação
macroscópica. Ex: basalto
c) Porfirítica - caracterizado pela presença de cristais maiores em relação aos
outros. Ex: Dacito
e) Índice de Coloração
É a porcentagem conjunta em volume de minerais fêmicos, opacos e acessórios
presentes em uma rocha magmática.
a) Leucocrática - (5 a 35 %) coloração claros com predominância de minerais
incolores e claros (predomina quartzo, feldspatos e muscovita). Ex: Granito,
Riolito
91
b) Mesocrática - (35 a 65 %) coloração intermediária. Ex: Andesito, Diorito
c) Melanocrática - (65 a 90 %) rochas escuras onde predominam os minerais
ferromagnesianos (predomina piroxênio, hornblenda e biotita). Ex: Basalto, Gabro
6.5. Seqüência de Cristalização
A série de cristalização de BOWEN é bastante genérica, não sendo
possível através dela prever ou analisar todos os casos, existindo várias exceções
a ela. Entretanto a composição das rochas mais comuns pode ser entendida ou
inferida através dela. A série de BOWEN é válida para a fase ortomagmática de
resfriamento, e pode ser ilustrada por meio de um diagrama.
Os minerais máficos (olivinas, piroxênio, hornblenda e biotita), formam na
terminologia de BOWEN uma série de reações descontínuas. Isto significa que
cada substância mineral reage com o fundente formando um mineral subseqüente
e a relação se dá à temperatura determinada ou num intervalo estreito de
temperaturas. Tem-se, portanto, a formação da olivina que, conforme a
temperatura abaixa, com o magma ainda fundido, reagiria formando um piroxênio.
Este por sua vez, passaria da mesma forma em hornblenda, e a hornblenda em
biotita.
92
Em contraste, os feldspatos plagioclásicos da série contínua de reações,
reagem continuamente com o líquido até a completa solidificação. A cristalização
de ambas as séries ocorre simultaneamente e pode se iniciar numa série ou na
outra, mas ocorrendo formação simultânea de dois tipos de cristais.
Os minerais ortoclásio, muscovita e quartzo, não se relacionam como os
demais. Forma-se preferencialmente do fundente residual, o chamado líquido
residual do magma. Outra maneira de apresentar essa seqüência de cristalização
aparece na Figura 63.
93
Figura 63 - Seqüência de cristalização e as principais rochas magmáticas
6.6. Principais Rochas Magmáticas
As rochas magmáticas são classificadas normalmente tomando-se como
critério distintivo à composição mineralógica e a textura (item 6.2.).
6.6.1. Família Granito - Riólito
A família granito - riólito é caracterizada pela seguinte composição mineralógica:
Quartzo 10 – 40 %
Feldspato K 30 – 60 %
Plagioclásio 0 – 30 %
Biotita e Anfibólio 10 – 30 %
A cor clara dos granitos e dos riólitos deve-se a sua composição, ou seja,
são formados a partir de magmas ricos em potássio, silício e sódio e pobres em
ferro, magnésio e cálcio.
Riólito – formado na ou próximo à superfície, possui coloração típica
branca cinza ou rósea e normalmente apresenta alguns fenocristais de quartzo ou
94
e feldspatos. Os magmas dos quais os riólitos se originam são mais viscosos e de
movimentação bastante lento. Textura afanítica.
Granito - mais comum dentre as rochas magmáticas, apresenta textura
fanerítica e possuem coloração cinza, mas quando predomina o feldspato K e
podem ter cores róseas ou avermelhadas .
6.6.2. Família Diorito - Andesito
A família diorito - andesito tem composição intermediária entre a família
granito - riólito e gabro - basalto. Pode ser caracterizada pela seguinte composi-
ção:
Plagioclásio 55-70%
Anfibólio e Biotita 25-40%
O plagioclásio é normalmente, 50% cálcio e 50% sódio e possui em
pequenas quantidades feldspato potássico e quartzo.
Andesito - a variedade mais comum é o andesito pórfiro (fenocristais
formam mais de 10 % do volume da rocha) e, em geral, possuem coloração cinza,
esverdeada ou avermelhada. Os fenocristais são compostos de plagioclásio,
anfibólio ou biotita, inseridos numa matriz afanítica de plagioclásios e algum vidro.
Diorito - de textura igual ao granito, diferem apenas na composição, ou
seja, o diorito é composto por plagioclásio Ca-Na e minerais ferro-magnesianos.
Muitas vezes, o diorito aparece associado a granitos.
6.6.3. Família Gabro-Basalto
A composição dessa família é a seguinte:
Plaglioclásio (maioria Ca) 45-70%
Minerais ferro-magnesianos (olivina, piroxênios e anfibólio) 25-60%
Com coloração preta ou verde escura, essas rochas cristalizam-se a partir
de magmas ricos em ferro, magnésio e cálcio e pobres em sílica.
Basalto - é a variedade extrusiva do diabásio e recobre extensas áreas da
Região Sul do Brasil, onde representa a rocha ígnea mais importante. Apresenta
cristalização fina a afanítica e cores escuras que podem variar do vermelho-
escuro ao preto, os cristais individuais só podem ser vistos através do
95
microscópio. Apresentam vesículas, e amígdalas preenchidas, onde, os que
apresentam grande quantidade destas ultimas chama-se basalto amigdaloidal. As
variedades de basalto pórfiro são comuns, sendo os fenocristais formados por
piroxênios e olivinas, normalmente.
Muitas ilhas marítimas e regiões costeiras são formadas por basaltos, bem
como extensas áreas continentais.
Gabro – equivalentes intrusivos do basalto, os gabros possuem granulação
de média a grosseira. Não possui quartzo. Sendo formada predominantemente
por plagioclásio Ca e piroxênio. O diabásio é uma rocha intermediária entre o
basalto e o gabro.
A chave para a classificação das principais rochas magmáticas estão na
Figura 64.
Figura 64 - Classificação das rochas magmáticas ou ígneas
TONALIDADE ESCURECE
Ca, Fe, Mg
K, Na, Si
96
CAPÍTULO 7 - ROCHAS SEDIMENTARES
7.1. Introdução
As rochas sedimentares são originadas a partir dos detritos de outras
rochas e acumulam-se na superfície da terra em condições normais de
temperatura e pressão. Sua formação tem origem no momento em que
fragmentos dessas rochas primitivas são desalojados por algum processo de
desagregação, passando pelas seguintes fases: intemperismo - erosão -
transporte - deposição – diagênese (consolidação). Estas fases formam um
processo denominado ciclo sedimentar e a sucessão de eventos é contínua e
interdependente.
Figura 65 - A formação de rochas sedimentares (Popp, 1988).
O intemperismo consiste da transformação das rochas em materias mais
estáveis em condições físico-químicas diferentes daquelas em que se originara.
Esta transformação ou alteração pode ser física (desgaste e/ou desagregação da
rocha) ou química (decomposição química da rocha). Durante o intemperismo, os
97
minerais sofrem transformações químicas importantes: (a) parte de seus
constituintes é dissolvida e carregada pelas águas de infiltração (Ca, Mg, K, Na e
Fe, principalmente), de modo que esses minerais só vão reprecipitar-se sob a
forma de sedimentos químicos; (b) parte dos minerais, como os feldspatos,
anfibólios, micas etc. é transformada em argilo-minerais, ou seja, minerais moles,
terrosos, formados por cristais ínfimos; (c) o quartzo e uns poucos minerais, colilo
a ilmenita, granada e monazita, não se alteram e permanecem nos solos sob a
forma de grânulos duros e areia; (d) quando o intemperismo é incompleto, restam
ainda no solo fragmentos mais resistentes de rocha. Assim, o intemperismo
transforma as rochas em solos residuais formados por uma mistura de argila,
areia e fragmentos de rocha. Ao longo dos processos de transportes e deposição
há uma expressiva seleção física e química de materiais. Sendo que, materiais de
tamanho semelhante acumulam-se em ambientes de deposição específicos e os
materiais mais solúveis tendem a se perder na solução.
Os materiais transportados pelas chuvas, rios, ventos etc., são
redepositados formando depósitos denominados sedimentos clásticos ou
detriticos.
Durante o transporte esses materiais são separados uns dos outros pelos
agentes de transporte em função do tamanho e da dureza das partículas, onde os
sedimentos formados são constituídos (mais ou menos separadamente) por
argila, areia ou cascalho.
Dessa forma, os dois tipos principais de sedimentos que resultam do ciclo
exógeno são os sedimentos químicos e os sedimentos clásticos.
Uma terceira categoria de sedimentos pode ser adicionada às duas
primeiras: os sedimentos orgânicos, os quais, em princípio, também são
sedimentos químicos ou clásticos, mas apresentam a particularidade de terem
sido originados da intervenção ou da acumulação de restos de esqueletos e
carcaças de seres vivos.
O fato das rochas sedimentares serem formadas por agentes da superfície
da terra (água, vento, gelo) e em condições de temperatura e pressões baixas,
confere-lhes um estado de equilíbrio físico-químico-mineralógico maior em
relação ao meio ambiente da superfície da terra quando comparadas às rochas
magmáticas ou metamórficas que, em seu processo de formação, sofrem a
influência de elevadas pressões e temperaturas. Uma distinção deve ser feita
98
entre rocha sedimentar e sedimento. Sedimento é considerado um depósito de
material sólido na superfície da terra, formado por algum meio natural (água,
vento, geleira), sob condições normais de temperatura e pressão. Rocha
sedimentar é por sua vez, o sedimento consolidado, endurecido por processos
físicos (compactação) e/ou químicos (cimentação).
Segundo POPP (1998) os principais processos de litificação ou diagênese
são os seguintes:
Compactação: Redução volumétrica causada principalmente pelo peso das
camadas superpostas e relacionada com a diminuição dos vazios, expulsão de
líquidos e aumento da densidade da rocha. É o fenômeno típico dos sedimentos
finos, argilosos.
Cimentação. Deposição de minerais nos interstícios do sedimento,
produzindo a colagem das partículas constituintes. É o processo de agregação
mais comum nos sedimentos grosseiros e arenosos.
Recristalização. Mudanças na textura por interferência de fenômenos de
crescimento dos cristais menores ou fragmentos de minerais até a formação de
um agregado de cristais maiores. E um fenômeno mais comum nos sedimentos
químicos.
Os sedimentos argilosos, por exemplo, litificam-se por compactação, ou
seja, as partículas de argila que no início da sedimentação se dispõem segundo
uma estrutura cheia de vazios, sob a ação do peso das camadas superiores, são
compactadas umas contra as outras, de modo a formarem uma rocha dura como
o tijolo prensado. Já a areia de praia endurece principalmente pela introdução de
substâncias cimentantes: carbonato de cálcio, óxidos de ferro, sílica etc.
Os sedimentos químicos, por sua vez, ao precipitarem, sofrem fenômenos
de cristalização que dão origem a rochas muito duras.
7.2. Ciclo Sedimentar
O processo de formação das rochas sedimentares, ciclo sedimentar, pode
ser esquematizado conforme a Figura 66.
99
Figura 66 - Esquema simplificado do ciclo sedimentar
O intemperismo resulta de um conjunto de processos que, agindo sobre
minerais de rochas da superfície terrestre, ocasionam sua degradação graças à
ação de agentes atmosféricos e biológicos. É, pois, o fenômeno pelo qual a rocha
se desagrega sob a ação de agentes físicos, químicos e biológicos, fornecendo
material para o sedimento. Em resumo, o intemperismo causa a troca de um
estado maciço por um estado elástico, com a conseqüente formação do
sedimento.
É importante observar que a desintegração física e a decomposição
química não são processos isolados, ao contrário, ocorre sempre conjuntamente,
um complementando a ação do outro.
A erosão refere-se à remoção de detritos que serão transportados do local
e posteriormente depositados numa bacia sedimentar. É causada por quatro
agentes principais: gravidade, ação glacial, água corrente e vento.
A gravidade envolve tanto o lento e gradual rastejo de partículas
sedimentares e fragmentos de rochas pelas encostas montanhosas, como as
avalanches. A erosão glacial ocorre onde geleiras causam abrasão na superfície
terrestre. A água corrente é um poderoso agente de erosão em várias situações
geomorfológicas (geomorfologia é a ciência que se ocupa com o estudo das
formas do relevo e paisagem). A ação erosiva do vento é muito pequena, mas
100
quando o vento carrega partículas como acontece em regiões desérticas, torna-se
um poderoso agente erosivo.
Os produtos do intemperismo removido pela erosão são constituídos de
solutos e resíduos sólidos. Os solutos são a fração solúvel em água e por este
meio são carregados. O resíduo insolúvel tem dimensões que vão desde
matacões (Ø 250 mm) a partículas coloidais (< 0,002 mm). Serão transportados e
segregados pelos diferentes meios de transporte de acordo com a competência
ou seletividade desses meios.
A competência se refere ao tamanho de partículas que um determinado
meio de transporte consegue transportar, isto é, um meio de transporte qualquer
pode ser capaz de transportar apenas partículas muito pequenas, outro já pode
ser competente para transportar desde partículas muito grandes até muito
pequenas.
A seletividade indica a maneira com que é feito o transporte. Por exemplo,
um meio de transporte competente pode transportar partículas grandes e
pequenas, fazendo de maneira seletiva, transportando, ou só as pequenas ou só
as grandes.
A gravidade e o gelo são meios de transporte muito competentes, podem
transportar desde partículas da fração argila (< 0,002 mm) até seixos e matacões
de vários metros de diâmetro. Sua seletividade é pequena e o depósito por eles
formados tem partículas de composição e tamanho bastante variados.
A competência da água corrente é bem menor em relação aos dos
anteriores, porém transporta desde partículas em suspensão ou solução até
partículas e alguns centímetros de diâmetro. A seletividade é bastante elevada.
Os depósitos formados teriam granulometria variável de pequenos seixos até
partículas coloidais, mas de grande uniformidade de tamanho.
O vento é o mais seletivo e menos competente meio de transporte e sua
ação marcante sempre está associada a climas mais áridos.
Tanto a água corrente como o vento, levam as partículas maiores a um
crescente arredondamento durante o transporte.
101
Figura 67. Grau crescente de arredondamento durante o transporte
Com o aumento da esfericidade há também, em ambos os casos, um
polimento maior das superfícies.
O material intemperizado, transportado ou não por qualquer dos meios
mencionados é depositado em algum local, que recebe o nome genérico de bacia
de sedimentação, dos quais o oceano é a principal, recebendo cerca de 90% do
material. Estes depósitos são marcados pelos meios de transporte e apresentam
características próprias de cada um, objetos de estudo da geomorfologia.
A diagênese ou litificação refere-se ás mudanças que ocorrem no material
após ter sido depositado. Normalmente a diagênese implica numa maior
organização dos materiais levando-os a uma maior estabilidade no novo meio.
Os depósitos sedimentares recentes são constituídos de minerais e
fragmentos de rochas que, sob ação continua de agentes geológicos, tendem a
sofrer consolidação, transformando-se em rochas sedimentares, como por
exemplo, a consolidação das areias formando arenitos, de argilas formando
folhelhos.
O endurecimento e a aglutinação desses minerais e fragmentos podem ser
devidos a vários fatores, tendo maior destaque a ação de agentes cimentantes,
depositados durante ou posteriormente a formação do sedimento. Estes agentes
adquirem particular importância nos sedimentos detríticos, sendo freqüentemente
de natureza diversa do material intemperizado. Nos sedimentos resultantes de
precipitação química ou orgânica o cimento é geralmente de mesma natureza dos
minerais formados, como por exemplo, nos calcários, onde os minerais (calcita,
dolomita, etc.) são cimentados pelo próprio carbonato.
Algumas características das rochas sedimentares, como dureza, cor, são
conseqüências do cimento presente, que pode ser de diversos tipos. Os mais
freqüentes são:
102
a) Sílica - confere cor branca e alta dureza à rocha; geralmente é colorido
por óxidos de ferro.
b) Carbonato - calcítico ou dolomítico, de cor branca, é facilmente
reconhecido pela reação com ácidos, provocando efervescência.
c) Óxidos de ferro - freqüentemente atuam como cimento, conferindo cor
vermelha ou amarela à rocha, conforme seu grau de hidratação.
d) Matéria orgânica - de cor escura (cinza a preto), é facilmente destruída
por água oxigenada.
Além destes mais comuns, outros também são freqüentes, como cimento
cloritoso, micaceo, piritoso, feldspático, etc.
É importante observar que a diagênese é um processo superficial de
endurecimento dos sedimentos, realizado em condições normais de temperatura
e pressão.
Figura 68 – Ciclo das Rochas ou ciclo petrogênico
O levantamento que pode ou não fazer parte do ciclo, é a exposição à
superfície do material litificado ficando assim novamente sujeito ao intemperismo,
erosão, transporte, fechando assim o ciclo sedimentar. O levantamento é
suprimido caso a rocha sedimentar esteja se formando diretamente sobre a
superfície.
103
Deve-se lembrar que o ciclo sedimentar é um processo ativo e contínuo,
estando suas diferentes fases interligadas e podendo estar ocorrendo
concomitantemente.
