Apostila mineralogia e genese 21

Prévia do material em texto

1 
UNIVERSIDADE ESTADUAL DO OESTE DO PARANÁ 
CENTRO DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Profª EDLEUSA PEREIRA SEIDEL 
edleusaseidel@yahoo.com.br 
Edleusa.seidel@unioeste.br 
 
 
 
 
 
MCR- 2020/21 
mailto:edleusaseidel@yahoo.com.br
mailto:Edleusa.seidel@unioeste.br
 2 
CÁPÍTULO I - INTRODUÇÃO 
 
1. GEOLOGIA 
 
 
 Inicialmente vamos falar de minerais e rochas. A geologia é a ciência que 
estuda a Terra em todos os seus aspectos, isto é, a constituição e estrutura do 
globo terrestre, as diferentes forças que agem sobre as rochas, modificando assim 
as formas do relevo e a composição química original dos diversos elementos, a 
ocorrência e a evolução da vida através das diferentes etapas da história física da 
terra (estudo dos seres antigos). A geologia Física estuda os materiais, bem como 
os processos que operam no interior e na superfície da Terra. 
 
 
Por que estudar Geologia e Mineralogia? 
 
Existem aproximadamente 4000 espécies minerais e sua importância está em 
função: 
 Abundância 
Ex. Feldspato muito abundante na natureza (60% silicatados) possuem 
numerosas aplicações na indústria devido ao seu teor de álcalis e 
alumina. Usado na fabricação de vido, sobretudo os feldspatos 
 3 
potássicos, que ajudam a reduzir a temperatura de fusão do quartzo, 
ajudando controlar a viscosidade do vidro. 
Também é usado na fabricação de cerâmicas, sendo o 2º ingrediente 
mais importante depois das argilas. Seu uso aumenta a resistência e 
durabilidade das cerâmicas. 
 Raridade 
Ex. as gemas como diamante, safira, rubi, esmeraldas, ouro e prata etc. 
são raras. 
 Interesse científico, econômico e agronômico. 
Ex. hematita, cassiterita, bauxita (indústria), argila (cerâmica), urânio e 
tório (usinas nucleares); calcita, hematita, quartzo, bauxita (construção 
civil). 
 
 
Interesse agronômico 
 
Os acadêmicos do curso de Agronomia necessitam conhecer o solo, pois a 
maioria de suas atividades futuras estará relacionada ao conhecimento e 
exploração deste. Como parte fundamental para o estudo e exploração do solo 
tem-se necessariamente que acumular conhecimentos a respeito de seus 
materiais de origem. Fica então a pergunta, quais são os materiais de origem dos 
solos? 
Consideramos como materiais de origem dos solos: 
a) Rocha no estado íntegro (sem alteração); 
b) Produtos de alteração de rochas "in situ"; 
c) Produtos de sedimentos inconsolidados, transportados e depositados. 
 
Os materiais que dão origem aos solos são constituídos, na sua grande 
maioria, por minerais. Dessa forma, tem-se que primeiro, estudar e conhecer os 
principais minerais que formam os materiais de origem dos solos, e em seguida, 
caracterizar esses materiais para depois identificar e interpretar os fenômenos de 
transformação desses produtos em solos. 
 
 
 
 4 
2. GLOBO TERRESTRE 
 
A maioria dos processos geológicos que modelam a superfície da Terra e 
conferem estrutura ao seu interior, operaram ao longo de um tempo muito longo, 
da ordem de milhões e bilhões de anos. As rochas expostas à superfície são os 
registros visíveis dos processos geológicos passados. 
Das relações de tempo e espaço traduzidas pelas rochas, os geólogos 
construíram a escala de tempo geológico, que é usada para ordenar os eventos 
geológicos da história da Terra. O tempo geológico é entendido como o tempo 
decorrido desde a formação da Terra até os nossos dias, isto é, aproximadamente 
4,5 bilhões de anos. 
Para alcançar o nível de evolução no qual encontra o planeta hoje, foi preciso 
milhões de anos para que pudesse oferecer condições ideais para o 
desenvolvimento da vida. 
 
 
2.1. Constituição da terra 
A terra é um planeta dinâmico em constante mutação no decorrer de seus 
4,5 bilhões de anos de existências. A terra é um planeta rochoso. Sua superfície é 
sólida, composta por grande diversidade de rochas. Ela tem forma 
aproximadamente esférica com diâmetro equatorial igual a 12.756 km e Ø polar de 
12.713 km. Atinge-se no máximo 7.000 m de profundidade, com sondagens, 
sendo o conhecimento da crosta resultante de métodos indiretos não tendo sido 
comprovado. 
 
 5 
A terra é constituída de três camadas concêntricas: a crosta, o núcleo, e o 
manto. Essa divisão ordenada resulta das diferentes densidades entre as 
camadas, causadas pelas variações na composição, temperatura e pressão. 
 
A primeira camada da Terra é a Crosta terrestre, também conhecida como 
litosfera. É a menor das estruturas do planeta, mas é a mais importante para as 
atividades humanas. 
Ela é fundamentalmente composta por rochas leves, tendo como minerais 
predominantes o silício, o alumínio e o magnésio. Nas zonas continentais, 
apresenta uma variação de 20 a 70 km de espessura, medidas que diminuem nas 
zonas oceânicas, onde a variação é de 5 a 15 km. 
A crosta, a camada mais exterior da Terra, consiste em dois tipos. A crosta 
continental (SIAL) é espessa (20-90 km), possui densidade média de 2,7 g cm3. A 
crosta oceânica é fina (5-10 km), é mais densa que a crosta continental (3,0 g 
cm3). 
SIAL ou crosta continental (Granítica) – é a camada superficial, constituída 
principalmente por sílica (Si) e alumínio (Al). Composta essencialmente de 
granitos e dioritos e basaltos, que são as principais rochas formadoras dos 
continentes. O Sial é descontínuo, não ocorrendo sob os oceanos. 
 
SIMA ou crosta oceânica (Basáltica) – é a camada constituída principalmente por 
sílica (Si), magnésio (Mg) e ferro (Fe) na forma de gabros e basaltos. É contínua, 
passando por baixo dos continentes. 
 
 6 
 
 
A litosfera, constituída de rochas, é o cenário de todos os fenômenos geológicos 
e, portanto, de todos os processos que dão origem às rochas ou as modificam. 
Tanto a Geologia como a Petrologia cuidam somente dos envoltórios mais 
externos da terra, isto é, do Sial e Sima. 
 