7.3. Composição
Sendo as rochas sedimentares são derivadas de um material preexistente,
poderíamos esperar que sua composição fosse extremamente variável e
complexa. Isso de fato ocorre quando o sedimento é depositado próximo à área
de origem, mas quando o intemperismo e a erosão são prolongados. A
diferenciação sedimentar vai concentrar materiais semelhantes em tamanho,
forma e composição em depósitos distintos (Figura 69).
Figura 69 - Seleção de material durante o transporte
A maioria das rochas sedimentares é composta de materiais que são
abundantes em outras rochas ou seus respectivos produtos de intemperismo, e
que são estáveis sob condições de pressão de temperatura da superfície. A
grande parte das rochas sedimentares é na sua maior parte composta de apenas
de apenas quatro constituintes: quartzo, calcita, argila e fragmentos de rochas.
Quartzo (SiO2) - o quartzo é o mineral clástico2 mais abundante em rochas
sedimentares. A razão para isso é a grande abundância do quartzo na maioria na
2 O material clástico é aquele herdado de uma rocha pré-existente sem que tenha sofrido significativa alteração.
Um sedimento clástico é formado por fragmento ou detritos de uma rocha pré existente.
104
maioria das rochas e sua elevada dureza, resistência ao intemperismo e
estabilidade química nos mais diversos ambientes. Os processos do ciclo
sedimentar tendem a desintegrar, e decompor, os minerais menos estáveis
concentrando o quartzo nos depósitos de areia. A sílica amorfa em solução ou do
tamanho coloidal também é um produto de intemperismo de várias rochas
magmáticas e pode se precipitar em depósitos de granulação mais grosseira.
Calcita (CaCO3) - a calcita é constituinte principal das rochas calcárias e é
o agente cimentante mais freqüente de depósitos arenosos ou argilosos. O cálcio
é originado a partir do intemperismo de rochas magmáticas que contêm minerais
como os plagioclásios cálcicos. O carbonato é derivado da água e do ar
atmosférico. O cálcio é precipitado diretamente na forma de CaCO3 (calcita) ou
extraído da água do mar por organismos e concentrado em conchas. Quando
esses organismos morrem, as conchas e seus fragmentos acumulam-se como
material clástico, formando assim a maioria das rochas calcárias.
Argilas - os minerais de argila se originam do intemperismo dos silicatos,
principalmente dos feldspatos. A granulometria desses minerais é muito pequena
e eles se concentram em argilitos e folhelhos. A abundância dos feldspatos na
crosta terrestre, associado ao fato de que eles se decompõem com facilidade sob
condições atmosféricas, explicam a ocorrência generalizada desses minerais nos
sedimentos.
Fragmentos de Rocha - fragmentos de rocha, nos quais os constituintes
minerais não estão decompostos ou desagregados são de ocorrência comum nas
rochas clásticas de granulação mais grosseira. Os fragmentos de rocha também
podem ser parte predominante de rochas arenosas.
OUTROS MINERAIS
Depósitos de quartzo, calcita e argila isolados ou em várias combinações
representam o maior volume de rochas sedimentares, outros minerais, no
entanto, muitas vezes aparece em quantidade suficiente para formar estratos
isolados. A dolomita, CaMg (CO3)2 pode substituir a calcita nos calcários. O
feldspa o e a mica podem aparecer em grande quantidade em rochas arenosas
se o intemperismo químico for pouco intenso. A halita e o gipso precipitaram-se
por evaporação de águas marinhas e podem acumular grossas camadas em
certos ambientes. Os óxidos de ferro podem se precipitar de soluções formando
105
depósitos ou cimentando materiais elásticos mais grosseiros. A matéria orgânica
geralmente de pequena ocorrência em rochas sedimentares, mas seu acúmulo,
na forma de material vegetal, pode em alguns casos originar grandes depósitos.
7.4. Estrutura e Textura das Rochas Sedimentares
Existem estruturas que são típicas das rochas sedimentares e são feições
importantes na sua identificação.
A mais importante é a estratificação, que é o desenvolvimento de camadas
que ocorre nas rochas sedimentares produzido por mudanças físico-químicas
durante o transporte e deposição do ciclo sedimentar que os origina. A espessura
dessas camadas varia de alguns milímetros a vários metros, por ter desenvolvido
horizontalmente ou inclinado e é um forte indicativo do tipo de ambiente de
sedimentação e da direção do transporte.
A textura das rochas sedimentares relaciona-se de maneira muito estreita
com a distância e o tipo de transporte das partículas e com o ambiente de
deposição.
Temos basicamente dois grandes grupos de sedimentos: os detríticos
(fragmentos) e os químicos (compostos químicos solúveis), que originam dois
tipos básicos de textura: textura c1ástica constituída de fragmentos e detritos de
rochas e a textura cristalina composta de cristais que cresceram a partir de
soluções. A textura clástica origina as rochas sedimentares elásticas
(fragmentárias ou detríticas) enquanto que a textura cristalina origina rochas
sedimentares químicas e orgânicas.
Textura clástica - o critério básico para classificar texturas clásticas é o
tamanho das partículas. As duas escalas mais seguidas estão representadas na
Tabela 13.
As classes de tamanho podem posteriormente ser subdivididas de acordo
com arredondamento e esfericidade (Figura 71) e tipo de cimentação. As
partículas transportadas menos arredondadas do que as transportadas por água
corrente ou vento.
O grau de seleção do material é também um critério importante. Materiais
bem selecionados tem pouca variação granulométrica e homogeneidade
mineralógica.
106
Tabela 13 – Escalas de tamanho de partículas.
WENTWORTH ATTERBERG
DIÂMETRO (mm)
Argila < 1/256 < 0,002
Silte 1/256 – 1/16 0,002 – 0,02
Areia fina 1/16 – 1/14 0,02 – 0,2
Areia grossa 1/14 – 2 0,2 – 2
Cascalho fino 2 – 64 2 – 20
Cascalho grosso 64 – 256 20 – 200
Matacão > 256 > 200
Textura cristalina - Os minerais precipitados a partir de águas marinhas
ou lagos desenvolvem uma textura semelhante a uma rede emaranhada de
cristais. Essa textura é semelhante à de algumas rochas magmáticas, mas
geralmente é composto por um único mineral dominante. Os cristais individuais
têm aproximadamente o mesmo tamanho e formam um denso empacotamento.
7.5. Ambientes Deposicionais e Formação da Paisagem
Em regiões tropicais, o melhor ambiente de deposição de sedimentos é o
fluvial. Os ambientes desértico, lacustre e glacial também são ou foram
importantes em nossas condições.
7.5.1. Ambientes Deposicionais
I. Ambiente Fluvial
Em áreas continentais, os rios são os principais meios de transporte de
sedimentos formados pelo intemperismo. Os materiais sólidos transportados
pelos rios podem ser divididos em 2 grupos: carga do fundo, que é o material que
se move ao longo do leito por processos de saltação e rolamentos, e a carga de
suspensão.
Além disso, os rios carregam grande quantidade de materiais inorgânicos e
orgânicos dissolvidos.
107
Figura 70. Depósitos formados pela ação fluvial
Os depósitos de canal constituem o maior volume depositado pelos rios.
Os depósitos marginais são originados nas margens dos canais durante as
enchentes e compreendem os depósitos de diques marginais ou diques naturais e
de rompimento de diques. Os depósitos de planície de inundação são constituídos
essencialmente por sedimentos finos depositados durante grandes enchentes,
quando as águas ultrapassam os diques naturais e inundam as planícies. Muitas
vezes esses depósitos são responsáveis pela alta fertilidade de algumas várzeas.
O depósito residual de canal, formado por seixos grandes que o rio teve
pouca competência para carregar, constitui forte evidência do tipo de transporte
sofrido pelos sedimentos.
Os depósitos formados por ação fluvial geralmente são bem relacionados e
boa estratificação.
II Ambiente Desértico
Deserto é uma área onde a taxa de evaporação potencial excede a taxa de
precipitação pluviométrica e o vento é o agente geológico mais importante nos
processos de erosão e sedimentação. Nos ambientes desérticos predominam o
intemperismo físico das rochas envolvendo processos de fraturamento e
esfoliação.
Os arenitos da Formação Botucatu na Bacia do Paraná foram originados
de um ambiente com depósitos grosseiros de areia ou arenitos com estratificação
108
cruzada bem desenvolvida e fortes ângulos de mergulho apresentando
localmente camadas horizontais. Isso há 135 milhões de anos aproximadamente.
III. Ambiente Lacustre
Refere-se à deposição em lagos, que são corpos de água parada, em geral
água doce. Seus sedimentos têm normalmente um aumento de granulometria
rumo ao topo, sendo os sedimentos mais profundos argilosos.
São também características do ambiente as estratificações perfeitamente
paralelas e de espessura muito pequena.
IV. Ambiente Glacial
Estão praticamente limitado ao pólo norte e sul e às altas montanhas. As
geleiras são os agentes principais nos processos geológicos que atuam nesse
ambiente. Os depósitos não estratificados ou tilitos, originados pela atividade das
geleiras, possuem materiais de granulometria bastante variável, contendo siltes,
argilas, seixos e matacões de diversos materiais encontrados no caminho
percorrido pela geleira. No Brasil, o Grupo Tubarão contém fortes evidências de
períodos glaciais.
7.5.2. Formação da Paisagem
A ciência que se ocupa da formação de paisagens é a geomorfologia. A
formação da paisagem está fortemente relacionada com o material geológico
superficial e com os agentes erosivos e transporte que atuam em determinada
região. Portanto, feições de paisagem onde predomina uma intensa atividade
glacial serão totalmente diferentes daquela devido à ação fluvial. Os mesmos
agentes formarão paisagens diferentes dependendo das rochas ou material
geológico encontrado.
As formas e formação da paisagem tem por isso estreita ligação com a
geologia e com os processos dinâmicos que atuam num local, consequentemente
tem excelente correlação com o tipo de solo formado nas diferentes feições ou
posições da paisagem.
A paisagem é o retrato ou reflexo de todas as características e processos
dinâmicos que atuam durante o tempo numa área e deve sempre ser estudada ou
analisada quando interferências ou observações da geologia de superfície ou
109
referentes aos solos (pedológicas) forem feitos.
Na Figura 71 vemos a evolução da paisagem considerando agentes e
materiais geológicos distintos.
Figura 71 – Evolução da paisagem
7.6. Classificação
As rochas sedimentares clásticas resultam de processos completamente
diferentes daquelas formadas por precipitação química ou sedimentação de
compostos orgânicos. Por isso, as rochas sedimentares são divididas em 2
grupos: rochas clásticas e de origem químico-orgânica. A subdivisão de cada um
dos grupos é feita com base na textura, composição ou outra característica
relevante. Cerca de 90 % das rochas sedimentares podem ser classificadas como
variedade de argilito, siltito ou arenito.
As rochas clásticas são classificadas de acordo com o tamanho das
partículas com posterior subdivisão por composição.
110
As rochas de origem química são primeiramente subdivididas de acordo
com sua composição.
Tabela 14. Classificação das rochas clásticas, químicas e orgânicas
CLÁSTICAS
Residuais Psefitos Psamitos Epiclasticas Pelitos Piroglasticas Brecha Vulcânica
Tufo Vulcânico
QUÍMICAS Evaporitos de atividade bioquímica
ORGÂNICAS
Caustobiolitos Carbonatadas Acaustobiólitos Silicosas Fosfatadas
7.6.1. Rochas Clásticas
As rochas clásticas são compostas principalmente de fragmentos ou
detritos de outros materiais rochosos. Tais depósitos são denominados de
cascalhos, areias ou argilas, quando não estão consolidados e conglomerados,
arenitos ou argilitos quando consolidados e endurecidos. A maior parte do
material é selecionado, estratificado e mostra sinais de abrasão. A classificação
das rochas clásticas é baseada na textura e composição (Tabela 15).
111
Tabela 15. Classificação das rochas elásticas (Popp,1998).
Grupos Principais Granulometria (Wentworth)
(mm)
Nomes dos sedimentos ou rochas sedi-
mentares Outras características
Sedimentos não consolidados
Rochas sedimentares correspondentes
SEDIMENTOS DE GRANULA- ÇÃO GROSSEI- RA OU PSEFI-
TOS
256 MATACÕES
CONGLOMERADOS E BRECHA
São geralmente forma- dos por fragmentos de
rocha ou matriz arenosa ou síltica. As
varieda-des com partículas
arredondadas são os CONGLOMERADOS. Quando as partículas
são irregulares, tem-se a brecha.
Blocos ou CAS- CALHO GROS-
SO 64-256
Seixos ou CAS- CALHO FINO
4-64
2-4 GRÂNULOS
SEDIMENTOS DE GRANULA- ÇÃOMÉDIAOU
PSAMITOS
As areias são predomi- nantemente formadas
por quartzo. Por cimen- tação, formam os areni- tos. Arenitos com 25% ou mais de feldspato
denominam-se arcósios.
AREIA GROS- SA
ARENITOS GROS-
1/4-2 SEIROS
ARENITOS FINOS 1/16-1/4 AREIA FINA
SEDIMENTOS DE GRANULA- ÇÃOFINAOU
PELITOS
1/256-1/16
SIL TITOS E FOLHE- LHOS
Os siltes são formados por minerais finalmente moídos (pode de rocha) e a compactação forma
os siltitos.
SILTE
1/256 ARGILA ARGILITOS E FO-
LHELHOS
As argilas são predomi- nantemente composta por argilo minerais e
são plásticas. Os argili- tos são mais maciços e
os folhelhos apresentam
foliação
112
I. Conglomerado
Consistem de fragmentos de rochas grandes (> 2 mm), os chamados
clastos. Quando os clastos são angulosos, a rocha denomina-se brecha, podendo
indicar pouco ou nenhum transporte. Quando os c1astos sofrem arredondamento,
em geral estão associados a uma matriz arenosa, e o depósito constitui um
ortoconglomerado.
Os fragmentos que formam o conglomerado são unidos por matriz
arenosa, argilosa e agentes cimentantes (sílica, óxidos de ferro, carbonatos). Os
seixos individuais são bem selecionados e arredondados. Os seixos do
conglomerado podem ser de qualquer mineral ou rocha, sendo mais comum
serem constituídos de materiais resistentes como o quartzo ou fragmentos de
quartzito. Fragmentos de calcários ou granitos podem predominar em alguns
casos.
Águas correntes muito fortes, gelo ou a gravidade são os únicos agentes
competentes para o transporte de seixos grandes. Os ambientes comuns de
ocorrência de conglomerados são terraços aluvionares, canais de rios ou praias.
FOTO – CONGLOEMRADO EM MATRIZ DE ARENITO GROSSO
II. Brecha
Brechas são rochas elásticas de granulação grosseira nas quais os
fragmentos são angulares e apresentam poucas evidências de abrasão. O
material normalmente é pouco selecionado e apresenta matriz fina. As brechas
mais comuns se originam da atividade glacial ou outros fenômenos de movimento
de massas.
113
FOTO – BRECHA
III. Arcósio
São rochas clásticas que contém no mínimo 25 % de feldspatos. O quartzo
é o outro constituinte principal. A rocha tem geralmente coloração rósea e lembra
muito o granito. Normalmente tem granulação grosseira, pouco arredondamento e
seleção- moderada .
114
IV. Arenitos
Sedimentos clásticos nos quais a maioria das partículas tem diâmetro entre
1/6 a 2 mm. Os grãos individuais são geralmente arredondados e mostram
claramente os efeitos da abrasão. O quartzo normalmente é o mineral dominante,
mas, feldspatos, granadas, micas e outros minerais podem estar presentes em
quantidades variáveis.
Arenitos pouco selecionados e com grande quantidade de argila associada
(mais que 20%) são chamados de grauvacas.
Os agentes cimentantes comuns são carbonatos, sílica e óxidos de ferro.
Os arenitos normalmente são estratificados e de coloração variável dependendo
do cimentante. A sua distribuição é generalizada, sendo encontrados nos mais
diversos ambientes.
V. Siltitos
Os siltitos são rochas clásticas de granulação fina com mais da metade de
115
suas partículas com diâmetro entre 1/16 a 1/256 mm. A estratificação é bem
evidente e sua composição mineralógica comum é o quartzo associado em menor
quantidade com micas e minerais de argila.
Aparecem nos deltas ou planícies de inundação dos rios. Dificilmente
formam depósitos espessos, ocorrendo normalmente estratos intercalando
argilitos ou arenitos.
VI. Argilitos
FOTO – Amostra de Argilito, aspecto untuoso e coloração escura
Rochas clásticas de granulação fina cujas partículas são menores que
1/256 mm. Apresentam estratificação muito fina recebendo a denominação de
folhelho.
Os minerais de argila, micas e algumas vezes o quartzo constituem a
maioria d as rochas. A calcita pode estar presente atuando como cimentante.
7.6.2. Rochas sedimentares químicas e orgânicas
As rochas sedimentares são formadas a partir de minerais percipitados,
como a calcita e dolomita, a sílica, a halita e silvita, já as rocgas sedimentares
orgânicas são originadas pela precipitação e/ou acúmulo de materiais orgânicos
animais e vegetais, como esqueleto (diatomito), conchas, carapaças (recifes de
corais), restos vegetais (carvão).