 
 
O manto circunda o núcleo e constitui cerca de 80% do volume da Terra. É 
menos denso que núcleo e acredita-se que seja composto principalmente de 
periodotito, uma rocha ígnea escura e densa contendo bastante ferro e magnésio 
atinge aproximadamente 3000 quilômetros de profundidade. 
 Com base em suas características físicas, o manto pode ser dividido em 
três zonas. A zona inferior do manto é solida sendo a maior parte do volume do 
interior da terra. 
Circundando o manto inferior vem a astenosfera, que tem a mesma 
composição do manto inferior, mas se comporta plasticamente e pode fluir 
lentamente. Uma fusão parcial dentro da astenosfera gera o magma (material 
derretido) e parte dele pode subir para a superfície porque é menos denso que a 
 7 
rocha da qual ele derivou. O manto superior envolve parte da astenosfera e rocha 
mantélica consolidada até a base da crosta. 
O centro da Terra é ocupado pelo núcleo, e ocupa 16% do volume total da 
terra; muito quente (4500 A 5000 ºC), composto principalmente de ferro e uma 
pequena quantidade de níquel. 
 
O núcleo divide-se em duas partes: o núcleo externo, situado entre 2900 e 
5100 quilômetros de profundidade, e o núcleo interno, que se situa a 5100 e 6400 
quilômetros. O núcleo externo se apresenta em estado líquido, à temperatura de 
aprox. 4000 graus, enquanto o núcleo interno ultrapassa 5000 graus, mas 
permanece no estado sólido por causa das pressões incríveis que sofre. A 
atmosfera e a hidrosfera são as camadas externas da Terra. 
 
 
3. TECTÔNICA DE PLACAS 
Ao longo dos anos, novos métodos de estudo de como as forças internas e 
externas moldam a Terra, tem gerado abundantes novas informações e excitantes 
questões. Nas três últimas décadas do século XX, geólogos desenvolveram uma 
nova teoria unificadora que relaciona os processos dinâmicos da Terra aos 
movimentos de grandes placas que constituem a capa externa do planeta, teoria 
esta chamada de Tectônica de Placas. Esta teoria oferece um modelo abrangente 
para explicar como a Terra funciona.De acordo com a teoria da tectônica de placas, a litosfera é um envoltório 
não-contínuo, dividido em partes que se apoiam ou flutuam sobre a astenosfera. 
Identificaram-se sete placas principais (africana, americana, eurasiana, pacífica, 
 8 
indo-australiana, antártica e nazca), de maior extensão, e seis secundárias de 
menor extensão. Na parte superior dessas placas, firmemente incrustadas em 
rochas densas, estão os continentes e terras emersas e as bacias oceânicas. 
 
Fonte:http://geologia69.blogspot.com/2015/11/a-teoria-da-tectonica-de-placas.html 
 
Em razão dos movimentos tectônicos, a placa Sul-americana afasta-se da 
Africana a velocidade de 2 cm por ano. Verifica-se também um afastamento entre 
a África e a Ásia, na região da península arábica, com a tendência do Mar 
Vermelho aumentar de largura, originando um oceano. Além disso, as zonas 
sísmicas ou de terremotos e de vulcanismo encontram-se na faixa de contato 
entre as placas que são áreas de instabilidade geológica. 
A similaridade de contornos entre África e América do Sul já era há muito 
observada, até que Alfred Wegener, metereologista alemão, se dispôs a buscar 
outras evidências que mostrassem a antiga união continental, publicando em 1915 
o trabalho intitulado “A Origem dos Continentes e Oceanos”. Neste trabalho, 
Wegener advogava a Deriva Continental (Figura 2.3) baseada em evidências 
estruturais (cadeias montanhosas) e paleontológicas (fauna e flora similares em 
locais distantes). 
 
 9 
 
Inicialmente esta ideia, que revolucionava os conceitos geológicos, foi pouco 
aceita, até que a intensa exploração do fundo oceânico, a partir da 2ª Guerra 
Mundial, trouxe novas descobertas. Constatou-se a existência de uma cadeia 
montanhosa de 73000 km de extensão ao longo do Oceano Atlântico (sentido N-
S),com altitudes de até 3000 m e um vale central. 
Na amostragem dessas montanhas foram obtidas rochas com idades 
inferiores a 150 milhões de anos, quando se acreditava que ali se encontrariam as 
rochas mais antigas da Terra. Daí surgiu a idéia de que o vale central do Atlântico 
pudesse ser uma imensa fenda de onde surgia rocha em fusão, formando e 
expandindo o assoalho oceânico. 
Estas observações e as teorias a elas associadas – da Deriva Continental e 
da Expansão do Assoalho Oceânico forneceram o arcabouço para a elaboração 
da Teoria da Tectônica de Placas. Esta teoria considera a Litosfera como sendo 
composta por vários pedaços, que se encontra em movimento. Estes pedaços são 
denominados Placas Tectônicas. 
 
4.2. Expansão do Assoalho Oceânico 
Atualmente, a crosta terrestre é constituída por cerca de doze placas 
tectônicas (7 grandes placas e outras tantas menores), que ficam literalmente 
boiando em cima do magma pastoso. Há milhões de anos, quando se iniciou sua 
movimentação, devia haver menos placas. 
 10 
Ao moverem-se em vários sentidos, pelo fato de o planeta ser esférico, as 
placas acabaram se encontrando em determinados pontos da crosta e dando 
origem aos dobramentos modernos, aos terremotos, etc. 
A palavra tectônica deriva do radical grego tektoniké “arte de construir”. 
Assim, ao se movimentarem sobre o magma, desde o final da era Mesozóica, as 
placas acabaram por se “chocar” em certos pontos, o que determinou, ao longo de 
milhares de anos, alterações no relevo. 
 
 
Na faixa de contato entre as placas, seja na zona de formação, em geral nas 
dorsais oceânicas, ou de destruição, em geral no contato do oceano com o 
continente, a crosta é frágil, o que permite o escape de magma, originando os 
vulcões e, em função do atrito, há ocorrência de abalos sísmicos. 
As placas oceânicas (sima) são pesadas e densas e, tendem a mergulhar 
sob as placas continentais (sial). Esse fenômeno, conhecido como subducção, 
dá origem às fossas marinhas ou regiões abissais e ocorre onde há o encontro 
das placas. Quando a placa oceânica mergulha em direção ao manto, é destruída. 
 11 
 
 
Como esse fenômeno é relativamente recente na história do planeta (ocorreu 
no fim da era Mesozóica e início da Cenozóica, no período Terciário), 
convencionou-se denominá-lo de dobramento moderno. Assim, as cadeias 
dobradas recentemente, como os Andes (América do Sul), o Himaláia (Asia, 
maior cadeia de montanhas do planeta, também conhecida como o teto do mundo, 
com mais ou menos 110 picos com 7.300 m. culminando com o Everest com 
8.850 m). 
 