116
7.6.2.1. Rochas Sedimentares de Origem Química
I. Calcários
São rochas sedimentares que contém mais de 50 % de carbonato de
cálcio. Podem aparecer algumas impurezas tais como argilas, quartzo, óxidos de
ferro e fragmentos de rocha. A calcita e o CaCO3 podem ter origem de
precipitação química, orgânica ou ser formados por detritos. São classificadas
com base em sua textura ou outra propriedade relevante. Todos os calcários são
semelhantes em composição e apresentam efervescência em HCI a frio. A calcita
pode aparecer associadas à dolomita CaMg(CO3)2 .
II. Laterita
A laterita é formada pelo acúmulo secundário de óxidos de ferro como a
hematita e a goetita. Apresenta coloração vermelha ou bruna intensa, dureza
elevada e alta densidade. Forma-se normalmente na região de oscilação do
lençol freático próximo à superfície. A fase pouco endurecida da laterita é
chamada de plintita, que ora secando, ora umedecendo, sofre endurecimento
irreversível e transforma-se em laterita.
III. Evaporitos
117
São depósitos de cloreto de sódio, potássio, sulfatos, carbonatos, boratos e
outros sais comumente relacionados com a evaporação exagerada do solvente.
Formam-se em braços de mar, mares interiores, lagos salgados etc. É exemplo o
sal em Cotiguiba, Sergipe e Nova Olinda, Amazonas.
7.6.2.2. Rochas sedimentares orgânicas
De acordo com POPP (1998), são sedimentos formados pela acumulação
bioquímica de carbonatos, sílica e outras substâncias, ou então pela deposição e
transformação da própria matéria orgânica. O acúmulo de carbonato ou
sedimentos acaustobiolitos, ou seja, não-combustíveis, merecem destaque os
calcários formados pela acumulação de conchas, corais etc. ou originados pela
intervenção de certas algas, assim como sedimentos formados pela acumulação
de estruturas silicosas de foraminíferos e diatomáceos (diatomitos). A sílica e
outras substâncias são denominadas caustobiolitos, ou seja, biolitos
combustíveis, e se formam pela acumulação de maior ou menor quantidade de
matéria orgânica juntamente com uma certa porção dos sedimentos argilosos ou
calcários.
O tipo de material acumulado é predominantemente formado por restos
orgânicos com um dado teor de carbono. Esses sedimentos (acumulo de restos
vegetais, por exemplo) se formam em um ambiente redutor (anaeróbico) com
maior ou menor teor de argila. O sedimento assim formado chama-se turfa. Com
a evolução diagenética (incrementação de carbono), a turfa passa a outras formas
cada vez mais ricas em carbono chamadas linhito, hulha e antracito.
Quando a matéria orgânica que se acumula é predominantemente
constituída por seres aquáticos como algas, plâncton, e a deposição ocorre em
lagunas costeiras ou mares rasos semifechados como o Mar Negro, por exemplo,
os sedimentos que se formam são denomina sapropélicos, e de sua diagênese e
evolução se formam os folhelhos betuminosos, os folhelhos orgânicos e o
petróleo.
I. Fosforitos
São rochas de origem orgânica resultante do acúmulo de detritos de
peixes, répteis e mamíferos. Também são conhecidos por fosfatos de rocha. Sua
constituição principal é fosfato e carbonato de cálcio. O aspecto e textura dessas
118
rochas são muito variáveis.
119
CAPÍTULO 8 - ROCHAS METAMÓRFICAS
8.1. Introdução
As rochas sedimentares são formadas, de modo geral, pela desintegração
e/ou decomposição de rochas pré-existentes, com posterior transporte dos
detritos ou fragmentos, culminando o processo com a deposição ou sedimentação
dos produtos da erosão, perto ou longe da área fonte que forneceu o material.
Desse modo, as condições de pressão e temperatura em que se formam
as rochas sedimentares conseqüentemente aproximam-se ou são idênticas às da
superfície terrestre.
Por outro lado, as rochas ígneas derivam-se da solidificação de um magma
e se cristalizam a temperaturas no geral desde 1100º C até 600º C, sob condições
de pressão variando desde atmosféricas (caso das lavas) até alguns milhares de
bárias (condições de profundidades de até 20 km; caso das rochas plutônicas).
Figura 72. Metamorfismo regional em área da crosta instável sujeita a fortes compressões. A
intensidade do metamorfismo decresce nas rochas no sentido de (C) para (A);
(Extraído de Popp, 1998).
As rochas sedimentares bem como as magmáticas, quando soterradas a
120
profundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam
altas pressões (dos tipos hidrostáticos e cisalhantes) e temperaturas (que oscilam
desde 100 até 600º C), tornam-se instáveis, transformando-se e constituindo
assim uma rocha metamórfica. Tais transformações são mineralógicas e/ou
texturais, de modo que a rocha passa a ter uma nova composição mineralógica e
novas texturas e estruturas.
A classificação das rochas metamórficas não obedece a critérios
determinados como nos casos anteriores, dada a sua grande variabilidade. Os
mais diversos tipos de rochas são passíveis de se metamorfizarem, de modo que
não existem parâmetros distintivos de aplicação ampla.
As rochas metamórficas são aquelas que sofreram fundamentais
modificações devido à ação do calor, pressão e ação química de fluídos e gases.
Essas novas rochas, consequentemente, chamadas de metamórficas formaram-
se a partir do fenômeno metamorfismo, ou seja, transformação.
As fontes de calor durante os processos metamórficos são corpos
magmáticos em resfriamento, desintegração radioativa de elementos e devido ao
gradiente geotérmico. Os fluídos e gases podem vir da porção volátil do magma
ou da atmosfera e hidrosfera superficiais.
Os principais efeitos do metamorfismo são:
1- recombinação química e crescimento de novos minerais com ou sem a adição
de elementos de fluídos ou gases percolantes;
2- deformação e rotação dos grãos minerais constituintes;
3- recristalização de minerais em grãos maiores.
O resultado final é uma rocha de maior cristalinidade e dureza, adquirindo
novas feições estruturais como dobras ou outras expressões de deformação
(Tabela 16).
Tabela 16 – exemplos de rochas metamórficas de acordo com as classes químicas
MATERIAL DE ORIGEM CLASSES QUÍMICAS
Granitos, Arenitos, quartizitos etc Rochas Quartzo-feldspáticas Argilitos, Folhelhos Rochas Aluminosas Calcários e Dolomitos Rochas Carbonatadas Rochas de Magma Gábrico, Dioritos Rochas Básicas Peridotios e Serpentinitos Rochas Magnesianas Sedimentos Ferruginosos Rochas Ferruginosas
121
Cada uma destas classes químicas mencionadas anteriormente possui
exemplos característicos como:
CLASSES QUÍMICAS EXEMPLOS
Rochas Quartzo-feldspáticas Gnaisses e Quartzito
Rochas Aluminosas Ardósia, Filito e Micaxisto
Rochas Carbonatadas Mármore e Escarmito
Rochas Básicas Anfibolitos e Metabasitos
Rochas Magnesianas Talcoxisto e Talcito
Rochas Ferruginosas Itabiritos
8.2. Tipos de Metamorfismo
8.2.1. Metamorfismo de Contato
Desenvolve-se ao redor de corpos ígneos intrusivos (como batólitos), que
cedem parte de sua energia térmica às rochas vizinhas encaixantes (Figura 73 e
74). Em conseqüência, as rochas assim metamorfisadas apresentam-se em
auréolas envolvendo o corpo ígneo. Essas auréolas possuem no máximo algumas
centenas de metros de espessura. O fator dominante na sua formação é a
temperatura e as soluções gasosas que emanam do corpo ígneo, enquanto a
pressão tem um papel secundário.
Figura 73. Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas sofrem
diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e baixo em
(A).
122
Figura 74 - Metamorfismo de contato provocado pela intrusão de um batólito. As rochas
sofrem diferentes graus de metamorfismo, sendo muito alto em (C), médio em (B) e
baixo em (A).
8.2.2. Metamorfismo Regional
Desenvolve-se em regiões que sofrem tectonismo intensivo, isto é,
compressões e dobramentos de extensas áreas da crosta com atuação de
pressões orientadas e temperaturas muito elevadas (Figura 75). Em geral, as
rochas que sofrem este tipo de metamorfismo ocorrem em áreas onde existem ou
existiram grandes cadeias montanhosas, fazendo parte dos chamados escudos
cristalinos.
Figura 75. Metamorfismo regional em área da costa instável, sujeita a fortes compressões.
123
8.3. Foliação
Foliação - habilidade da rocha de se separar ao longo de superfícies
aproximadamente paralelas, devido à distribuição paralela das camadas ou linhas
de uma ou vários minerais na rocha. Pode ser expressa por: fratura paralela de
pequena espessura (ardósias), arranjamento paralelo de minerais alongados
(xistosidade) ou por camadas alternadas de composição mineralógica distinta
(gnaisse).
A foliação desenvolve-se durante o metamorfismo por stress orientado e,
característica fundamental das rochas metamórficas, serve como critério de
classificação.
Rochas metamórficas que não apresentam foliação são, aparentemente,
desprovidas de estrutura e constituídas de apenas um mineral.
8.4. Classificação das Rochas Metamórficas
A identificação das rochas metamórficas é muito complexa e é difícil
formular um sistema de classificação satisfatório na sua composição mineralógica
ou modo de origem. O modo mais conveniente de classificar as rochas
metamórficas é agrupa-Ias de acordo com suas feições estruturais com posterior
subdivisão, de acordo com sua composição. Dessa forma, dividem-se as rochas
naquelas que apresentarem foliação e naquelas que não apresentam foliação. As
que apresentam foliação são posteriormente agrupadas de acordo com o tipo de
foliação. Os tipos mais importantes são os da relação que segue na Tabela 17.
124
Tabela 17 - Classificação das rochas metamórficas
125
8.4.1. Ardósias
São rochas de granulação muito fina de minerais praticamente
imperceptíveis a olho nu e apresentam foliação na forma de fraturas paralelas de
pequena espessura e excelente xistosidade. As ardósias são densas, de
coloração escura, cinza, vermelha, verde ou preta. Rochas de baixo grau
metamórfico (incipiente, derivadas de rochas do tio argilito/siltito.
8.4.2. Filitos
São rochas xistosas, de granulação fina, apresentam um brilho sedoso
típico devido à presença de pequenos cristais de serecita. As cores são variadas,
sendo comuns os tons castanhos claro, esverdeado, cinza, esbranquiçado, etc.
são rochas com boa xistosidade e os planos de xistosidade metamórficos (fraco)
originados de argilito/siltito.
126
8.4.3. Xistos
São rochas de xistosidade bastante acentuada onde os cristais
constituintes são bem visíveis e apresenta-se em folhas ou placas delgadas. A
composição predominante é de biotita, moscovita, clorita, quartzo, etc. (Figura 62)
Figura 80 - Xistosidade vista ao microscópio
8.4.4. Gnaisses
Os gnaisses apresentam granulação mais grosseira e foliação resultando
camadas de constituição mineralógica distinta (minerais agrupam formando as ou
faixas alternadas em tons claros e escuros).(Figura 76)
Figura 76 - Camadas mineralogicamente distintas do gnaisse.
127
Essa rocha origina-se do metamorfismo intenso de rochas da família dos
granitos - riólitos ou a partir de rochas sedimentares arenosas ou metamórficas de
pequena intensidade. São rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e
feldspato.
8.4.5. Metaconglomerados
O metaconglomerado é um conglomerado que foi alterado pelo calor e
pressão de uma forma que os seixos estão deformados, quebrados e fundidos
uns aos outros. Os seixos podem apresentar certa orientação dentro da rocha.
São rochas normalmente muito endurecidas. A matriz areno-siltosa também
apresenta deformações estruturais.
8.4.6. Quartzito
Os quartzitos puros são originados de arenitos quartzíferos, os menos
puros normalmente apresentam micas associadas, compostas por mais de 80 %
de quartzo. Possuem em geral coloração clara, dureza muito elevada e aspecto
maciço. Não apresentam foliação.
128
8.4.7. Mármore
Rocha metamórfica sem foliação, o mármore é constituído principalmente
de calcita e dolomita. As cores variam do branco, róseo ao cinza, marrom e preto.
Apresentam dureza baixa, alta compacidade e efervescência com ácido clorídrico
a frio.
8.4.8 Anfibólios
Rochas compostas de anfibólios e feldspatos (plagioglásios). Apresentam
orientação de minerais e provem de rochas ígneas básicas.
129
8.4.9. Itabiritos
É um tipo essencial de quartizito, provavelmente de rocha sedimentar
química, que se caracteriza por uma alternância de bandas de quartzo e bandas
de hematita (geralemente especularita).
130
Tabela 18 – Identificação das rochas metamórficas
131
CAPÍTULO 9 - MINERALOGIA DE SOLOS
9.1. Introdução
As rochas são o substrato do qual se originam praticamente todos os solos.
É a partir da desagregação destas, que o clima, relevo, organismos e tempo
(fatores de formação) exercem sua influência no processo de evolução dos solos.
As características das rochas, principalmente a composição química e
mineralógica, sua resistência mecânica e a sua textura vão influir sobre o teor de
elementos químicos colocados em disponibilidade para as plantas, sobre as
reservas minerais do solo, sobre a coloração que o solo pode apresentar, sobre a
textura e também sobre a profundidade do perfil do solo.
Como as rochas são formadas de minerais, é indispensável o
conhecimento das propriedades dos minerais que entram na composição das
principais rochas. Na análise desses minerais obtêm-se muitas informações como
a capacidade potencial do solo de fornecer nutrientes às plantas, no entanto, a
simples presença do nutriente na composição do mineral não é indicativo da sua
presença no solo. Isso dependerá da maior ou menor facilidade com que esse
nutriente será liberado para o solo, o que é função da sua maior ou menor
susceptibilidade à decomposição química provocada pelo intemperismo.
Muitos minerais têm sua composição química definida. Outros têm uma
série de compostos onde elemento metálico pode ser total ou parcialmente
substituído por outro. Assim têm-se dois minerais muito similares quimicamente e
em muitas de suas propriedades físicas, mas diferem na cor e em outras
propriedades físicas. Raramente, uma propriedade física ou química identifica um
mineral, em geral necessita-se de muitas características como clivagem, fratura,
cor, etc.
Com essas observações conclui-se que é relevante o conhecimento básico
dos minerais dentro do estudo da origem e formação dos solos. Entretanto, o solo
não é apenas função do seu material de origem. Sendo assim, a análise da
influência dos fatores de formação do solo não poderá ser feita de maneira
isolada, mas de forma conjunta.
132
TEMPO
Figura 76 - Formação do solo a partir de uma rocha
COMPOSIÇÃO DO SOLO
Os solos minerais contêm 4 componentes principais:
1) substâncias minerais;
2) matéria orgânica;
3) água;
4) ar.
Estes se encontram geralmente em estado adiantado de subdivisão e
muito bem misturados, sendo difícil de serem separados. A Figura 77 representa
a composição em volume de um solo.
Neste capitulo, será abordado a porção inorgânica da fase sólida do solo.
133
Figura 77. Composição volumétrica de um solo, quando apresenta boas condições para o
crescimento vegetal. O aumento de água no solo é extremamente variável e suas
proporções determinam em grau elevado sua adequabilidade para o crescimento
vegetal.
9.2. Minerais do Solo
A parcela inorgânica da fase sólida do solo é variável em tamanho e
composição, sendo composta geralmente de pequenos fragmentos de rocha e de
minerais de várias espécies.
Os fragmentos de rocha são remanescentes de rochas maciças, da qual se
formam por intemperismo, no regolito (manto de alteração) e por sua vez, no solo
apresentando geralmente granulação grosseira (Tabela 19). Os minerais, pelo
contrário, são extremamente variáveis em tamanho. Alguns são tão grandes como
os fragmentos menores de rochas; outros, como as partículas coloidais da argila,
são tão pequenos que só podem ser vistos com o auxílio de um microscópio
eletrônico.
GRAVE BEM !
Minerais primários - são aqueles herdados de rochas metamórficas ou
magmáticas e que não sofreram alteração em sua estrutura e composição. Ex.:
quartzo. Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo,
especialmente nas areias.
134
Minerais secundários - são aqueles formados pela desintegração de
minerais menos resistentes, à medida que se desenvolve a alteração da rocha
(regolito) e progrediu a formação do solo. Ex.: argilas silicatadas (filossilicatos) e
os óxidos de ferro e alumínio.
Geralmente os minerais primários dominam as frações maiores do solo,
especialemnte areias.
Tabela 19 - Quadro classes de tamanhos principais de partículas inorgânicas.
Tamanho da Diâmetro das Nome
Meios de Composição
Fração partículas (mm) Observação dominante
Muito Grosso > 2,0 Seixos e
Olho nu Fragmentos de
Cascalho rocha
Grosso 0,02 a 2,0 Areia Olho nu Minerais
primários
Fino 0,002 a 0,02 Silte Microscópico
Minerais
primários e
secundários
Muito Fino < 0,002 Argila Microscópico Minerais
Eletrônico secundários
As partículas mais grossas de areia são com freqüência, fragmentos de
rocha e minerais. Concreções e nódulos são de ocorrência comum nas frações
grosseiras de solos tropicais.
Há geralmente, predominância de quartzo nas granulações mais finas de
areia, como também nas frações granulométricas de silte (Figura 78).