 A cadeia de montanhas do Himalaia é formada pela convergência de duas 
placas Eurásia e Indo-austriliana. Também fazem parte do dobramento moderno 
as Rochosas (Canadá/EUA), os Alpes (Europa- Áustria, Alemanha, Itália e 
França), etc., apresentam elevadas altitudes e forte instabilidade tectônica. 
 Por serem relativamente recentes, acham-se pouco desgastadas e, como 
ainda estão em construção, tornam-se sujeitas à ação de terremotos e vulcões. 
Podemos concluir que, quanto à origem, existem três tipos principais de 
províncias geológicas no planeta: escudos cristalinos, bacias sedimentares e 
dobramentos modernos. 
 12 
Os escudos pré-cambrianos apresentam disponibilidade de minerais 
metálicos (ferro, manganês, ouro, bauxita, etc.), sendo, por isso, bastante 
explorados economicamente. Já nos escudos paleozoicos (bacias sedimentares) 
encontram-se minerais não-metálicos (cimento, gesso, etc.). Nos dobramentos 
modernos, o terreno soerguido pelo movimento das placas pode conter qualquer 
tipo de minério. 
As bacias sedimentares são depressões do terreno, preenchidas por 
fragmentos minerais de rochas erodidas e por sedimentos orgânicos, que no 
tempo geológico podem transformar-se em combustíveis fósseis. 
No caso do soterramento de antigos ambientes aquáticos, ricos em plâncton, 
é possível encontrar petróleo. Já no caso do soterramento de antigas florestas, há 
a possibilidade de ocorrência de carvão mineral. As principais reservas petrolíferas 
e carboníferas do planeta datam, respectivamente, das eras Mesozóicas e 
Paleozóicas. Assim, as bacias sedimentares são importantes províncias onde 
podem ocorrer combustíveis fósseis de origem orgânica: petróleo, carvão mineral 
e xisto betuminoso. 
A estrutura geológica brasileira é constituída por bacias sedimentares (64%) 
e escudos cristalinos (36%). Por encontrar-se no meio da placa tectônica sul-
americana, o Brasil não possui cadeias montanhosas ou dobramentos modernos. 
Os escudos cristalinos foram muito desgastados pela erosão, apresentando 
altitudes modestas e formas arredondadas. 
 
 
Qual a diferença de Placas Tectônicas e Continentes? 
Continentes: parte emersa das placas tectônicas. Pode ter uma definição física: 
grande porção de terras cercada por água, mares ou aceanos. Ou até uma 
abordagem histórica e cultural, como no caso do continente europeu é separado 
do asiático. 
 
Placas Tectônicas: corresponde a camada sólida do planeta Terra, subdividida 
em partes, que estão em movimento devido a Tectônica de Placas. 
 
 13 
 
CAPÍTULO II - MINERAIS 
 
2.1. Definição de mineral: 
Espécie mineral é qualquer substância inorgânica, de ocorrência natural, com 
composição química definida e que possui estrutura cristalina. Um Mineral 
normalmente é encontrado na natureza em estado sólido (o mercúrio e água são 
exceções). 
 
2.2. Substâncias que ocorrem na natureza e são inorgânicas 
O critério que ocorre naturalmente exclui dos minerais todas as substâncias 
manufaturadas pelos homens. Os minerais tem origem inorgânica. Um mineral 
tem uma estrutura bem organizada. É essa estrutura que os cientistas chamam de 
cristal. 
Cada mineral é feito de partes bem pequenas, chamadas elementos químicos. 
Isso significa que um quartzo, por exemplo, terá sempre silício e oxigênio em sua 
composição; o diamante possui só carbono, e a pirita tem ferro e enxofre. 
Uma espécie mineral se define por 4 condições necessárias: 
A) caráter inorgânico: substâncias orgânicas estão excluídas, masalgumas 
espécies minerais têm origem orgânica como a calcita. 
B) ocorrência natural: toda espécie mineral encontra-se espontaneamente na 
natureza, excluindo-se os produtos artificiais. 
C) composição química: toda espécie mineral tem composição química 
definida, podendo ser variável dentro de certos limites constituindo uma 
unidade mineralógica (Mg, Fe)2 SiO4, constituindo uma única espécie 
mineral (Olivina). 
D) estrutura Cristalina: precisa ter estrutura cristalina para ser mineral, pois 
substância inorgânica, de ocorrência natural e composição química definida 
sem estrutura cristalina são mineralóides (opala amorfa). A composição 
química e o tipo de estrutura cristalina são as propriedades essenciais de 
 14 
uma espécie mineral, pois, da sua interação resulta o conjunto das 
propriedades da espécie. 
 
Quase todos os minerais ocorrem no estado cristalino, no qual os átomos 
ou agrupamento de atamos são dispostos regularmente, segundo os sistemas 
fixos e constantes, ou seja, conservando-se invariáveis as distâncias entre os 
átomos que se repetem, numa linha, assim como as distâncias entre as fileiras de 
átomos ou entre os planos formados pelas fileiras paralelas. 
 
 Estrutura cristalina do Cloreto de sódio 
Da interação das propriedades essenciais resultam os princípios básicos de 
mineralogia: 
1º - Cada espécie mineral possui um conjunto de propriedades que a distingue 
das demais. 
2º - Uma espécie mineral exibe o mesmo conjunto de propriedades onde quer que 
se encontre. 
 
Cada espécie mineral possui um conjunto de parâmetros que o define 
distintamente de qualquer outra espécie mineral. Estes parâmetros constituem a 
sua cela unitária, isto é, três lados (ao, bo, co) e os três ângulos que elas formam 
(α,β,ץ) caracterizam sua cela unitária. 
 