135
Figura 78 - Relações gerais entre o tamanho da partícula e os tipos de minerais presentes.
Quartzo predomina sobre frações grosseiras. Silicatos primários, como feldspatos, hornblenda e
micas, acham-se presentes nas areias, porém tendem a desaparecer à medida que se caminha
para as frações mais finas. Silicatos secundários predominam na fração argila. Outros minerais
secundários como óxidos e ferro e de alumínio predominam nas frações silte fino e argila grossa
9.2.1. Cascalho e Areia
Os fatores formadores do solo determinam ações físicas, químicas e
biológicas que transformam a rocha original. As primeiras desintegram o material,
dando origem às frações grosseiras do solo chamadas cascalho e areia. Tais
partículas possuem tamanho maior que 0,05 mm de diâmetro e mantém as
características da rocha mãe.
A areia grossa é constituída por fragmentos de rochas nos quais persistem
uma boa parte dos minerais originais. A areia fina, por sofrer ação mais intensa do
intemperismo, apresenta os constituintes separados ou individualizados da rocha
mãe.
Com o prosseguimento da ação do intemperismo físico e químico, surgem
partículas cada vez menores como o silte e a argila (Figura 79).
136
Figura 79 - Ação do intemperismo físico e químico
9.2.2. Silte
Na mineralogia, a fração silte é a menos definida que a areia e a argila,
pois se constitui de produto proveniente da desintegração física e da alteração
química. Encontra-se então no silte minerais primários, medianos a altamente
resistentes ao intemperismo e uma quantidade significativa de minerais
secundários, porém em menor proporção. Também encontramos freqüentemente
produtos intermediários de alteração dos minerais primários originais.
O fato de existir minerais primários, produtos intermediários e minerais
secundários na fração silte, demonstra a instabilidade destas partículas no solo e
seu caráter dinâmico no que tange à alteração dos minerais do solo.
Façamos uma analogia entre a fração silte e as prateleiras de um
supermercado. A fração silte seria o depósito do supermercado, de onde são
retirados os produtos para serem expostos na prateleira, sendo desenfardados e
individualizados. A retirada dos produtos nas prateleiras é responsabilidade do
intemperismo, e a parte dos produtos do intemperismo serão formados os
minerais da fração argila e serão liberados elementos nutrientes essenciais ao
desenvolvimento da vida vegetal, assim como outros elementos que em níveis
elevados na solução do solo, podem ser tóxicos às plantas como o AI e o Mn.
137
Mineralogicamente, areia e silte representam a reserva mineral de um solo
se neles existirem minerais facilmente decomponíveis. O intemperismo, através
de reações de hidrólise principalmente, será capaz de liberar elementos que
poderão servir de nutrientes para as plantas, poderão se recombinar com outros
componentes de meio, dando origem a minerais secundários na fração argila do
solo, e também poderão ser perdidos por lixiviação.
9.2.3. Argila
Na fração argila há um predomínio absoluto de minerais secundários
enquanto que nas frações mais grosseiros encontramos minerais primários
dominando. As partículas mais grossas da fração argila (2,0 a 0,2 mm.)
comumente apresentaram alguns minerais primários.
Alguns minerais contidos na fração argila poderão ser herdados
diretamente da rocha, como é o caso de solos desenvolvidos de rochas
sedimentares, havendo pequenas alterações apenas.
As partículas de argila têm alta "atividade" nas propriedades químicas,
físicas e também biológicas do solo. A areia e o silte possuem muito pouca
atividade de superfície e pouco contribuem no balanço total das propriedades do
solo. Havendo uma redução no tamanho das partículas, maior é a superfície
específica provocando na expressão das propriedades. A argila é muito mais ativa
que a areia e silte.
9.3. Relembrando outros capítulos...
Até agora você já aprendeu os o que são minerais e sua classificação, o
que é uma rocha e os critérios para caracterizá-lo como Magmáticas,
Metamórficas e Sedimentares e Intemperismo.
Veremos agora como relacionar material de origem (rocha) com a
composição mineralógica das frações areia e silte, onde encontramos os minerais
primários.
Relembrem os capítulos das Rochas Magmáticas, Metamórficas e
Sedimentares.
138
9.4. Algumas relações entre "Dessilicatização" e a Mineralogia de Solos
No capítulo de intemperismo, alguns processos foram apresentados, tais
como a hidrólise, a oxidação-redução e a lixiviação.
Outro processo importante é a dessilicalização, que seria a remoção de
silício do meio. O grau de dessilicatização é responsável pela estabilidade dos
minerais de argila presentes.
9.4.1. Conceito de Dessilicatização
Chama-se dessilicatização a remoção do silício durante o intemperismo
das rochas. Para se compreender melhor esta remoção do silício se faz
necessário fazer uma abordagem sobre lixiviação.
9.4.1.1. Lixiviação
POLYNOV (1937), em seu trabalho clássico sobre o ciclo do intemperismo,
determinou a mobilidade dos elementos. Suas conclusões se basearam no estudo
das águas de um rio em relação à composição das rochas de sua bacia
hidrográfica. O autor dividiu os elementos, em quatro fases, de acordo com sua
mobilidade relativa, tendo como base de referência o cloro (Cl-), o mais móvel e
que recebeu o índice 100.
Cl- 100
Fase I
SO4- 57
Ca++
3,00
Na
+ 2,40
Mobilidade
Fase II relativa dos
Mg
++ 1,30 elementos
K+ 1,25
Fase III SiO2 0,20
Fe2O3 0,04
Fase IV
AI2O3 0,02
139
Outros estudos foram relatados por CHESWORTH (1973) estabelecendo
seqüências de mobilidade dos elementos, mostrando variações na ordem
estabelecida por POLYNOV, porém apresentam mesmas tendências.
Observa-se que na primeira fase ocorre a remoção intensa dos ânions Cl- e
SO4-. Na fase II, são movidos elementos alcalinos terrosos. Esta fase pode ser
subdividida em 2 estágios; correspondendo a maior mobilidade de íons cálcio e
sódio em relação aos íons magnésio e potássio. Na terceira fase ocorre a
remoção de sílica dos silicatos de alumínio e finalmente na quarta fase, uma
pequena remoção do produto residual do intemperismo, os sesquióxidos de ferro
e alumínio.
Dado o início da fase III, que vem a ser a remoção de sílica, inicia-se a
decomposição dos silicatos de alumínio do solo. Isto pode ser assim
representado:
Remoção de SiO2 Remoção de SiO2
Esquema simplificado da dessilicatização nos solos e seus produtos.
Fica claro que a dessilicatização ocorre num estágio onde já ocorreu
Iixiviação das bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+) e quanto mais intensa essa remoção de
bases, maior será a perda de sílica.
9.4.2. Conceito de Neossíntese de Minerais do Solo
o que é neossíntese?
Neo = nova sítese = fusão, composição
Trata-se da formação de um mineral secundário do solo a partir da fusão
ou composição de elementos (Ca, Mg, Fe, Si) e compostos mais simples, como
SiO2, Al2O3 amorfos.
Estes elementos e compostos simples podem originar-se da alteração de
minerais primários e mesmo da hidrólise de minerais secundários. Portanto, nem
todo mineral secundário é, unicamente formado a partir da destruição de um
mineral primário. As condições do meio em que se encontram é o que "comanda"
a formação dos minerais.
2:1 1:1 Sesquióxidos de alumínio
140
Um resumo dos principais minerais presentes na fração argila, e as
condições gerais do meio de formação estão no quadro a seguir. ,
GRUPO DE MINERAIS CONDiÇÕES DO MEIO (SOLO)
2:1 Meio alcalino e levemente ácido
Alta concentração de sílica e bases
1:1 Meio ácido
Baixa concentração de sílica e bases
GIBSITA Meio muito ácido
Baixíssima concentração de sílica e
bases
Se numa paisagem, há um fluxo convergente de soluções (contendo sílica
e bases entre outros), haverá acúmulo, sendo provável a reorganização do
conteúdo, originando um mineral secundário (Figura 80). Assim, argilas
silicatadas 1:1 e 2:1 principalmente, podem se formar a partir de um acúmulo de
produtos de alteração de outros minerais secundários.
Figura 80 - Mostra como pode acontecer remoção de bases e sílica de um sistema de
drenagem livre onde a lixiviação é fornecida e o posterior acúmulo num
sistema “fechado” de drenagem.
Visto os conceitos de dessilicatização, condições de estabilidade dos
minerais da fração argila e neossíntese, tem-se, portanto, os modelos básicos que
141
ajudam a compreensão da composição mineralógica do solo em diferentes
condições de intemperismo.
Os modelos levam em consideração fundamentalmente o grau de
dessilicatização do material tendo em vista a intensidade do processo e o tempo
em que o material de origem do solo é submetido a dessilicatização. Considere o
material de origem igual para os três casos: basalto (Figura 82).
Para as condições tropicais e subtropicais em que o Brasil se encontra, os
modelos de Jackson se aplicam em muitos casos:
Dessilicatização tênue solos com mineralogia 2:1 e presença de
minerais interestratificados 2:2 e minerais primários.
Dessilicatização moderada solos com mineralogia 1:1 e presença de
interestratificados 2:2 e eventualmente minerais primários alterando para 2:1 nos
horizontes próximos à rocha matriz.
Dessilicatização intensa solos com mineralogia oxídica e presença de
caulinita e eventualmente interestratificados 2:2.
Observação: FATORES QUE AFETAM A FORMAÇÃO DE UM SOLO:
- Material de origem; clima; relevo; organismos (ação biológica) e tempo.
Ao analisar o grau de intemperismo e dessilicatização do solo, tem-se a
interação dos cinco fatores que dará origem a uma enorme variedade de solos e
isto será mais bem estudado na disciplina de PEDOLOGIA. Este curso trata-se,
especificamente, do material de origem dos solos.
142
a) Dessilicatização tênue, baixo grau de intemperismo (intensidade x tempo)
b) Dessilicatilização moderada, grau intermediário de intemperismo (intensidade x tempo).
c) Dessilicatilização intensa, intemperismo acentuado (intensidade x tempo).
Figura 81 - Graus de lixiviação de Si (dessilicatização), e a formação dos principais grupos de
argila no solo. Adaptado de JACKSON (1964)
+++ minerais 2:1
++ minerais 2:2 e minerais primários
Embaciamento
Minerais 2: 1
+++ minerais 2: 1
++ minerais 2:2 e outro minerais primários
+ óxidos de Fe e Al
Embaciamento
Minerais 2:1
LEGENDA
+ presente
++ menos bundante
+++ abundante
Intensidade de dessilicatização
+++ sesquióxidos Fe e AI
++ minerais 1:1
+ minerais 2:2 eventualmente
Embaciamento
Minerais 2: 1 e 1: 1
143
9.4.3. Valor Ki; uma maneira de se avaliar o estágio de intemperismo do solo
Para analisar a composição mineralógica de um solo, existem vários
métodos, entre eles, difratometria de raio “X" ou ATD (análise térmica diferencial).
Porém, são métodos caros e requerem especialização no uso. Por isso, foram
desenvolvidos métodos de química que apresentam como resultado os teores de
componentes totais do solo, uma vez que é feito um ataque ácido para dissolver
os minerais.
A partir deste ataque ácido são obtidos as porcentagens de silício, alumínio
e ferro (%SiO2; %Al2O3 e % Fe2O3).
Sendo os minerais da fração argila, predominantemente, filossilicatos
secundários e óxidos de ferro e alumínio, poder-se-ia avaliar a composição
mineralógica de um solo a partir da análise química total?
Veja a composição química destes minerais:
Tabela 21 - Composição química de alguns minerais da fração argila
MINERAIS SiO2 % Al2O3 %
Gibsita AI(OH)3 0 65,40
Caulinita (1:1) 45,80 39,55
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76
llita (2:1) 56,91 18,55
Estabelecendo-se uma relação molecular entre SiO2 e Al2O3, obtém-se um
número chamado de "razão Ki", e que serve como índice de intemperismo do
solo, pois é possível avaliar indiretamente a composição mineralógica da fração
argila do solo.
Veja como é:
Ki = mol SiO2 = 60 = 1,7 x SiO2 % ---------------- -------- ----------- mol Al2O3 Al2O3 Al2O3 % ---------- 102 A Tabela 22 mostra o teor de sílica e de alumínio e o índice Ki de alguns
minerais de argila.
144
Observa-se que a caulinita possui Ki = 2, enquanto que nos minerais de
argila 2:1 Ki = 4 a 5. Com base nesses dados é que se faz a interpretação do Ki
da fração argila do solo, ou seja:
Valor Ki MINERALOGIA DA FRAÇÃO ARGILA DO SOLO
Ki = 2 há predominância de caulinita cujo Ki é 2
Ki < 2 indica que junto à caulinita há presença de gibbsita
(hidróxidos de alumínio), que faz baixar o valor do
Ki tanto mais quanto maior for sua quantidade na
mistura; a condição extrema seria Ki = O, o que
indicaria total ausência de minerais silicatos, como
minerais de argila e presença exclusiva de gibbsita.
Ki entre 2 e 4 indica que junto à caulinita há presença de minerais
de argila do tipo 2:1, que fazem elevar o valor de Ki
tanto mais quanto maior for sua participação na
mistura.
Ki > 4 há predominância de argila do tipo 2:1.
Portanto, o índice Ki revela as quantidades relativas de caulinita, gibbsita e
minerais de argila do tipo 2:1 na fração argila do solo, porém não informa
presença de hematita e goetita. Esses óxidos de ferro, encontrados em solos
tropicais, é dado pelo próprio teor de Fe2O3 provenientes do mesmo ataque
sulfúrico mencionado.
Tabela 22 - Composição química e índice Ki de alguns minerais da fração argila
MINERAIS SiO2 % AI2O3 % Ki
Gibsita AI (OH)2 0 65,40 0
Caulinita (1:1) 45,80 39,55 1,97 = 2
Vermiculita (2:1) 34,04 14,37 3,78 = 4
Montmorilonita (2:1) 51,14 19,76 4,41
lIita (2:1) 56,91 18,55 5,24_
145
Tabela 23 - índice Ki de alguns solos do Brasil
Solo Ki Mineralogia da fração argila
Podzólico Vermelho Amarelo (DF) 2,0 Predomina caulinita
Latossolo Vermelho Escuro (DF) 1,3 Caulinita + sequióxidos de AI e Fe
Latossolo Vermelho Amarelo (DF) 0,3 Gibsítico
Latossolo Roxo (SP) 0,7 Gibsita + :1
Latossolo Roxo (SP) 1,4 1:1 + óxidos de Fe e AI
Latossolo Amarelo (PA) 1,6 1:1 + óxidos de Fe e AI
Terra Roxa Estruturada (PR 1,9 1:1 + óxidos de Fe e AI
Podzólico Vermelho Amarelo (SP) 1,9 1:1 + óxidos de Fe e AI
Cambissolo Substrato Basalto (SP 2,7 1:1+2:1
Litossolo Substrato Basalto (SP 3,0 1:1+2:1
Brunizem Avermelhado (PR) 3,2 2:1+1:1
Vertissolo (PE) 4,0 2:1
Para simplificar a interpretação dos índices Ki é apresentado a seguinte tabela.
Tabela 24 - Interpretação dos valores de índice Ki para mineralogia da fração argila
Ki Interpretação
0 Gibsita
< 0,8 Predomina gibsita sobre caulinita (1:1)
0,8 – 1,9 Predomina caulinita sobre gibsita
2 Caulinita
2,1 – 3,0 Predomina caulinita sobre minerais 2:1
3,1 – 4,0 Predominam 2:1 sobre caulinita
> 4,1 Minerais 2: 1
Sabendo quais os possíveis constituintes das diferentes frações
granulométricas do solo, silte e argila, isto é, como os minerais primários e
secundários se distribuem no solo, será discutida um pouco mais detalhada a
fração argila, ainda não abordada.
146
9.5. Colóides do Solo
9.5.1. Alguns conceitos e definições
“Fração coloidal do solo" ou, simplesmente "colóides do solo" referem-se a
maior parte das partículas de argila e a porção orgânica do solo altamente
decomposta chamada "húmus". Ambos existem em estado coloidal, com
partículas extremamente pequenas, alta superfície específica e presença de
cargas elétricas na superfície específica que atraem íons e moléculas polares
como água.
As partículas coloidais são formadas de um complexo radical negativo ou
“micela" e de uma mistura de íons e moléculas de água adsorvidas.
- Ca++
- Mg++
- H+ M = Na+, K+, NH4+
- Al+++
- M
Os colóides agem, portanto, como centro de atividade em cujo redor
ocorrem reações químicas e trocas de elementos nutrientes essenciais à vida das
plantas.
Muitas propriedades dos solos são governadas pelo tipo e quantidade de
material coloidal.
MICELA
HÚMUS, ARGILA)
147
Figura 82. Esquema da molécula de água
Figura 83. Representação em forma de diagrama de um cristal de argila silicatada. Suas
inumeráveis cargas negativas e seu "enxame" de cátions adsorvidos.
Um esquema ampliado da borda do cristal mostra a superfície interna
carregada negativamente, desta partícula específica, a qual são atraídos cátions e
água.
148
Figura 84. Adsorção de cátions pelos colóides húmicos.