 
 
2.3. Onde e quando se formam os minerais? 
 Um fenômeno comum, responsável pela origem de alguns minerais, é o 
resfriamento do material rochoso fundido conhecido como magma. O magma que 
atinge a superfície da Terra é a lava. 
Quando o magma ou lava, se resfria, os minerais começam a cristalizar e 
crescer determinando, desse modo a composição mineral das rochas ígneas. Os 
 15 
minerais também se cristalizam das soluções de água quente (hidrotermais) que 
invadem as rachaduras e fendas nas rochas 
 
2.3. Distinção entre Mineral e Rocha 
 
A condição necessária para conseguir a distinção entre Mineral e Rocha é 
ter o conhecimento dos conceitos que os definem. Tanto mineral como rocha são 
corpos naturais que constituem a Litosfera. Várias são as definições de minerais e 
rochas. 
 
Mineral: É um sólido homogêneo, de ocorrência natural, geralmente inorgânico, 
com composição química definida e uma estrutura cristalina (arranjo ordenado de 
cátions e ânions). Ex.: Hematita (-Fe203), Calcita (CaCO3), Diamante (C). 
 Os minerais são formados de átomos ligados entre si. Na maioria dos 
casos, dois ou mais elementos são envolvidos, formando, assim compostos. Mas 
alguns minerais, conhecidos como elementos nativos, são constituídos de átamos 
ligados de um único elemento (ex. a prata). 
 
Rocha : É um agregado natural, coerente, multigranular de uma ou mais 
espécies minerais. Podendo conter ainda, matéria orgânica e matéria vítrea. 
 
Após esses conceitos, e utilizando-se dos critérios relacionados a seguir, é 
possível, após o exame de uma amostra, dizer se é um mineral ou uma rocha. 
 
A - Forma Externa: os minerais podem ocorrer espontaneamente com forma 
externa de cristal, devido apresentar uma estrutura cristalina definida. Podem 
exibir faces planas e regulares que no conjunto, podem formar poliédros (cubos, 
hexágonos, prismas, etc), embora isso não seja obrigatório. Uma rocha 
normalmente não apresenta forma poliédrica natural. 
 
a1) Apresentando forma poliédrica, mesmo que imperfeita, trata-se de um mineral 
( Figura 1). 
a2) Não apresentando nenhuma face plana e regular, pode ser mineral ou rocha. 
 
 16 
 
 
B) Matéria Orgânica. Definindo mineral como uma substância inorgânica, toda 
amostra que contiver matéria orgânica como constituinte, será considerada uma 
rocha. Geralmente, a matéria orgânica é reconhecida por apresentar cor escura, 
odor característico, ao ser friccionado suja os dedos e em contato com fogo torna-
se combustível. 
 
C) Número de Constituintes. Trata-se de uma avaliação do número de 
componentes da amostra (mineral, matéria orgânica, matéria vítrea). Em geral os 
diferentes constituintes é reconhecido por apresentar propriedades distintas, como 
por exemplo cor, brilho, etc. 
 Se amostra apresentar mais de um constituinte, ela é uma rocha. 
Entretanto, é possível na natureza, que alguns minerais apresentem 
impurezas disseminadas em seus cristais. 
 
Os métodos macroscópicos de identificação de minerais e rochas citados 
podem ser utilizados para a maior parte dos minerais e rochas de interesse 
agronômico. Entretanto, algumas vezes estes métodos podem ser insuficientes e 
devem ser utilizadas técnicas complementares de laboratório como, por exemplo, 
difratometria de raios-X, microscopia óptica e eletrônica, análises químicas e etc., 
 
2.4. Minerais: identificação através de propriedades física 
 
 Os minerais podem ser identificados pelos elementos presentes e o arranjo 
dos átomos, entretanto requerem conhecimentos e equipamentos especiais. Por 
 17 
isso, a maneira mais comum e prática de identificar um mineral são por meio de 
suas propriedades físicas. 
As principais propriedades físicas são: Ópticas: Brilho, cor e traço 
Mecânicas: clivagem, fratura e dureza 
Outras: Densidade 
 
 2.4.1. BRILHO – O brilho de um mineral é a capacidade de reflexão da luz 
incidente sobre sua superfície. O brilho de um mineral pode ser dividido em: 
 
A)METÁLICO – brilho semelhante a um metal. Ex.: pirita, hematita; galena ouro 
nativo 
B)NÃO METÁLICO – outros tipos de brilhos observados nos minerais. Exemplos: 
vítreo – brilho semelhante ao vidro. Ex.: quartzo (hialino, ametista, fume) 
sedoso – brilho semelhante a seda. Ex.: gipso 
resinoso – brilho semelhante a resina. Ex.: enxofre 
perláceo – brilho semelhante a pérola. Ex.: talco lamelar e granular 
micáceo – brilho intenso das superfícies das "placas" ou "escamas" dos 
minerais micáceos. Ex.: muscovita, biotita e lepdolita 
 
 
2.4.2. COR – Esta é provavelmente a primeira propriedade física a chamar a 
atenção quando alguém examina um mineral. O que o nosso cérebro interpreta 
como cor é, na verdade, o resultado da absorção seletiva de determinados 
comprimentos de onda da luz que atravessa o mineral. 
Os comprimentos de onda que não são absorvidos tornam-se dominantes no 
espectro que emerge do mineral, e a combinação destes comprimentos de onda é 
o que é percebido como cor. A cor de uma substância depende do comprimento 
de onda da luz que ela absorve. Por exemplo, um mineral que apresenta cor verde 
absorve todos os comprimentos de onda do espectro exceto aquele associado ao 
verde. 
 A cor do mineral é um caráter importante em sua determinação. Alguns 
autores consideram como fundamentais as seguintes cores dos minerais: branco, 
 18 
cinza, preto, azul, verde, amarelo, vermelho e castanho. Deve-se assinalar, 
entretanto, que podem ocorrer minerais das mais diversas tonalidades. 
As cores dos minerais, especialmente dos que apresentam brilho metálico, 
devem ser observadas na fratura fresca. Em geral a superfície exposta ao ar pode 
apresentar películas de alteração. 
Os minerais de brilho não metálico podem ser divididos em: 
 
A) Idiocromáticos – são aqueles que apresentam sempre a mesma cor dentro da 
espécie mineral, cor constante que depende da composição química. Ex.: enxofre 
(amarelo), malaquita (verde), azurita (azul), etc. 
 
B) Alocromáticos – são aqueles que apresentam cor variável dentro da mesma 
espécie mineral em função da presença de impurezas naestrutura cristalina ou 
por causas de natureza física (ex.: aumento de temperatura, radiação, etc). Estes 
minerais são incolores quando puros. 
 
Alguns exemplos de minerais alocromáticos: 
- Fluorita - incolor, amarela, rósea, verde ou violeta (grupo dos alóides) 
- Turmalina - incolor (acroíta), rósea (rubelita), verde (esmeralda brasileira), azul 
(indicolita) e preta (afrisita); 
- Berilo - incolor, verde (esmeralda), azul-esverdeado ou azul água marinha, 
amarelo (heliodoro); 
- Quartzo - incolor (cristal de rocha, hialino); amarelo (quartzo citrino), róseo 
(quartzo róseo), verde (quartzo prase), violeta (quartzo ametista). 
A cor é uma propriedade física importante na determinação dos minerais, 
mas nem sempre é constante. Desta forma, deve-se utilizar esta propriedade com 
cuidado. 
 
2.4.3. TRAÇO – A cor do pó fino de um mineral é designada de traço. Enquanto 
as cores dos minerais podem ser muito variáveis, as cores dos traços são 
 19 
normalmente constantes. O traço é obtido riscando-se com o mineral uma placa 
de porcelana não polida. 
 
2.4.4. DUREZA – Exprime a resistência que um mineral oferece à penetração de 
uma ponta aguda que tenta riscar o mineral. Esta ponta aguda poderá ou não 
riscar o mineral. Riscando, o sulco produzido poderá ser profundo e bem nítido se 
o mineral tiver baixa dureza. Se a dureza for pouco inferior à ponta aguda, o sulco 
será fino e pouco profundo. Esta ponta pode ser tanto de aço ou vidro, como pode 
ser de um outro mineral qualquer. 
Será adotada a escala de dureza de MOHS, estabelecida em 1824, na qual 
dez minerais comuns são ordenados em relação à resistência que oferecem ao 
risco. A escala de Mohs não é linear. 
Por exemplo, o diamante é cerca de 40 vezes mais duro que o talco, 
enquanto o coríndon que está logo abaixo do diamante (dureza 9), é da ordem de 
9 vezes mais duro que o talco. A escala de Mohs é adimensional. Diz-se que o 
mineral tem dureza 5 ou 3, por exemplo, na escala de Mohs. 
 
QUADRO 1 - Escala Mohs 
 
1- Talco – Baixa dureza 6- Ortoclásio – Alta dureza 
2- Gipsita - Baixa dureza 7- Quartzo - Alta dureza 
3- Calcita – Média dureza 8- Topázio - Alta dureza 
4- Fluorita – Média dureza 9- Coríndon - Alta dureza 
5- Apatita – Média dureza 10- Diamante – Alta dureza 
 
(Tia Georgina Caso Fores A Oliveira Queira Trazer Coisas Diversas) 
 
Esta escala dá ao mineral talco (um filossilicato com tetraedros de silício 
ordenados em duas direções) o valor um (1) e ao diamante (compostos de atamos 
de carbono forte e simetricamente unidos em três direções e por ligações e por 
ligações covalentes), o valor dez. 
Para utilizar a escala de Mohs toma-se como limites a dureza da unha 
(aproximadamente 2,8 - 2,9) e de uma lâmina de canivete (canivetes comuns da 
ordem de 5,5). Minerais da mesma dureza riscam-se mutuamente, mas de forma 
fraca. Desta forma tem-se: 
 20 
 
DUREZA BAIXA: minerais riscados pela unha. (minerais de dureza 1 e 2); 
DUREZA MÉDIA: minerais não riscados pela unha, mas riscados pelo canivete 
(minerais com dureza até 5 – 5,5); 
DUREZA ALTA: minerais de 6 a 7 riscam o vidro e os de 8 a 10 cortam o vidro 
 
2.4.5. CLIVAGEM – É a propriedade que tem uma substância cristalina em dividir-
se em planos paralelos. Os planos de clivagem podem ocorrer segundo uma ou 
mais direções. A clivagem é fraca se as ligações na estrutura cristalina forem 
fortes e excelentes se forem fracas. Ligações covalentes resultam em clivagens 
fracas ou em ausência de clivagem. Ligações iônicas são fracas e resultam em 
excelentes clivagens. 
Os minerais podem apresentar superfícies de clivagem em: 
a) 3 direções (Figura 6A) - Ex.: calcita, galena 
b) 2 direções (Figura 6B) - Ex.: feldspato 
c) 1 direção (Figura 6C) - Ex.: micas, talco 
d) ausente - Ex.: quartzo, turmalina. 
 
 
 2.4.6. FRATURA É o tipo da superfície não plana apresentada por um mineral, 
após o mesmo ter sido submetido a um choque mecânico. 
Um mineral sem clivagem apresenta fratura (quartzo, magnetita). A fratura pode 
ser: 
a) Conchoidal - quando o mineral apresenta superfície em forma de concha 
profunda - Ex.: quartzo. 
b) Sub-Conchoidal - quando o mineral apresenta superfície em forma de concha, 
mas pouco profunda – Ex.: aragonita. 
c) Irregular - sem forma definida – Ex.: turmalina. 
 21 
2.4.7. HÁBITO - É a forma externa mais freqüente de ocorrência de um mineral. O 
hábito depende da forma e velocidade de crescimento do mineral que por sua vez 
são influenciadas pela temperatura, pressão, impurezas, etc. Pode-se concluir que 
um mesmo mineral, em condições genéticas distintas, pode apresentar hábitos 
diferentes. 
O hábito nem sempre é uma propriedade que diferencia um mineral do outro, 
mas sem dúvida é de grande importância. A seguir serão apresentados alguns 
hábitos comuns observados nos minerais. O hábito de um mineral pode ser 
observado em um cristal isolado ou em agregados de minerais. 
 Quando o mineral apresenta cristais isolados, considera-se a seguinte 
formas: 
a) Tabular - devido ao maior desenvolvimento de duas faces paralelas (Figura 
A). Ex.: barita 
b) Prismático - devido ao maior desenvolvimento do cristal segundo uma 
direção. (Figura B). Ex.: quartzo 
c) Piramidal - devido ao maior desenvolvimento das faces que formam 
pirâmides. Pode ser também bipiramidal (Figura C). Ex.: zirconita 
d) Acicular cristais finos, como agulhas (Figura D). Ex.: actinolita 
 
 
 