9.5.2. Origem de Cargas nos Constituintes do Solo
Veja o conceito de CTC ou capacidade de troca catiônica (cap. 2)
CTC - a quantidade de carga negativa de um colóide pode ser geralmente
representada pela capacidade de troca catiônica (CTC ou T), e a maioria dos
cátions adsorvidos na superfície do colóide são trocáveis, isto é, estão fracamente
retidos. CTC é expressa em equivalente miligrama (e.mg) por unidade de peso
seco de material.
Na Tabela 25 observa-se os valores de CTC para os principais
constituintes da fração argila do solo.
Tabela 25 - CTC dos principais componentes do solo
Componente CTC(1) e.mg/100 g
Gibsita 1 a 2
Goethita 1 a 2
Hematita 1 a 2
Caulinita 3 a 15
IlIita 10 a 40
Montmorilonita 80 a 120
Vermiculita 100 a 150
Húmus 200 a 400
(1) Determinada a pH 7,0
149
Observa-se que a CTC da caulinita e dos óxidos de hidróxidos de ferro e
alumínio (goethita, hematita e gibsita) é baixa não atingindo 10 e.mg/100 g, é por
essa razão que a CTC dos solos cauliníticos com altos teores de óxidos e com
baixo teor de colóides orgânicos, como são muitos dos solos do Brasil,
dificilmente atingem 10 e.mg/100 g de argila. Estes colóides orgânicos são
responsáveis por até 80 % da capacidade de troca da camada superficial,
principalmente em solos cauliniticos e com elevados teores de óxidos de Fe e AI.
Os solos com mineralogia mais ativa, isto é, com presença de minerais 2:1
(montmorilonita, vermiculita, illita), terão valores de CTC bem mais elevados e não
são dependentes da presença de matéria orgânica.
As origens das cargas elétricas negativas de um colóide são as mais
variadas sendo que as substituições no interior da estrutura, a quebra na
estrutura, e a dissociação de radicais OH em arestas não quebradas e expostas
são as mais comuns.
Veja isto com detalhe:
I. Quebra na Estrutura
A quebra no redor das arestas da unidade sílica-alumina normalmente
paralela ao eixo c poderá originar cargas elétricas que deverão ser satisfeitas por
cátions adsorvidos. O número de arestas quebradas aumentará à medida que
diminui o tamanho das partículas. As distorções na estrutura cristalina, também, e
tenderão a aumentar o número de arestas quebradas e, portanto, a CTC tende a
aumentar à medida que o grau de cristalinidade diminui.
A origem das cargas elétricas devido a quebra da estrutura se deve as
ligações não satisfeitas nas faces do mineral, entre Si-O ou AIOH ou então devido
a dissociação do radical OH de acordo com a equação abaixo:
À medida que o pH da solução aumenta, aumenta dissociação do radical
OH e aumenta CTC, onde denomina-se CTC dependente de pH. Portanto, grande
parte da CTC da caulinita é dependente de pH. Figura 86.
150
Figura 86 - Diagrama da borda quebrada de um cristal de caulinita, mostrando o oxigênio como
fonte de carga negativa. Com valores elevados de pH, os íons hidrogênio tendem a
ficar frouxamente retidos, podendo ser permutados por outros cátions.
II. Dissociação de Radical OH- em arestas não quebradas e expostas
Por dissociação de OH, como já foi visto, ocorre a formação de cargas
elétricas que podem ser satisfeitas por cátions os quais podem ser trocados
posteriormente.
A ocorrência de cargas elétricas negativas no material amorfo (alofana) e
no húmus é devida principalmente a dissociação de radicais OH.
No material amorfo a reação pode ser representada:
+ H2O + H3O+
No caso dos colóides orgânicos os seguintes casos de dissociação são
exemplos típicos de formação de cargas elétricas:
SiOH SiO-
151
A matéria orgânica no solo forma complexos com, por exemplo, o alumínio
e o ferro, sendo que da precipitação deste alumínio, motivada pelo aumento de
pH gera também cargas negativas como ilustrado acima.
Em todos os exemplos vistos o aparecimento de cargas negativas por
dissociação do radical OH ou por precipitação do alumínio dos complexos
orgânicos gera cargas dependentes de pH.
III. Substituição no interior da estrutura (Substituição iônica ou isomórfica)
Desde que o Si4+ e Al3+ possam ser substituídos por muitos outros íons,
pode-se esperar um grande número de substituições iônicas na estrutura do
mineral de argila. Uma das mais comuns é a do Al3+ pelo Si4+ na folha do
tetraedro e a de íons de baixa valência na folha dos octaedros, resultando cargas
elétricas insatisfeitas em alguns minerais de argila. Essa insatisfação pode ser
compensada por diversos meios, como a substituição de O- pelo OH- pela
introdução de cátions na camada de octaedros ou ainda, por adsorção de cátions
na superfície das camadas.
A substituição iônica gera cargas elétricas negativas que independem do
pH do meio, ou seja, em qualquer pH o número de cargas elétricas originadas por
substituição iônica permanece a mesma (CTC independente do pH).
Na montmorilonita e vermiculita, por exemplo, a substituição iônica é
responsável por 80 % do total da CTC.
152
A Figura 88 mostra a CTC dependente e independente de pH para a
montmorilonita.
Figura 88. Ilustração da CTC dependente e independente de pH para a montmorilonita.
9.5.3. Os colóides do solo e os processos de troca iônica
A CTC permanente diz respeito a cargas originadas por substituição iônica.
Já existem materiais no solo com cargas que mudam de acordo com o pH, a CTC
de solos com estes materiais também será variável.
No ambiente tropical, a maioria das cargas é dependente de pH e é por
isso que a CTC desses solos variam com o pH. Portanto, a capacidade de troca
catiônica não é uma propriedade imutável do solo e sim, uma característica
sujeita a variação como mostra o seguinte exemplo:
153
Para comparar solos diferentes deve-se avaliar a CTC sempre a um
mesmo valor de pH. No Brasil, a CTC é determinada a pH 7,0 (CTC7) e seu valor
pode ser estabelecido diretamente em laboratório ou da seguinte forma:
CTC7 = S + Al + H
onde S é a soma de bases, AI o teor de alumínio trocável e H a quantidade de
íons de hidrogênio dissociados do colóide pela elevação do pH até 7,0 (supondo
solo ácido). Em solos neutros, o último termo da equação desaparece.
A desvantagem de determinar a CTC a pH 7,0 é de superestimar a CTC de
solos ácidos e solos alcalinos. Neste caso, tem-se a CTC efetiva que é a CTC do
solo ao seu valor original de pH. É obtida somando-se o teor de bases trocáveis
(soma de bases) ao teor de alumínio trocável.
CTCe = S + Al
Nota-se que a CTCe difere da CTC7 somente quanto aos íons de
hidrogênio que se dissociam devido à mudança de pH. Portanto, solos neutros
possuem CTCe igual a CTC7 Por outro lado, dois solos com a mesma CTCe com
valores diferentes de pH, terão diferentes valores de CTC7 Os exemplos a seguir
ilustram esses dois casos:
Solo pH CTCe CTC7
1 7,0 13,0 13,0
2 5,0 4,0 9,0
3 6,0 4,0 6,0
OS CÁTIONS TROCÁVEIS
Os principais cátions em colóides do solo, sob a forma trocável, são Ca+2,
Mg+2 , K+, Na+ (bases) e AI+3 . O hidrogênio trocável (H+) ocorre em solos ácidos
sendo necessária a presença de minerais de argila 2:1 por serem os principais
colóides do solo dotados de cargas permanentes. Por formar ligação covalente, o
154
hidrogênio dissocia-se somente com a elevação do pH do solo pois não possui
carga livre (HO).
A Figura 96 mostra o esquema onde um colóide associa-se aos principais
cátions do solo através de cargas permanentes e variáveis, hidrogênio trocável
está associado às cargas permanentes e o não trocável às variáveis. A Figura 89
também mostra a participação dos cátions na CTCe e na CTC7, ou seja, a parte
que se dissocia até o pH 7,0; os hidrogênios restantes seriam dissociados
somente com a elevação ainda maior do pH.
Figura 89. Representação esquemática das ligações dos cátions ao colóide e da participação dos
mesmos na CTC efetiva (CTCe) e na CTC a pH 7,0 (CTC7).
PONTO DE CARGA ZERO
Conforme foi mencionado, as cargas podem aumentar ou diminuir em
função do pH. Deve-se acrescentar, entretanto, dois fatos:
a) Um mesmo colóide pode ter cargas positivas quando o pH do meio é
baixo, e cargas negativas quando os valores de pH são mais altos;
b) Sob um mesmo valor de pH, um colóide poderá apresentar cargas
positivas e negativas ao mesmo tempo.
No entanto, deve existir um valor intermediário de pH onde a carga é nula -
a esse valor dá-se o nome de Ponto de Carga Zero (PCZ). Diferentes colóides
possuem diferentes valores de PCZ. O esquema a seguir mostra que, com o
aumento do pH ocorre desprotonação na superfície do colóide (carga de +2 para -
2) e no ponto central, a carga zero, portanto se diz que “o colóide esta no PCZ”.
155
Enquanto o PCZ de um colóide pode se definido como pH no qual a carga
elétrica do colóide é nula, o PCZ de um solo que representa uma mistura de
colóides, deverá ser definido como pH no qual o número de cargas positivas é
igual ao de cargas negativas, dando uma carga líquida igual a zero; isso não
significa, portanto, que o PCZ não apresente cargas.
Tabela 26 - Ponto de carga zero de alguns componentes do solo e de alguns grandes
grupos de solos.
Material Ponto de carga Zero
Goethita 6,7
Hematita 5,4
Gibsita 5,0
Caulinita < 4,0
Húmus < 3,0
Solos Horizonte A Horizonte B
Argissolo Vermelho-Amarelo 1,6 4,0
Nitossolo Vermelho 1,9 2,7
Latossolo Vermelho 3,3 5,5
Latossolo Amarelo 3,1 6,3
Latossolo Vermelho
Distroférrico
3,5 6,0
156
* IMPORTANTE Quanto maior o PCZ:
=> Maior teor de minerais de cargas variáveis; => Mais velho é o solo;
=> Maior o pH necessário para desenvolver carga negativa.
Na Tabela 26, encontram-se valores de PCZ de alguns componentes do
solo e de alguns grupos de solos brasileiros. Observa-se que a goethita apresenta
elevado PCZ (6,7), onde abaixo deste, há formação de cargas positivas. A
caulinita e o húmus não apresentam cargas positivas (só em pH muito baixo). Os
solos que possuem óxido de ferro e alumínio tendem apresentar maior PCZ.
ADSORÇÃO DE ANIONS E TROCA ANIONICA: A influencia dos óxidos e
hidróxidos de alumínio e ferro
Os colóides responsáveis pela adsorção aniônica são os minerais de arigla
e os óxidos de ferro e alumínio (gibsita, hematita e goethita) e podem ser
identificados dois processos de adsorção aniônica no solo:
a) Adsorção não específica
Ocorre através da atração dos ânions pelas cargas positivas existentes na
superfície dos colóides. Neste tipo de adsorção as forças envolvidas são
eletrostáticas e relativamente fracas, permitindo que ocorram trocas aniônicas
entre as fases sólidas e líquidas do solo, à semelhança do que se verifica com os
cátions:
Colóide . Cl- + NO3- colóide NO3
- + Cl-
Em uma adsorção não específica os solos podem apresentar CTA e, como
esta depende da presença de cargas positivas, seu valor é influenciado pelo pH,
portanto as cargas aumentam com a diminuição do pH, ou seja, com a
acidificação do meio. A Figura 90 ilustra a variação da CTC e da CTA em função
do pH do solo, observando-se que o valor de pH onde se dá o cruzamento das
curvas corresponde ao ponto de carga zero do solo.
157
Figura 90 - Variação da CTC e da CTA de um solo em função do pH.
b) Adsorção específica
Ocorre através de reação química entre certos ânions do solo e elementos
na superfície dos colóides. Este processo envolve apenas alguns ânions (H2PO4- -
fosfato, SO4-2 - sulfato, MoO4
-2 - molibdato e H2BO-3 - borato), ou seja, há
especificidade de ânions.
As forças envolvidas, "neste tipo de adsorção, são muito superiores, sendo
comparáveis às que conduzem à formação de compostos químicos, portanto os
ânions são dificilmente deslocados concluindo-se que a adsorção específica é
praticamente irreversível.
Os colóides que mais respondem por esse fenômeno são os óxidos e
hidróxidos e ferro e alumínio. A reação de adsorção de fosfato por uma dessas
partículas pode ser assim representada.
O fosfato é o ânion mais fortemente retido aos colóides e devido à pouca
reversibilidade da adsorção é necessária a constante adubação, pois deixa de ser
disponível às plantas. Essa perda de disponibilidade é também conhecida por
fixação de fósforo.
158
9.8. OS SISTEMAS MINERALÓGICOS DOS SOLOS
Os solos tropicais podem ser agrupados em três sistemas mineralógicos:
- Sistema silicatado;
- Sistema oxídico;
- Sistema silicatado recoberto por óxidos.
9.8.1. Sistema Silicatado
Ocorre nos solos com pouca quantidade de óxidos de ferro e alumínio e de
alofana e predominância de minerais 2:1. Possui CTC permanente e pequena
quantidade de cargas variáveis devido à matéria orgânica e quebra de arestas da
caulinita.
9.8.2. Sistema Oxídico
Ocorre na predominância de óxidos de ferro e alumínio ou alofana na
fração argila (ou ainda minerais silicatados de argila recobertos por tais óxidos).
Neste sistema as cargas são dependentes de pH e os solos podem possuir
balanço final de cargas negativas (CTC), positivas (CTA) ou neutro e são
considerados os solos mais intemperizados do mundo.
9.8.3. ∆pH e Ponto de Carga Zero
No sistema oxídico, o balanço de cargas pode ser determinado através da
medição de seu pH em água e em solução neutra, tal como KCI 1 N. A diferença
entre o pH em KCI e em água define o ∆pH. Se for negativo, o balanço de cargas
será negativo (CTC).
159
No sistema silicatado o ∆pH é sempre negativo. A reação simplificada
abaixo ilustra este caso:
- -
- H+ + H2O - H+ + H2O
- -
Mineral de argila
- -
- H+ + KCl - K+ + Cl- + H+
- -
Portanto o pH em água é mais elevado do que o pH em KCI.
Se o sistema oxídico tem balanço positivo de carga, a seguinte reação ocorre
quando o pH é medido:
+ -
+ OH- + H2O - OH- + H2O
+ -
Óxido (Fe, Al)
+ +
+ OH- + KCl + Cl+ + K+ OH-
+ +
Estas relações podem ser ilustradas graficamente desde que o total de
cargas do solo seja determinado em uma faixa grande de pH. A Figura 91 mostra
este aspecto.
160
Figura 91 - Balanço de cargas na superfície do colóide dos horizontes A e B de dois solos com
elevado teor de óxidos. (Obs: círculo (o) = pH de campo atual destes solos).
Um ∆pH negativo não significa total ausência de cargas positivas, ou seja,
há um pequeno número de cargas positivas ocorrendo mesmo nestas condições.
9.8.4. Sistema silicatado recoberto por óxidos
Existem sistemas que representam realmente os solos vermelhos tropicais,
ou seja, solos com predominância de material caulinítico, haloisítico ou
mineralogia mista.
As camadas de silicatos são parcialmente cobertas por uma fina camada
de óxidos de ferro e alumínio; sua CTC é considerada baixa, pois algumas cargas
negativas são balanceadas com cargas positivas dos óxidos.
Em alguns minerais 2:1 o recobrimento de óxidos altera drasticamente as
propriedades físicas de certos solos, pois não favorece a expansão e contração
destes minerais.
O esquema abaixo ilustra a recobrimento da camada de silicatos pelos
óxidos:
161
Embora a camada de silicato apresente balanço negativo de cargas, o
recobrimento de óxido apresenta um balanço positivo de cargas com pH ácido.
Portanto, a pH igual a 4 o balanço atinge o ponto zero, maior que 4, balanço.
negativo e menor que 4, balanço positivo.
9.8.5. Manejo da Capacidade de Troca Catiônica
Uma CTC efetiva de no mínimo 3 emg/100g é necessário para reter a
maioria dos cátions contra a lixiviação. O aumento da CTC é importante,
principalmente, nos solos tropicais onde há um alto grau de intemperismo dos
minerais. Este aumento da CTC pode ser feito por dois processos: calagem e
adição de matéria orgânica.
O nível mais indicado para a calagem ser efetuada é a pH 5,5 ou 6,0,
valores superiores (como a pH 7) podem ser prejudiciais os efeitos desta.
A matéria orgânica contribui quase totalmente, para o aumento da CTC,
em solos com sistema oxídico, isto é, a manutenção da matéria orgânica é
praticamente sinônima da manutenção de CTC .
9.9. De que outras Formas os Minerais Coloidais influenciam o Solo?
Existem outras propriedades e características do solo que são
influenciadas pela mineralogia da fração argila, como a cor, estrutura,
consistência, capacidade de reter água e superfície específica.