 Quando o mineral não ocorre em cristais bem individualizados, pode 
assumir as mais variadas formas, das quais citam-se: 
 
a) Granular - massa ou agregado constituído por grânulos: elementos 
cristalinos pequenos e irregulares (Figura E). Ex.: olivina, enxofre 
 22 
b) Maciço - massas homogêneas cristalinidade aparente, isto é, situação em que 
a individualização dos constituintes não pode ser feita a olho nu (Figura F). Ex.: 
calcedônia 
 
d) Fibroso - massas aciculares finíssimas, onde não é possível distinguir formas 
geométricas nos indivíduos isolados (Figura G). Ex.: asbestos 
e) Estalactítico - em forma de concreções mais ou menos cônicas (Figura H). 
Ex.: calcita 
f) Lamelar ou Placóide - quando o material é constituído por um conjunto de 
lamelas ou placas empacotadas (Figura I). Ex.: talco, muscovita, sericita, lepdolita 
g) Escamoso - quando o material é constituído por um conjunto de cristais 
empacotados em forma de pequenas escamas. Diferencia do placóide pelo 
tamanho reduzido (Figura J). Ex.: biotita, fucksita 
 
 
h) Concrecionário - na forma de concreções, isto é, agregados mais ou menos 
estáveis, de forma arredondada e alongada constituídos de material cristalino e/ou 
amorfo (Figura K). Ex.: concreções de hematita, goethita. 
2.4.8. DENSIDADE – É o número que indica quantas vezes um certo volume de 
mineral é mais pesado do que um mesmo volume de água destilada à temperatura 
de 4 ºC. Densidade é assim o peso expresso em gramas de 1 cm3 de mineral. As 
densidades de alguns minerais são: Halita 2,2 g/cm3; quartzo 2,65 g/cm3; galena 
7,5 g/cm3; ferro 7,3 g/cm3; ouro 19,4 g/cm3. 
 23 
A maioria dos minerais formadores das rochas possui densidade de 2,5 a 4,0 
g/cm3, e os minerais de minérios de 4 a 7,5 g/cm3. 
 
2.4.9. Outras propriedades de identificação dos minerais 
 Magnetismo 
 Reação a ácidos - Solubilidade 
 Odor, sabor e tacto 
 
a) Magnetismo: O magnetismo ocorre quando não existe um balanço no 
arranjo estrutural dos íons de ferro. O ferro pode ser encontrado em dois 
estados de oxidação principais: ferroso (Fe2+) e férrico (Fe3+). Os dois íons 
têm diferentes raios atômicos. Devido à maior carga positiva do íon férrico 
os elétrons são atraídos mais fortemente para o núcleo, o que provoca uma 
diminuição da zona onde estes se podem mover. 
 
b) Solubilidade - A solubilidade dos minerais pode ser considerada em 
relação a diversos ácidos, tais como HCl, HNO3, H2SO4 e HF. 
Para os mineraismais comuns e de maior interesse do curso de agronomia a 
utilização do ácido clorídrico (HCl) diluído é o suficiente. Utilizando-se HCl diluído 
é possível separar os minerais em: 
 Insolúveis – aqueles que não reagem com HCl. Ex. quartzo, turmalina 
 Pouco Solúveis – aqueles que só se solubilizam com HCl aquecido ou 
quando pulverizados. Ex.: dolomita 
 Solúveis – aqueles que se solubilizam em condições normais, podendo 
ser acompanhado por desprendimento de gás carbônico (efervescência). 
 
c) Odor 
 Alguns minerais têm odores particulares, mas normalmente não são muito 
evidentes, a não ser que o mineral tenha sido friccionado ou partido 
recentemente. 
 24 
 O mineral mais conhecido por esta propriedade é o enxofre, mas os 
sulfuretos os minerais que contêm arsênicos e as argilas também têm 
cheiros próprios. 
 “cheiro a enxofre” é detectado, tanto neste mineral como nos sulfuretos, 
devido à formação de dióxido de enxofre (SO2 ). 
 Os minerais com arsênico quando friccionados dão um “cheiro a alho” 
característico deste elemento venenoso. 
 Os minerais argilosos, quando molhados, apresentam um “cheiro a terra” 
que é característico. 
 
2.5. Distribuição de algumas espécies minerais de acordo com o 
grupamento aniônico principal 
 
Vários dos minerais abaixo têm importância fundamental na agronomia. Os 
minerais pertencentes aos grupamentos dos halóides, fosfatos, nitratos, sulfatos, 
carbonatos, são utilizados como matéria prima na fabricação de adubos e 
corretivos para os solos. O grupo dos silicatos e dos óxidos de ferro e alumínio 
forma os dois grupos principais de minerais presentes entre os colóides do solo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 25 
TABELA – Distribuição de algumas espécies minerais de acordo com o 
grupamento aniônico principal 
 
GRUPO EXEMPLOS 
1. Elementos nativos Ouro 
Diamante 
Grafita 
Enxofre 
2. Sulfetos Pirita (Fe S2) 
Galena (PbS) 
3. Óxidos e Hidróxidos Fe - hematita (Fe2O3) 
Fe – Lepidocrosita - FeOOH 
Al – Gibsita - Al(OH)3 
Al- Corindon – Al2O3 
Ti – Rutilo (TiO2) 
Mg – Brucita -Mg(OH)2 
4. Halóides Silvita (KCl) 
Halita (NaCl) 
Carnalita (KCl. MgCl2) 
5. Carbonatos Calcita (CaCO3) 
Magnesita (MgCO3) 
Dolomita (CaCO3. MgCO3) 
6. Nitratos Nitrato de potássio (KNO3) 
 Nitrato de sódio NaNO3 
7. Boratos Bórax 
8. Fosfatos Apatita 
Monazita 
9. Sulfatos Gipsita (CaSO4.2H2O) 
Anidrita (CaSO4) 
 
10. Silicatos Ortoclásio (K Al Si3 O8) 
Caulinita (Al2 (OH)4Si2O5 
Olivina (Mg, Fe) Si O4 
piroxênios e anfibólios 
 
2.6. Espécies minerais de importância para agronomia 
 
2.6.1. Óxidos e hidróxidos de Ferro e Alumínio 
O Ferro é o quarto elemento mais abundante (5,06%) da crosta da terra, só 
perde para o oxigênio, silício e alumínio. No solo é encontrado na solução do solo, 
dissolvido ou formando complexos orgânicos, dentro da estrutura cristalina de 
grande variedade de minerais. 
 26 
Os óxidos de Fe e Al são minerais secundários de importância muito 
significativa nos solos de regiões tropicais em geral, e dos solos brasileiros em 
particular. A presença desses na fração argila dos solos mencionados é quase 
obrigatória e sua influência nas propriedades dos solos é muito sentida. 
O Fe é essencial às plantas e participa de uma série de reações químicas, 
sendo catalisadores do processo de formação da molécula de clorofila, atua no 
transporte de O, e ajuda na formação de compostos do sistema respiratório da 
planta 
 
De onde vem o ferro presente no solo? 
• Dos minerais primários tais como: olivinas, piroxênios, anfibólios, biotita, 
magnetita. Através do intemperismo de minerais primários, principalmente 
os ferromagnesianos, há a liberação do Fe através de uma reação 
hidrolítica e oxidativa: 
 
O que faz os óxidos de Fe importantes como indicadores de pedogênese não 
são apenas a sua presença, mas também a forma mineral presente e as suas 
características. Assim, mesmo em concentração baixa no solo, os óxidos de ferro 
têm alto poder pigmentante e influem na coloração dos solos de maneira bem 
nítida. 
As cores vermelhas, impressas pela hematita, as amarelas, características da 
goethita e as intermediárias entre as duas, derivadas da atuação conjunta da 
hematita e da goethita, que são típicas da maioria dos solos brasileiros, 
expressam bem essas afirmativas. 
Os minérios de ferro mais comuns incluem: 
• Hematita - Fe2O3 - 70% de ferro . Constituída por óxido de ferro III. 
• Magnetita - Fe3O4 - 72% de ferro 
• Limonita - Fe2O3 + H2O - 50% a 66% de ferro 
• Goetita – FeO(OH) 
 
 27 
O Fe é um elemento muito afetado pelas condições de oxi-redução do meio e 
está presente nos principais óxidos, como hematita e goethita, na forma de Fe+3. 
Assim, se houver condições redutoras no meio no qual ele se encontra, ele pode 
ser reduzido a Fé+2 que é uma forma bem mais solúvel de Fe. 
O alagamento, por exemplo, é a condição mais comum de redução do solo 
causando a destruição da hematita ou goethita, retirando com isso as colorações 
amareladas, alaranjadas ou avermelhadas típicas desses óxidos. Nesses locais os 
solos ficarão com colorações esbranquiçadas ou acinzentadas dependendo do 
tipo de argila silicatada e/ou do teor de matéria orgânica. 
 
 
2.6.2. Hematita (Fe2O3) 
 
• A sua designação é proveniente do grego Haimatites, que significa cor de 
sangue. É um óxido de ferro comum na região tropical e intertropical quente e 
úmido, acumulando em solos de drenagem livre, presentes nos relevos plano e 
suave ondulado. Se distingue por pertencer aos três grupos de rochas 
(sedimentares, metamórficas e Ígneas). 
• É freqüente sua associação com a magnetita e limonita. Forma também 
massas irregulares, por concentração devido ao intemperismo de rochas ricas 
em ferro. 
• Os minerais de ferro encontram-se hospedados em formações ferríferas 
bandadas localmente chamadas de itabiritos. 
• Dureza: 5,5 a 6,5 
• Clivagem: Nenhuma 
• Cores: Vermelho sangue cinza metálico e preto 
• Brilho: metálico 
• Traço: vermelho 
 
Uso da hematita 
• como pigmento vermelho.Alto poder pigmentante. 1% já dá coloração 
vermelha ao solo. 
• É o principal minério de ferro para a indústria siderúrgica. 
• Pó para polir 
 
 28 
2.6.3. Magnetita (Fe3O4) 
É um mineral comum que ocorre nas rochas ígneas, metamórficas de 
contato, em depósitos hidrotermais e em areias de rios. Freqüentemente 
transforma-se em hematita e limonita. 
• É um mineral primário. Coloração Preta 
• Apresenta forte magnetismo. 
• Aparece freqüentemente como constituinte mineralógico da fração arenoso 
do solo, acumula-se na fração areia nos sulcos de erosão de solos 
derivados de rochas eruptivas básicas. 
• Ocorre também como produto sedimentar, em areias negras. 
 
2.6.4. Hidróxidos de Ferro e Alumínio 
• Gibsita Al (OH)3 – Constituída por óxido de alumínio 
• Goethita (FeO(OH) 
 
a) Gibsita Al(OH)3 
Mineral gerado por intemperismo químico, com intensa lixiviação, de rochas 
ricas em feldspatos ou outros minerais aluminosos em clima quente e úmido. Pode 
aparecer também em veios hidrotermais de baixa temperatura. 
gibsita 
• É o principal constituinte de muitas bauxitas, sendo formado pelo 
intemperismo de rochas ígneas aluminosas. 
• Ocorrência natural em solos muito intemperizados (ácidos), clima quente e 
úmido, alta precipitação e boa drenagem. 
• Importante na formação da estrutura do solo. 
• É o mineral mais comum dos óxidos de ferro. Ocorre em ambientes 
oxidantes, como produto de alteração de minerais portadores de ferro. 
b) Goethita FeO(OH) 
 É mineral mais comum dos minerais férricos, ocorre em quase todos os 
ambientes pedogenéticos, ou em posições do relevo que facilitam o acúmulo de 
 29 
água. É a forma de Fe3+ mais estável. A goethita ocorre em solos formados a 
partir de rochas com baixa concentração de ferro e sua composição. É formada 
nas primeiras etapas do intemperismo dos minerais primários e acumula;portanto, 
em solos jovens ou nos horizontes próximos á rocha. Ocorre em regiões mais frias 
e úmidas, com teores elevados de MO e pH ácido. 
• Coloração Bruna a Amarelada 
 
2.6.5. Óxidos de Alumínio 
Os óxidos de Al são também importantes minerais secundários nos solos 
brasileiros. Eles podem estar presentes em solos jovens como produto do 
intemperismo intenso e rápido de minerais primários em rochas aluminosas ou o 
mais usual é que os óxidos de Al predominem em solos que já perderam, por 
lixiviação, quase todos os seus constituintes. Nessa segunda forma aos óxidos de 
Al estariam entre os últimos minerais na escala do intemperismo e, por isso 
mesmo, presentes nos solos mais antigos da crosta terrestre. Apesar de existirem 
vários óxidos de Al, apenas um deles é importante nos solos, que é o mineral 
chamado gibbsita. 
 