Recobrimento
de óxido
pH 4
Balanço zero
pH 8
Balanço negativo
pH 2
Balanço positivo
162
9.9.1. Óxidos de Fe e sua influência no solo
Ocorrem nos solos os minerais:
- Hematita ( Fe203)
- Goethita ( FeOOH)
- Lepidocrocita ( FeOOH)
- Ferridrita [Fe(OH)3 nH20]
- Maghemita ( Fe203)
- Magnetita (Fe304)
Hematita e goethita são os minerais mais comuns em nossos solos e são
estes que imprimem cores características aos solos. Hematita livre de goethita
solos de cores vermelhas intensas. Goethita livre de hematita - solos com
coloração bruno-amarelada. Hematita associada a goethita - predomina a cor
vermelha da primeira.
Devem-se considerar outros agentes corantes do solo como matéria
orgânica, óxidos de manganês e formas reduzidas dos óxidos de Fe. A cor
originará a partir da combinação dos diversos componentes presentes no solo.
Mesmo assim, é possível estimar o tipo de óxido de Fe dominante. Seguindo as
relações com a cor do solo:
COR DOS ÓXIDOS DE FERRO (seguindo a Tabela de Cores de MUNSELL)
Sintético Natural
Cor
Hematita 10 R 5,0 R (vermelho)
Goethita 7,5 YR 7,5 YR (amarelado)
SOLOS Cor
Solos com hematita 2,5 YR (vermelho)
Solos com hematita e goethita
2,5 YR a 10 YR (vermelho-amarelado
Solos com goethita 10 YR (amarelado)
Em condições de excesso de água no solo o ambiente é de redução
(Fe+++ Fe++) e a coloração tende a ser cinza, que pode misturar-se com ocre
163
(ferridrita - lepidocrodita), vermelho (hematita) ou amarela (goethita), Esta mistura
de cores forma um "mosaico", normalmente, chamado de "mosqueamento".
9.9.2. Óxido de Fe e AI e a estrutura do solo
As partículas do solo (argila, silte e areia) encontram-se agrupadas
formando agregados, os quais dão "estrutura" ao solo. Os óxidos de Fe e AI
funcionam como agentes "cimentantes". Portanto, solos com teores significativos
de óxidos de Fe apresentam estrutura (arranjo dos agregados) do tipo granular
pequena, muito estável. A estabilidade de um agregado refere-se a resistência à
sua destruição quando submetido à agitação em água. Assim, agregado pouco
estável, desfaz-se facilmente, o que não ocorre com os pequenos agregados do
solo cimentados por óxidos de Fe e AI, Latossolos Roxos são excelentes
exemplos deste tipo de estrutura.
9.9.3.Óxidos de Fe e AI e adsorção de fosfatos
Os Latossolos, solos tropicais ricos em óxidos de Fe e AI fixam bastante o
fósforo. É polêmica a questão de qual tipo de óxido de ferro fixa mais P, porém
autores consideram que os solos goethíticos tenham maior poder de fixação,
devido ao menor tamanho e conseqüente maior superfície específica.
9.9.4. Filossilicatos do solo e algumas de suas propriedades
A seguir, um resumo sobre as principais propriedades dos minerais de
argiIa silicatadas (filossilicatos) encontrados no solo e que afetam o
comportamento deste (Tabela 27).
Tabela 27. Principais propriedades dos filossilicatos do solo
164
Procure responder às questões feitas para outras situações mineralógicas,
associando sempre as características dos minerais da fração argila com o
comportamento do solo.
9.5. Considerações Finais
Considerando-se que os solos brasileiros podem ter mineralogia 2:1, 1:1,
óxidica e os graus intermediários entre estas, e observando a Tabela 27 concluiu-
se que:
a) As características físicas e químicas de um solo são regidas pelo tipo de
mineral de argila predominante.
b) A dinâmica da água do solo é altamente afetada pelo tipo de mineral de
argila predominante.
c) Solos com mineralogia 2:1 deverão ser manejados de forma totalmente
distinta quando ao seu preparo de solo e fertilização em relação a solos
cauliníticos de mineralogia menos "ativa".
d) O aluno deverá estar sempre atento a importância da mineralogia dos
solos, procurando sempre correlacionar os novos conceitos que serão
165
apresentados em disciplinas posteriores (solos, fertilidade, pedologia, etc.) à base
aqui apresentada.
Figura 92. Interação da composição mineralógica dos solo
Física de Solos
Mineralogia de Solos
Química de Solos
Morfologia de Solos Manejo do solo
Classificação de Solos
Biologia de Solos
166
CAPÍTULO 10 - MODELO DE EVOLUÇÃO DOS SOLOS
10.1. Seqüência Cronológica
A seqüência básica de solos de idade (cronosseqüência). Por exemplo:
(Figura 93):
Litossolos - Cambissolos - Solos com B textural – Latossolos
Figura 93 - Ocorrência de solos de diferentes idades, de acordo com o relevo. As setas
indicam o aumento da erosão e da pedogênese.
Os solos são mais novos (menos intemperizados) em (a) e mais velhos
(mais intemperizados) em (d).
Se atividade bioclimática (ação dos organismos e do clima) for menos
intensa, desde que a topografia seja a mesma, o solo será mais novo em cada
umas das posições a, b, c, d, conforme a Tabela 28. O quadro exemplifica as
tendências de ocorrência dos solos nos vários segmentos de paisagem, conforme
a intensidade maior ou menor (em relação ao nível de referência) dos agentes
bioclimáticos.
No Nordeste brasileiro, por exemplo, onde a condição bioclimática é menos
167
ativa, pode inexistir o Latossolo mesmo que, topograficamente, a paisagem seja
suave, favorecendo, neste aspecto, um envelhecimento maior do solo. O grau de
intemperismo ai não é pronunciado em razão da baixa intensidade dos fatores
bioclimáticos, em relação ao intenso processo erosivo.
Da mesma forma que a intensidade da atividade bioclimática pode
modificar a idade relativa ou o grau de intemperismo de um solo, os outros fatores
de formação do solo, como material de origem e tempo, também agem da mesma
forma.
Tabela 28 - Influência da variação da atividade bioclimática na idade relativa do solo
Bioclima Segmentos da Paisagem
a b c d
Bioclima de Litossolos Cambissolos
Solos com B Latossolos
referência textural
Bioclima Afloramento de Litossolos Cambissolos
Solos com B
menos ativo rochas textural
Bioclima Cambissolos
Solos com B Latossolo I Latossolo II
mais ativo textural
A erosão no sub-árido brasileiro é intensa, e há solos mesmo em áreas
bastante declivosas, não há outra conclusão: a pedogênese, mesmo no sub-árido,
pode ser muito acentuada nos solos rasos; caso contrário, a rocha estaria toda
exposta.
WHITESIDE (1953), por exemplo, distingue três parâmetros relativos à
rocha de origem que interessam a intemperização. São eles:
a) composição química ou mineralógica;
b) estrutura ou fábrica;
c) granulometria.
As rochas ricas em minerais máficos são, em princípio, mais facilmente
intemperizáveis do que as ricas em minerais félsicos, mas, mesmo ai, a estrutura
ou fábrica pode inverter esta ordem.
168
Minerais máficos são os minerais mais comuns nas rochas escuras como
basalto, diabásio etc., tais como: olivinas, anfibólios, piroxênios e biotita. Estes
minerais têm altos teores de Fe, Mg e elementos traços.
Assim, no Planalto de Viçosa e em outras regiões do Brasil, os solos
originados de intrusões máficas (anfibolitos e diabásios) são mais novos (Terra
Roxa Estruturada), apresentando até blocos de rocha, enquanto o gnaisse
encaixante apresenta um profundo manto de intemperismo com material
latossólico. A estrutura gnáissica aparentemente favorece a maior intemperização
do gnaisse, apesar de os teores de minerais máficos serem maiores nas rochas
máficas.
Outro exemplo, talvez, mais interessante, é o que envolve o basalto e
tufito. Ambas são rochas ricas em minerais máficos, mas o tufito (originado da
consolidação de cinzas vulcânicas) não apresenta o aspecto massivo do basalto.
O tufito intemperiza-se mais rapidamente. Para a mesma pedoforma, os solos de
tufito são mais intemperizados que os originados de basalto.
10.2. Sequência Litológica
A seqüência cronológica é fundamental, é a que explica, por exemplo, as
diferenças mais gerais entre os solos dos vários continentes. A seqüência
litológica vem em seguida, em escala de importância. Em escala local ou regional
a seqüência litológica assume, freqüentemente, importância capital. Os arenitos,
os basaltos (como no sul do país, estendendo-se até ao sul do Planalto Central),
as ardósias, filitos e micaxistos (como nas áreas de Brasília e da Serra da
Canastra), os quartizitos (como em muitos trechos do Espinhaço e da Chapada
Diamantina), os calcários (como Irecê-BA, Bodoquena-MS, Apodi-RN, Arcos e
Pains-MG etc.) imprimem características marcantes nos solos que originam.
Para fins pedológicos, podem-se agrupar as rochas, segundo a Tabela 32.
Como quase sempre ocorre na natureza, há transições de uma classe para outra.
Assim, as rochas pelíticas (rochas de granulometria muito fina) com maior teor de
calcário, como nas margas, confundem-se pedologicamente com o calcário.
169
Tabela 29 - Rochas agrupadas para fins pedológicos gerais, assim como uma idéia de sua composição química (Resende et aI., 1995)
Rochas Minerais principais
Fe P K Ca Mg Co Cu Zn B Mn Fonte
Granítica Fp Qz, Bt 2,2 0,08 3,36 1,5 0,6 4 20 50 9 1,2 (a)(2)
Máfica Ca-Fp, Py,
8,7 0,11 0,83 7,6 4,6 48 87 105 5 1,5 (a) Mt
Pelílica Ms, Fp, Qz 4,4 0,07 2,66 2,2 1,5 19 45 95 100 2,6 (a)
Psamitica Qz+cimento 1,0 0,02 1,07 1 ,1 0,7 0,3 X(3)
16 35 0,2 (a)
Ferruginosa Hm, Mt 49 0,05 0,01 299 24 24 (b)
Calcária Cc, Dm, Ms, Fp, Qz
0,4 0,04 0,27 30,2 4,7 0,1 4 20 20 0,4 (a)
Gnássica Fp, Qz, Mi, Hb
2,7 0,09 2,45 2,3 1,2 (c)
(1) Símbolos: Fp - feldspato (K); Qz - quartzo (SiO2); Bt - biotita (K, Mg, Fe); Ca-Fp - feldspato
calcosódico (Ca, Na); Py - piroxênio (Ca, Mg); Mt - magnetita (Fe3+
Fe2+
O4); Ms - muscovita, mica branca ou malacacheta (K); o cimento das rochas psamiticas pode ser calcário; óxidos de Fe ou argila; Hm - hematita (Fe2O3); Cc - calcita (CaCO3); Dm-dolomita (Mg, CaCO3); Mi - micas, incluindo biotita e muscovita; Hb - hornblenda. (2)
(a) TUREKIAN & WEDEPOHL (1962); (b) Concreções de solos originados de ltabirito, do Quadrilátero Ferrifero (SOARES, 1980; FONTES et aI., 1985; (c) dados compilados por HUANG (1962). (3)
X = ordem de magnitude de 1 digito antes da virgula
A Tabela 29, associada aos conhecimentos gerais de pedologia, indica
alguns fenômenos muito interessantes:
1) os elementos químicos existentes nas rochas podem ser removidos com
facilidade, como Ca, Mg e K, ou podem ser até concentrados residualmente,
como Fe, P e elementos traços. Assim, os solos originados de rochas máficas
tendem a ser mais ricos em Fe, P, Co, Cu, e Zn; por outro lado, tendem a ser
mais pobre em B e Mo;
2) os teores de B tendem a ser maiores nos solos de rochas pelíticas. O B
é mais concentrado nos sedimentos de origem marinha;
3) os solos originados de rochas psamíticas e graníticas tendem a ser os
mais arenosos. Estas são as rochas mais ricas em quartzo (Qz);
4) a associação entre classe de solo e rocha de origem pode servir de
elemento valioso para se predizer, no campo, ainda que de uma forma mais geral,
os teores (ou níveis gerais) dos elementos que tendem a se concentrar
residualmente. Isto, na prática, tem sido verificado, por exemplo, com Latossolo
170
Roxo, originado de rochas máficas, e facilmente identificável no campo, por ser
seu material atraído por um magneto. Mesmo quando sob cerrado e com
baixíssimos teores de elementos disponíveis, responde muito bem a adubação
relativamente simples. Tal não é o caso, por exemplo, com o Latossolo Vermelho-
Escuro: desenvolvido de rochas pelítícas;
5) as rochas pelíticas, em relação aos macronutrientes de maior interesse,
são ricas apenas em K, sendo pobres em Ca, Mg e P.
Os baixos teores de bases (exceção do K) e a presença de muito AI na
estrutura da muscovita (Ms) e do feldspato (Fp) fazem com que os solos jovens
de rochas pelíticas tenham altos teores de AI trocável.
Nos solos mais velhos de rochas pelíticas, os teores de AI na solução
tendem a ser menores, pois há a formação de gibbsita e a vegetação natural
reflete essas diferenças.
Na área de Brasília, por exemplo, os solos dos topos das chapas são ricos
em gibbsita e, apesar de a vegetação ser cerrado ela é mais desenvolvida do que
os campos cerrados e campos sujos dos solos mais acidentados.
6) dependendo do cimento, os arenitos (rochas psamíticas) podem dar
origem a solos muito ricos. O arenito Bauru, com cimento calcário, no estado de
São Paulo, origina um de seus melhores solos. No entanto, no Brasil existem
áreas gigantescas de solos muito pobres originados de arenito. O estado do
Piauí, por exemplo, associam, em seu território, grandes áreas de material
psamítico, alternado com material pelítico. Os chamados GERAIS, dos Estados
de Minas e da Bahia, são outro exemplo.
Observações:
Pedoforma - o aplainamento pode horizontalizar a paisagem,
independentemente da rocha.
Cor - O horizonte A é escuro, com grau de desenvolvimento e espessura
variáveis. O excesso de água (falta de oxigênio) tende a favorecer a redução e
retirada do Fe do sistema. Menores teores de Fe e clima mais úmido (mesmo sem
deficiência de oxigênio) favorecem a formação de goethita, dando cor amarela
(hematita ausente).
Textura - solos mais novos são mais siltosos que os solos mais velhos.
171
Nutrientes - solo de praticamente qualquer rocha pode ser
pobre ou rico. Os mais velhos, tendendo aos Latossolos, são mais pobres.
É importante observar que estas generalizações referem-se mais aos
elementos que se concentram residualmente. Os elementos mais móveis, como
Ca, Mg e K e as formas disponíveis dos que se concentram, são inferidos a partir
das condições relativas a cronosseqüência, isto é, o basalto pode originar um solo
pobre em Ca, no Planalto Central, enquanto no sertão do Seridó (RN), o granito,
muito mais pobre em Ca, pode originar um solo bastante rico em Ca. O mesmo
basalto, como ocorre no Planalto Central, pode originar Latossolo Roxo sob
cerrado (muito pobre em nutrientes) e, próximo, pode-se ter o Latossolo Roxo sob
floresta (eutrófico, rico em nutrientes) ou mesmo a Terra Roxa Estruturada
Eutrófica (relevo mais acidentado), um dos melhores solos do Brasil.
10.3. Modelo de Evolução dos Solos
Parece que os solos, como todas as coisas, modificam-se tendendo a um
equilíbrio mais estável. Um solo novo, à semelhança de uma sucessão vegetal
jovem (ecossistema imaturo), tem uma alta taxa de modificação por unidade de
tempo. Os solos mais velhos modificam-se mais vagarosamente até atingirem
talvez um estado de quase equilíbrio.
Tendência à homogeneidade
O solo é originado da rocha que sofreu modificações quando colocada sob
novas condições energéticas - diferentes das presentes quando da sua formação.
Isto é, intemperismo ou pedogênese.
Os minerais que compõem as rochas têm resistência diferente às
modificações. Na série de cristalização de Bowen - que representa também uma
seqüência de resistência ao intemperismo temos:
Olivina
172
Este sistema está sendo dividido arbitrariamente em três regiões a, b e c,
representando cada qual um conjunto de minerais com resistência muito
semelhante entre si, para facilitar o entendimento do modelo.
Os minerais do conjunto a são facilmente intemperizáveis. O do b têm
resistência intermediária e os de c são muito resistentes.
A taxa de modificação/tempo ou pedogênese por unidade de tempo, isto é
∆P/∆t vai ser variável conforme o conjunto de minerais (a, b ou c) envolvidos. Se
for assumido que cada conjunto se modifica de uma só vez, isto é, os minerais de
um conjunto só começam a se intemperizar quando os minerais do conjunto
anterior menos resistente já desapareceram, observa-se:
I- ROCHAS MAGMÁTlCAS
a) Rochas: Diorito, riolito e granito.
t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes
a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao
intemperismo.
tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes.
Plagioclásio Ca
Quartzo
c
173
O observador tx observa dois solos: t1 e t2.
O solo t1 sofreu maior pedogênese que o solo t2, pois já foi intemperizado
todos os minerais do grupo a, metade do grupo b intemperizados e o grupo c
ainda está na rocha.
No solo t2, 1/3 do grupo a está intemperizado, os grupos b e c estão na
rocha.
O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3.
Nesta observação os solos:
t1 - os grupos a e b totalmente intemperizados, o grupo c início do
intemperismo;
t2 - o grupo a totalmente intemperizado, 1/2 do grupo b intemperizado e o
grupo c na rocha;
t3 - 1/3 do grupo a intemperizado, os grupos b e c na rocha.
O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3.
Nesta observação os solos:
t1 - todos os grupos totalmente intemperizados;
t2 - os grupos a e b totalmente intemperizados e 1/2 do grupo c
intemperizado;
t3 - O grupo a totalmente intemperizados, 1/2 do grupo b intemperizado e o
grupo c na rocha.
174
b) Comparações entre Basalto e Granito:
1) Infiltração de água:
O granito é uma rocha que possui cristais grandes que permitem facilmente
que a água infiltre e atue como agente do intemperismo.
O basalto possui cristais muito finos, tornando a rocha compacta e de difícil
infiltração de água, prejudicando o intemperismo físico.
2) Tx= ∆P/∆T:
O basalto forma solos mais rapidamente do que o granito, pois é uma
rocha composta de minerais facilmente intemperizáveis e, portanto se intemperiza
mais rapidamente.
3) Tx= ∆E/∆T:
O granito, por ser uma rocha, com minerais mais resistentes ao
intemperismo, tem menor pedogênese e relevo mais acidentado, tendo mais
problemas com erosão.
4) Tx=∆P/∆E:
O basalto possui uma maior pedogênese porque é constituído por um
conjunto de minerais que são facilmente intemperizáveis.
O granito é uma rocha que possui menor pedogênese em comparação à
erosão, pois é uma rocha constituída por um conjunto de minerais que são
bastante resistentes ao intemperismo, e sofre intemperismo lentamente.
5) Quanto à declividade o granito é sujeito a uma maior declividade do que
o basalto.
O basalto possui uma maior profundidade do solo do que o granito, porque
os minerais que o constituem são mais facilmente intemperizáveis (rocha
extrusiva).
O granito por sofrer intemperismo lentamente, perde menos nutriente que o
basalto, conferindo uma maior quantidade de biomassa na floresta.
175
II - ROCHAS SEDIMENTARES E METAMÓRFICAS
a) Rochas: Filito, Migmatito e Arenito.
t1, t2 e t3 - solos em 3 tempos de evolução diferentes
a, b, e c - são os três conjuntos de minerais com resistência diferentes ao
intemperismo. Os minerais a, b e c são respectivaemtne: plagioclásio, biotita e
quartzo.
tx, ty e tz - três observadores em tempos diferentes.
O solo t1 sofreu maior pedogênese que o solo t2, pois já foi intemperizado
todos os minerais do grupo a, metade do grupo b intemperizados e o grupo c
ainda está na rocha.
No solo t2, 1/3 do grupo a está intemperizado, os grupos b e c estão na
rocha.
O observador ty observa três solos - t1, t2 e t3.
Nesta observação os solos:
t1 - os grupos a e b totalmente intemperizados, o grupo c início do
intemperismo;
t2 - o grupo a totalmente intemperizado, 1/2 do grupo b intemperizado e o
grupo c na rocha;
t3 - 1/3 do grupo a intemperizado, os grupos b e c na rocha.
O observador tz observa três solos - t1, t2 e t3.
Nesta observação os solos:
t1 e t2- todos os grupos totalmente intemperizados;
176
t3 - o grupo a totalmente intemperizados, 1/2 do grupo b intemperizado e o
grupo c na rocha.
b) Comparações entre Arenito e Quartzito:
1) Infiltração de água:
O arenito possui uma maior infiltração de água que o quartzito, pois é uma
rocha psamítica de fragmentos maiores e são facilmente intemperizáveis.
2) Tx= ∆P/∆T:
O arenito possui uma maior pedogênese em função do tempo do que o
quartzito, pois possui agentes cimentantes que são facilmente intemperizáveis
(exceção sílica).
3) Tx= ∆E/∆T:
O quartzito tem maior tendência à erosão do que o arenito, porque possui
menor infiltração de água.
4) Tx= ∆P/∆E:
O arenito possui maior pedogênese e é mais fácilmente intemperizado.
O quartzito possui maior erosão e é uma rocha de difícil intemperismo,
forma solos rasos e arenosos.
5) Quanto à declividade: o quartzito é sujeito a uma maior declividade do
que o arenito, devido a sua menor infiltração. O arenito possui uma maior
profundidade do solo, pois tem menor tendência à erosão e maior quantidade de
pastagem nativa (presença de mais nutrientes).
177
CAPÍTULO 11 - NOÇÕES SOBRE GEOLOGIA HISTÓRICA E GEOLOGIA DO ESTADO DE SÃO PAULO.
11.1. O Tempo Geológico
O nosso planeta é incrivelmente velho para os padrões de tempo humanos,
tem cerca de quatro mil e seiscentos milhões de anos. Para a maioria de nós, a
paisagem natural não se altera, é estática. Exceto quando ocorrem calamidades
como erupções vulcânicas ou grandes tremores de terra, a paisagem geológica
não muda de forma perceptível durante o tempo de várias gerações humanas.
Mas a Terra, durante o seu tempo de "vida" é altamente dinâmica, tendo
testemunhado transformações extraordinárias. "Viu" formarem-se e
desaparecerem oceanos e cadeias montanhosas, "observou" a ascensão e a
queda de inúmeras espécies de seres vivos. O registo destes eventos está nas
rochas.
A evolução biológica há mais de 3.000 milhões de anos que nos vem
apresentando uma sucessão ordenada de organismos que nos permite, através
de estudos laboratoriais, simulações matemáticas dos processos geológicos e
especulações inteligentes, fazer a reconstituição de uma história diretamente
ligada à passagem do tempo geológico.
Estabeleceu-se uma escala baseada na existência de sucessivas faunas e
floras fósseis. Graças à evolução, a história da vida fornece-nos um "cronômetro"
que permite situar acontecimentos inter-relacionados no eixo dos tempos, isto é,
construir uma cronologia relativa, a biocronologia.
A Estratigrafia é a parte da Geologia que estuda os estratos (um estrato é
uma camada rochosa delimitada por duas superfícies ou planos de estratificação,
que o separam dos estratos superiores e inferiores), isto é, as camadas de rochas
sedimentares formadas na superfície terrestre. Em conjunto com a Paleontologia,
constitui a base da Geologia Histórica. Através das características e conteúdos
dos estratos podem-se reconstituir as condições em que aqueles se formaram e
situá-los no tempo, conseguindo-se assim reconstruir a história da Terra ao longo
de grandes períodos geológicos.
O aparecimento e o desaparecimento de determinadas formas vivas
(espécies, gêneros, famílias, ...), a sucessão e a diversificação das mesmas são
178
pontos de referência que servem para definir e limitar as unidades
biocronológicas, cujo conjunto constitui uma escala biostratigráfica.
Historicamente, foram as grandes unidades biostratigráficas que primeiro se
definiram e delimitaram. Só mais tarde, graças ao permanente progresso da
paleontologia, estratigrafia e sedimentologia, foram subdivididos em unidades
bioestratigráficas cada vez mais precisas.
Figura 94 - Fósseis característicos ou estratigráficos, os quais permitiram a edificação de uma
escala (biostratigráfica) de tempo relativo (as duas colunas da esquerda - Era e Período). Os
fósseis característicos ou estratigráficos são espécies do passado, animais ou vegetais, que
existiram durante períodos limitados de tempo geológico tendo-se expandido por grandes áreas
geográficas, e que são usados como guias da idade das rochas que os contêm preservados.
As grandes unidades biostratigráficas (andares, séries=épocas e
sistemas=períodos) assentam quase sempre em mudanças mais ou menos
rápidas no seio das populações fósseis. São materializadas por crises evolutivas,
179
freqüentemente em ligação com fenômenos físicos (movimentos dos continentes -
Tectónica de Placas-, avanço (transgressão) ou recuo (regressão) dos mares,
glaciações ...). Estas descontinuidades na história da vida serviram de base a
Alcide d'Orbigny para estabelecer, em meados do século passado, a divisão do
tempo relativo em 27 andares (1849-1852). Embora tenha perdido os
fundamentos catastróficos introduzidos por D'Orbigny, o andar continua a ser uma
unidade tempo-estratigráfica fundamental, com uma referência marcadamente
paleontológica, uma vez que se baseia num dado conteúdo orgânico. Um andar é
uma unidade tempo-estratigráfica e baseia-se numa sucessão de zonas
biostratigráficas.
Figura 95 - A antiguidade, a perenidade e a importância dos artrópodes (que têm pés articulados)
sobressaem nitidamente tanto nos tempos passados como na época atual. Os principais grupos
existem desde o Câmbrico (-530 milhões de anos), e os mais tardios aparecem no Devônico, entre
-400 e -360 milhões de anos, bem como no Carbônico (-300 milhões de anos). Poucos grupos se
extinguem, à exceção dos trilobitóides, no Câmbrico, e das trilobites e artropleurides, no fim do
Primário ou Paleozóico. A largura dos ramos da árvore genealógica é proporcional à abundância
de representantes de cada grupo e mostra a importância e o lugar de cada um nas várias eras
geológicas até à atualidade.
A história da terra é subdividida em eons, que são subdivididos nas eras, que
são subdivididas em períodos ou sistemas, etc. As subdivisões sucedem-se até
180
ao horizonte, de acordo com o desenvolvimento dos conhecimentos
paleontológicos e estratigráficos. Os nomes de subdivisões, como paleozóico ou
cenozóico, podem causar estranheza, mas se decompusermos os termos já se
tornam compreensivos. Por exemplo, zóico diz respeito à vida animal, e o paleo
significa antigo, o meso significa o meio, e ceno significa mais recente. Assim a
ordem relativa das três eras no sentido das mais antigas para as mais recentes
recebe os nomes com terminação zóico de Paleozóico, Mesozóico e Cenozóico,
conforme visto na coluna estratigráfica (Figura 103). Os nomes da maioria dos
eons terminam em zóico, porque estes intervalos de tempo são reconhecidos,
freqüentemente, com base na vida animal. As rochas formadas durante o Eon
Proterozóico contêm fósseis de organismos muito simples, tais como bactérias,
algas, e de animais vermiformes. As rochas formadas durante o Eon Fanerozóico
apresentam fósseis de organismos complexos de animais e de plantas tais como
os répteis, mamíferos e árvores.
O andar é designado por um nome, muitas vezes o de uma localidade ou
região geográfica onde pela primeira vez foi estudado e definido, acrescido do
sufixo “iano” por exemplo, Oxfordiano para Oxford, em Inglaterra, e Albiano no
caso de Albe, em França. O estratótipo é o padrão que serviu para definir o andar;
corresponde a uma dada sucessão de camadas geológicas num afloramento e
lugares precisos: por exemplo as bancadas de calcários azuis com moluscos em
Semuren-Auxois, no caso do andar Sinemuriano.
Vários andares sucessivos constituem uma série ou um sistema=período
cujo nome é decalcado a partir de uma região natural (Jurássico, por ter sido
estudado e definido pela primeira vez nos montes do Jura, localizados entre a
França e a Suiça) ou a partir das características da época que representa
(Carbônico em virtude do grande desenvolvimento de camadas de carvão, ou
Cretácico pela abundância de camadas de cré - calcário branco poroso, formado
por conchas de forminíferos). Muitas vezes, um acontecimento biológico
importante e global delimita um sistema: início do Câmbrico - aparecimento dos
orgãos esqueléticos; fim do Cretácico - desaparecimento dos dinossauros, das
amonites, das belemnites e dos rudistas.
181
Figura 96 - Este quadro mostra, de uma forma simplificada. a origem dos nomes (designações) dos Períodos=Sistemas, pertencentes às respectivas Eras, e à Escala de tempo bioestratigráfica. que está construída por ordem cronológica do mais antigo na base para o mais recente no topo.
Os sistemas=períodos são agrupados em eras, cujos limites estão igualmente
relacionados com a história da vida: fim do Primário ou Paleozóico - desaparecimento
das trilobites. As eras, tal como já referimos, podem ser agrupadas em eons.
182
Figura 97 - Quadro apresentando as divisões bioestratigráficas maiores - Eon -, da mais antiga na
base para a mais recente no topo e. de uma forma breve, os grandes acontecimentos
relacionados com as principais formas de vida, encontradas no registro fóssil e que conduziram às
grandes divisões bioestratigráficas.
Os métodos de datação podem ser de dois tipos: relativos e radiométricos
(absolutos). Os métodos relativos, já foram descritos, e fixam os acontecimentos
numa escala de "antes e depois", de tal maneira que os possamos ordenar.
Contudo, não permitem estabelecer a duração desses acontecimentos. Através
do método radiométrico calcula-se o número real de unidades de tempo (anos)
decorridas desde a ocorrência de um acontecimento. De uma maneira geral, esse
cálculo é feito por métodos radioativos.
Os métodos de datação radiométrica, radioisotópica ou isotópica permitem-
nos datar as formações rochosas com uma margem de erro pequena, à escala do
tempo geológico, e devem o seu progresso ao estudo da química isotópica, que,
com a espectrografia de massa, consegue a valoração quantitativa dos isótopos
de uma determinada substância em função da sua massa atômica. Em 1896,
Becquerel observou que o urânio contido nos minerais era capaz de impressionar
as películas fotográficas. Associou este fenômeno com as propriedades dos raios
X. Mais tarde demonstrou-se que o urânio se desintegra espontaneamente e
emite energia na forma de partículas e radioatividade. As partículas emitidas são
núcleos de hélio (raios alfa) e elétrons (raios beta). A radiação magnética realiza-
se sob a forma de raios gama. Em 1905, o físico inglês Rutherford, após ter
definido a estrutura do átomo, fez a primeira sugestão para usar a radioatividade
como uma ferramenta para medir diretamente o tempo geológico; logo depois
disso, em 1907, o professor B. B. Boltwood, radioquímico da Universidade de
183
Yale, publicou uma lista das idades geológicas baseadas na radioatividade.
Embora as idades de Boltwood tivessem sido corrigidas, mostraram corretamente
que a Du ração do tempo geológico deveria ser medida nos valores da ordem das
centenas de milhares de milhões de anos.
Os 40 anos seguintes foram um período da pesquisa sobre a natureza e o
comportamento dos átomos, conduzindo ao desenvolvimento da fissão e da fusão
nuclear como fontes de energia. Um dos resultados desta pesquisa atômica foi o
desenvolvimento e o refinamento continuado dos vários métodos e técnicas
usados para medir a idade dos materiais da terra. A datação radiométrica com
grau de precisão aceitável (2 a 5% da idade real) foi realizada a partir de 1950,
quando o espectrômetro de massa foi desenvolvido.
A ciência que faz a datação radiométrica das rochas denomina-se
Geocronologia. Um elemento químico consiste em átomos com um número
específico de protões nos seus núcleos mas com pesos atómicos diferentes
devido às variações do número de neutrões. Os átomos do mesmo elemento
químico com pesos atómicos diferentes são chamados isótopos. A desintegração
(decaimento) radioativa é um processo espontâneo em que um isótopo de um
elemento (pai) perde partículas de seu núcleo para dar origem a um isótopo de
um elemento novo (filho). A taxa de decaimento é expressa em termos de meia-
vida (semivida) de um isótopo, isto é, o tempo necessário para que a
radioatividade de uma determinada quantidade de um radionúcleo decaia para
metade do séu valor inicial. A diferença de 32 unidades de massa atômica entre o
urânio 238 e o chumbo 206 representa 8 átomos de hélio (constituídos por 2
protões e 2 neutrões) ou partículas, que foram emitidos por sucessivos
decaimentos. A maioria dos isótopos radioativos têm taxas rápidas de decaimento
(isto é, meias-vidas curtas) e perdem a sua radioatividade dentro de alguns dias
ou anos. Alguns isótopos, entretanto, decaem lentamente, e alguns destes são
usados na datação radiométrica das rochas. Os isótopos pai e os filhos estáveis
correspondentes, mais usados para determinar as idades das rochas antigas são
listados no quadro abaixo:
184
Isótopo Pai Isótopo Filho Estável Valores atualmente aceitos da meia vida
Urânio – 238 Chumbo - 206 4,5 (giga –ano = Ga) bilhões de ano
Urânio – 235 Chumbo – 207 704 milhoes de ano
Tório – 232 Chumbo – 208 14 (Ga) bilhões de ano
Rubídio – 87 Estrôncio – 87 48 (Ga) bilhões de ano
Potássio – 40 Argônio - 40 1,25 (Ga) bilhões de ano
Samário – 147 Neodímio - 143 106 (Ga) bilhões de ano
Um outro método radioisotópico importante, usado com determinadas
finalidades, é baseado no decaimento radiativo do isótopo carbono-14, que tem
uma meia-vida de 5.730 anos. Este método do radiocarbono transformou-se
numa ferramenta extremamente útil e eficiente para datar os episódios
importantes da Pré-história e História do Homem. Por causa da meia-vida
relativamente curta do carbono-14, o método só pode ser usado para datar os
eventos que ocorreram dentro dos últimos 50.000 anos passados. O decaimento
radioativo do isótopo do carbono-14, apresenta uma meia-vida de 5.730 anos.
Outras importantes informações sobre esse assunto podem ser encontradas no
site <hffp:/domingo.home.sapo.pt/temp _geol_1.html>
11.2. Esboço Geológico do Brasil
Geralmente, reconhecem-se três tipos principais de estruturas geológicas
no globo terrestre:
Escudos cristalinos ou maciçoos antigos: são compostos por rochas
cristalinas (ígneas ou magmáticas e metamórficas), constituindo estruturas
bastante resistentes e rígidas. De idades geológicas bem antigas, da era Pré-
Cambriana (Arqueozóico e Proterozóico) e da Paleozóica, dão origem a relevos
planálticos.
Bacias Sedimentares: são mais recentes que os escudos, datando das
eras Paleozóica, Mesozóica e Cenozóica. Constituídas por detritos que aí se
acumularam, compondo-se, assim, de rochas sedimentares, dão origem a
planícies ou planaltos sedimentares. Exemplo: Bacia Sedimentar do Paraná.
Dobramentos modernos: são áreas que no período Terciário (era
Cenozóica) sofreram grandes dobramentos (elevações do terreno, em
conseqüência de pressões vindas do interior do planeta). Dão origem a relevo
185
montanhoso, constituindo as grandes cadeias de montanhas jovens ou terciárias
do globo: os Alpes, os Andes, o Himalaia, as Rochosas, etc.
No Brasil, como não existem os dobramentos modernos, a estrutura
geológica é constituída por escudos cristalinos, que abrangem cerca de 1/3 ou
36% do território nacional, e por bacias sedimentares, que ocupam cerca de 2/3
ou 64% do total do país.
11.3. Bacias Sedimentares
Origem das bacias: o embasamento consolidado, de estrutura siálica,
começou sua lenta declinação em fins de Ordoviciano, após o ciclo tectônico-
orogênico-taconiano.
É muito provável que no Ordoviciano Superior, o mar procedente da porção
andina tenha invadido a plataforma, propiciando depósitos sedimentares com as
mesmas características daqueles existentes na Bolívia e Paraguai. Tais depósitos
constituem a Formação Trombetas na Bacia Amazônica. Na Bacia do Maranhão,
o Siluriano é representado por arenitos cauliníticos continentais e folhelhos
esparsos da Formação Serra Grande e, na Bacia do Paraná, está representado
pela Formação Vila Maria, constituída de pelitos e arenitos marinhos, contendo
pelecipodas, gasterópodos e branquiópodos entre outros fósseis.
No Devoniano, as três bacias (Amazonas, Paraná e Parnaíba) foram
invadidas pelo mar, depositando partículas de areia (arenitos) e de argila e silte
(folhelhos, siltitos) com fauna marinha características.
Na Bacia do Paraná, a Formação Furnas, com espessura entre 200 e 300
m é formada de arenitos esbranquiçados médios a grosseiros, quartzo com matriz
caulinítica. No Estado de Goiás, a Formação Vila Maria, passa transicionalmente
para os arenitos da Formação Furnas, enquanto, no restante da Bacia, este
assenta diretamente sobre o embasamento a partir de um conglomerado basal. É
recoberta, na maior parte da bacia, pela Formação Ponta Grossa, que consiste
num folhelho síltico, cinza-escura, micáceo, com eventuais intercalações
arenosas. Enquanto a Formação Furnas é afossilífera, a Formação Ponta Grossa
é rica em branquiópodos, moluscos equinodermes, trilobitas, e outros
invertebrados marinhos.
186
Na Bacia do Amazonas, o Devoniano está representado pelos folhelhos,
siltitos e arenitos fluviais deltaicos da Formação Maecuru e pelos pelitos cinza
esverdeados marinhos de Formação Ererê. A Formação Aruá está representada
por arenitos, folhelhos e diamictitos. A Formação Ererê apresenta uma fauna bem
diversificada de tribolitas, branquiópodos, erinóides, gasterópodos, microfósseis e
restos vegetais. Os ambientes deposicionais são considerados planícies de marés
e deltaicos.
A Formação Arurá, com tilitos de textura heterogênea, expressa a
glaciação paleozóica naquela área. Os arenitos são de ambientes fluvial e
marinho pós-glaciais.
Na Bacia do Maranhão, ocorrem três Formações: Cabeça, Longá e Poti,
representadas por folhelhos, arenitos e siltitos marinhos litorãneos, passando no
topo para deltaicos e, finalmente, para continentais.
Período Carbonífero
Na Bacia do Paraná, o Carbonifero é representado pelo Grupo Tubarão,
cujos principais componentes litológicos são os arenitos, siltitos, folhelhos
argilosos e síltico-arenoso-argilosos, ritmitos, diamietitos e tilitos. A parte inferior
deste grupo é abrangida pelo Subgrupo Itararé que é, em grande parte, de origem
glacial e periglacial.
Nas áreas do Baixo e Médio Amazonas depositaram-se durante o
Carbonífero Inferior os arenitos da Formação Faro. No final do Carbonifero
originaram-se dolomitos e anidritos intercalados por folhelhos e arenitos da
Formação Itaituba e arenitos cinza-esverdeados da Formação Monte Alegre.
Na Bacia do Maranhão, a Formação Poti, com arenitos conglomeráticos,
anidrita e folhelhos marinhos, é sobreposta discordantemente por arenitos
vermelhos da Formação Piauí.
Período Permiano
A sedimentação permiana tem caráter predominantemente pelítico com
sittitos, folhelhos e calcários tectonicamente calma. No final do período
187
começaram a se depositar camadas vermelhas de origem continental no Sul e
evaporitos nas bacias do norte.
A sedimentação do Subgrupo Itararé na Bacia do Paraná prossegue e
compõe-se de arenitos amarelos siltitos e folhelhos intercalados por diamietitos e
representa a parte média e superior da unidade.
Depositou-se na Bacia do Amazonas, durante o Permiano, uma sucessão
de folhelhos, siltitos e calcários intercalados com halita, anidrita e gipsita. O
Permiano Superior compreende siltitos, folhelhos e arenitos intercalados com
calcários e sílex predominantemente vermelho.
Já na Bacia do Maranhão, o Permiano é caracterizado por siltitos, folhelhos
cinza-esverdeados com finos níveis de sílex, além de camadas vermelhas e
evaporitos.
Mezosóico - Cenozóico
Desde os primórdios do Mezosóico iniciaram-se as atividades ígneas na
Bacia do Amazonas que, descontinuamente, prosseguiram até o fim do Cretáceo,
quando recomeça a deposição clástica.
Na Bacia do Maranhão, depositam-se inicialmente arenitos avermelhados e
brancos, friáveis, com estratificação cruzada. Sobre esta seqüência, ao sul,
segue-se uma fase de atividade ígnea básica com intrusões denominada
Formação Mosquito. Esse derrame de lavas foi coberto por arenitos cinza-
esverdeados com argilitos, folhelhos e calcários.
A deposição Mezosóica na Bacia do Paraná é iniciada com sedimentação
de natureza lacustre fluvial no sul - Formação Rosário do Sul, a qual consiste de
lamitos e arenitos vermelhos. Na porção central e norte da Bacia seguem-se
arenitos fluviais da Formação Pirambóia superpostos pela Formação Botucatu,
esta última já em ambiente eólico. No inícío do Jurássico toda a bacia é um
imenso deserto, propiciando deposição de arenitos eólicos e outros depósitos
típicos. Já no Jurássico iniciam-se as atividades ígneas básicas da Formação
Serra Geral, com espessos derrames basálticos, perdurando até o final do
Cretáceo. Localmente, sobrepostos aos derrames de basaltos, ocorrem depósitos
arenosos e sílticos-arenosos do Grupo Bauru.
188
São geralmente depósitos subaquáticos e parcialmente eólicos,
distribuídos no noroeste do Paraná, sudoeste de São Paulo e Rio Grande do Sul.
Durante o Cretáceo Inferior, com o desenvolvimento dos processos tectônicos
que resultariam na separação entre África e Brasil, foram definidas outras bacias
de pequeno porte como Marajó, Potiguar, Pernambuco, Paraíba, Bahia, Espírito
Santo, Rio de Janeiro e outras.
11.4. Geologia do Estado de São Paulo
No entendimento geral da sucessão estratigráfica da geologia do Estado
de São Paulo, sempre foi utilizada uma divisão geral em Embasamento Cristalino
Pré-Cambriano (Proterozóico) e os sedimentos Fanerozóicos da Bacia
Sedimentar do Paraná. A essa sucessão estratigráfica aflorante de leste para
oeste, relacionam-se os grandes traços geomorfológicos do Estado, derivados,
primordialmente, por erosão diferencial, onde as principais divisões representam
rochas agrupadas em determinados intervalos do tempo geológico (Tabela 34).
Dessa maneira, verifica-se que o Planalto Atlântico está na área das rochas
cristalinas no Proterozóico, a Depressão Periférica nas rochas sedimentares do
Paleozóico (Carbonifero-Permiano), e ínicio do Mesozóico (Triássico) a Cuesta
Basáltica, nos sedimentos e vulcânicas do Triássico-Cretáceo inferior e o Planalto
Ocidental sobre os sedimentos do Cretáceo superior-Terciário (Figura 107).
Aproximadamente 80% (aproximadamente) do Estado de São Paulo está
inserido dentro da Bacia Sedimentar do Paraná, uma bacia cratônica, que se
encontra preenchida por rochas sedimentares e vulcânicas, perfazendo uma
espessura máxima conhecida de 6.000 metros (na região de Cuiabá Paulista, SP,
no Pontal do Paranapanema), cujas idades variam do Paleozóico Inferior até o
Cenozóico. Sua área total no Brasil e paises vizinhos do cone sul abrange
1.700.000 km2. O Estado de São Paulo ocupa posição vizinha à sua margem
nordeste perfazendo mais da metade da área total do Estado e todo interior do
mesmo (Figura 98).
A área da Bacia do Paraná no Estado pertence a três das cinco divisões
geomorfológicas, a saber: Depressão Periférica, Cuestas Basálticas e Planalto
Ocidental (Figura 99).
189
Esta área envolve os Grupos Tubarão (Formação Itararé), Grupo Passa
Dois (Formação Iratí e Corumbataí), Grupo São Bento (Formação Serra Geral) e
o Grupo Bauru (Formação Adamantina e Marília).
Figura 98 - Distribuição das unidades litoestratigráficas no Estado de São Paulo (Adaptado de
IPT, 1981 a).
Figura 99 - Divisão Geomorfológica do Estado de São Paulo (Adaptado de IPT, 1981b).
190
Figura 100 – Perfil Geológico-Geomorfológico de E-W do Estado de São Paulo (Modificado do IPT, 1981 b)
191
Figura 101 - Coluna Estratigráfica da Bacia do Paraná no estado de São Paulo
192
Grupo Tubarão
As rochas dessa unidade assentam-se em discordância erosiva tanto sobre
os sedimentos da Formação Furnas como sobre as rochas cristalinas do
embasamento, atravessando o Estado em forma de arco com concavidade
voltada para E-SE. Sua sedimentação é predominantemente marinha ou glácio-
marinha, tem início no Carbonífero Superior e estende-se até o Permiano. No
Estado de São Paulo, a classificação litoestratigráfica mais prática para o
reconhecimento de campo, admite a divisão deste grupo em três formações, da
base para o topo: Aquidauana, Tatuí e Itararé. A Formação Itararé apresenta
litologias predominantemente psamíticas como: arenitos mal selecionados,
freqüentemente arcosianos, conglomerados e arenitos conglomeráticos. Siltitos
arenosos, siltitos e até argilitos e folhelhos com níveis de vários metros de
espessura podem aparecer nas camadas tipicamente marinhas. Os diamictitos,
de conotações genética glacial, são os termos mais característico desta formação.
Compõem-se de clastos em matriz arenosa a síltico-argilosa de diversas litologias
e apresentam espessuras variadas, de cor primária cinza. A litologia de clastos é
variada representando predominantemente, tipos de rochas do embasamento
cristalino e secundariamente, arenitos e siltitos. Os produtos de alteração destas
rochas originam predominantemente classes de: Latossolos e Argissolos, que
herdam muitas propriedades destas formações rochosas.
Grupo Passa Dois
Os sedimentos desse grupo sucedem as rochas do pós-glacial do Grupo
Tubarão transicionalmente sem discordância significativa exceto hiatos
localizados. O grupo é constituído, no Estado, pelas Formações Iratí e
Corumbataí. A Formação Irati é adotada como limite basal do grupo. É
predominantemente constituída por folhelhos pirobetuminosos, ou não, e
calcários, freqüentemente, dolomitizados. Os calcários, seu banco basal,
constituem a marca registrada dessa formação no centro do Estado de São
Paulo, onde é explorado comercialmente para produção de corretivo da acidez do
solo. Subordinamente ocorrem siltitos, folhelhos e arenitos finos. Sua
característica mais distinta é a presença de concreções de sílex, popularmente
denominada de "bonecas", que permitem o seu reconhecimento. Estes materiais
deram origem aos solos Nitossolos Vermelhos, Argissolos Verrmelhos,
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Chernossolos Argilúvicos e Neossolos Litólicos. A Formação Corumbataí aflora
continuamente no Estado justapondo-se à faixa de afloramentos do Grupo
Tubarão e é freqüentemente interrompido por diques e extensos sills de díabásio,
como na região de Limeira-Piracicaba e Laranjal Paulista. Sua litologia é
representada por siltitos, argilitos e folhelhos todos com conteúdo significativo de
micas secundárias. Tem como característica marcante à cor fortemente variegada
onde predomina o vermelho-arroxeado. Níveis de siltitos e de arenítos
carbonátícos, calcários e níveis oolíticos são freqüentes na seqüência. Os solos
originados destes materiais são Argissolos Vermelhos Amarelos, Alissolos,
Cambissolos Háplicos e Neossolos Litólicos.
Grupo São Bento
É constituído pelas formações Pirambóia, Botucatu e Serra Geral. As
formações Pirambóia e Botucatu ocorrem interdigitadas. Composto por um pacote
de sedimentos arenosos, vermelhos, recobertos pelas eruptivas da Serra Geral. A
Formação Serra Geral compreende um conjunto de derrames de basaltos,
reconhecido atualmente, como uma cobertura basáltica de natureza variada de
termos ácidos e básicos. Afloram essas vulcânicas na parte superior da Cuesta
Basáltica, em sua crista e em seu reverso. Nos morros testemunhos existentes na
Depressão Periférica, em frente à Cuesta, nem sempre a cobertura vulcânica é
constituída por basaltos como amplamente aceito, mas por intrusivas a eles
associados. No Planalto Ocidental afloram, em alguns pontos, junto aos vales dos
grandes rios como o Grande, Mogi-Guaçu, Tietê, Paranapanema e Paraná. A
espessura máxima desses derrames é de 1528 metros. A composição
mineralógica dos basaltos é piroxênios e plagioclásios (Iabradorita) como minerais
essenciais, olivina, magnetita como minerais assessórios. Os basaltos
amigdaloidais ocorrem nas zonas de topos dos derrames, apresentam uma
estrutura amígdaloidal, com preenchimento total ou parcial das bolhas gasosas
por material secundário, tal como zeólitas, cloritas, calcita, quartzo, calcedônia,
etc. Os solos oriundos destes são os Latossolos; Nitossolos e Neossolos.
Grupo Bauru
Os sedimentos desse grupo, de idade Cretáceo Superior assentam-se em
visível discordância erosiva sobre as rochas do Grupo São Bento. Ocupam todo o
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Planalto Ocidental Paulista onde se assentam sobre os basaltos da Formação
Serra Geral. A seqüência estratigráfica desta unidade está subdividida nas
Formações Caiuá, Santo Anastácio, Adamantina e Marília. Posteriomente foi
adicionado a Formação Itaqueri. Os sedimentos da Formação Marília ocorrem no
reverso da cuesta arenitico-basáltica, formando espigões na região entre os rios
Tietê e Paranapanema no Planalto Ocidental e em áreas isoladas, como em
Monte Alto a nordeste do Estado. É constituída por arenitos grosseiros e
conglomeráticos, mal selecionados, pobre em matriz e estruturas sedimentares.
Camadas de lamitos (pelítica), com intensa bioturbação, separam os bancos de
arenitos. Em certas áreas apresentam forte cimentação carbonática podendo
essa matriz representar até 40% da rocha. Sua característica é a presença de
abundantes nódulos carbonáticos, às vezes concentrados em determinados
níveis. Estas rochas deram origem à única classe de solos arenosos com
excelentes qualidades químicas. São eles Latossolos, Argissolos e Neossolos.
A Formação Adamantina é a unidade de maior importância geográfica do
grupo, ocorrendo em grandes áreas no Planalto Ocidental Paulista. Seu contato
basal demonstra grande transgressividade estratigráfica, transicional com o Santo
Anastácio, discordante sobre os basaltos da Formação Serra Geral. A unidade é
caracterizada por bancos de arenitos de granulação fina, coloração rósea a
creme, com estratificação cruzada ocasional e cimentação carbonática localizada,
com intercalações de lamitos, siltitos e arenitos lamíticos de cores avermelhadas
a cinza esverdeadas. Os principais solos originados dessas rochas são os
Latossolos e Argissolos.
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