2.6.6. Halóides 
O grupo dos halóides é constituído pelos minerais que formam os sais 
naturais, incluindo a fluorite, a halite (sal comum) e o sal amoníaco (cloreto de 
amónia). 
Os halóides, como os sulfatos, são encontrados geralmente em ambientes 
evaporíticos, tais como lagos e mares fechados (por exemplo nas margens do Mar 
Morto). Inclui os minerais de fluoretos, cloretos e iodetos. 
 
2.6.7. Carbonatos 
Grupo dos carbonatos é composto de minerais contendo o ânion (CO3)2- e inclui 
a calcita e a aragonita (carbonatos de cálcio), a dolomita (carbonato de magnésio 
e cálcio) e a siderita (carbonato de ferro). 
 30 
 
 
Os carbonatos são geralmente depositados em ambientes marinhos pouco 
profundos, com águas límpidas e quentes, como por exemplo em mares tropicais 
e subtropicais. 
 Os carbonatos encontram-se também em rochas formadas por evaporação de 
águas pouco profundas (os evaporitos, como por exemplo os existentes no Great 
Salt Lake). 
Encontra-se também em ambientes de karst isto é; regiões onde a dissolução 
e a precipitação dos carbonatos conduziu à formação de cavernas com 
estalactites e estalagmites. 
Nesta classe inclui os principais corretivos da acidez dos solos são produtos 
capazes de neutralizar (diminuir ou eliminar) a acidez dos solos e ainda carrear 
nutrientes vegetais ao solo, principalmente cálcio. 
 
2.7.8. Sulfatos 
Todos os sulfatos contêm o cátion sulfato na forma SO4. Os sulfatos formam-
se geralmente em ambientes evaporíticos, onde águas de alta salinidade são 
lentamente evaporadas, permitindo a formação de sulfatos e de halóides na 
interface entre a água e o sedimento. Os sulfatos mais comuns são a anidrita 
(sulfato de cálcio), a celestita (sulfato de estrôncio) e o gesso (sulfato hidratado de 
cálcio). 
2.7.9. Fosfato- Síntese do ácido fosfórico, utilizado na indústria de fertilizantes e 
nutrição animal. 
 
 
 
 
 
 
 31 
CAPÍTULO III - MINERAIS SILICATADOS 
 
 92% da crosta terrestre é formada por minerais silicatados 
 
 
 
3.1. Estrutura fundamental da classe dos minerais silicatados 
Em razão do silício e oxigênio serem os dois elementos mais abundantes na 
crosta terrestre (27% e 46% respectivamente) eles constituem a maioria dos 
minerais. A combinação do silício com dois oxigênios é conhecida como sílica e os 
minerais que contêm sílica são os silicatos. 
O quartzo SiO2 é pura sílica, porque é composto de silício e oxigênio. Mas a 
maioria dos silicatos tem um ou mais elementos adicionais, como o ortoclásio 
(KAlSi3O8) e as Olivinas (MgFe)2 SiO4. 
As estruturas básicas dos minerais silicatados são os: 
 Tetraedro de Silício 
 Octaedros de alumínio 
a)Tetraedro de Silício 
 Silício combina com o oxigênio para formar um complexo aniônico: o ânion 
silicato (SiO4)4-: Tetraedro de Silício 
 Quatro íons de oxigênio partilham um elétrons do silício. 
 Os minerais silicatados são formados ao redor do tetraedro de Silício 
 
 32 
O arranjamento referido não dá estabilidade eletrostática ao tetraedro de silício, 
pois 8 cargas negativas dos 4 íons de oxigênio, divalentes são neutralizadas por 
apenas 4 cargas positivas do silício, tetravalente. Desta forma sobram 4 cargas 
negativas não compensadas, (SiO4)4. 
 
 
 Os tetraedros de silício podem ligar-se, entre si, repartindo um, dois, três ou 
quatro oxigênios. Estas diversas ligações de tetraedros de silício recebem o 
nome de polimerização. 
 
b) Octaedros de Alumínio 
 Consta de 6 hidroxilas reunidas em disposição octaedral, tendo no espaço 
central um íon de alumínio. 
 As valências nesta unidade estrutural também não estão satisfeitas, 
havendo três cargas negativas não compensadas pelo alumínio trivalente. 
 
 
3.2. Os principais minerais silicatados são: 
 1º Os feldspatos (tectossilicatos), perfaz ao redor de 51% da totalidade dos 
minerais 
 2 º Os anfibólios e piroxênios (inossilicatos), que perfazem 16%. 
 3 º Quartzo, 12% (tectossilicatos) 
 33 
 4 º Argilas, 5% (filossilicatos) 
 5º Micas 5% (filossilicatos) 
 5º Olivinas 3% (nesossilicatos) 
 
3.3.1. Feldspatos 
São os constituintes mais importantes na formação de rochas ígneas e os 
minerais mais abundantes na crosta terrestre. São translúcidos ou opacos e 
podem apresentar cristais mistos de três componentes: feldspato potássico 
(alcalinos), sódico e cálcico. São usados no fabrico de vidros, cerâmicas, como 
material de incorporação em tintas, plásticos, borrachas (inerte, pH estável e alta 
resistência a abrasão e congelamento) 
 
3.3.2. Piroxênios e anfibólios 
São minerais de aparência bastante similares. São granulares ou prismáticos, 
de cor escura, com clivagem em dois planos. 
 São muitos suscetíveis à alteração em clima úmido, com a formação de 
minerais argilosos, micas, cloritas e liberação de hidróxidos de ferro 
(denotando uma coloração avermelhada) e manganês. 
3.3.3. Quartzo 
Cor branca, incolor, mas também em inúmeras outras variedades, como roxo, 
amarelo, vermelho, preto, etc. Dureza 7. Ocorre como o mineral mais comum na 
superfície do globo terrestre, entre as rochas sedimentares, graças a sua 
resistência química e física. Não possui clivagem, quebra-se com uma superfície 
irregular, abaulada. 
 É usado como matéria-prima no fabrico do vidro, abrasivo, refratários, chips 
eletrônicos etc. 
3.2.4. Micas 
 Trata-se de um grupo de minerais caracterizados por uma ótima clivagem 
laminar e boa elasticidade. Distinguem-se duas variedades principais: 
a) muscovita – mica branca 
b) Biotita – mica preta 
 34 
CAPÍTULO IV - OS FILOSSILICATOS 
 
 
4. GRUPO DOS ARGILO-MINERIAIS: Minerais Secundários 
 
Os minerais secundários são aqueles formados pela desintegração e 
alteração dos minerais primários através do intemperismo. Nesse processo existe 
a formação de novos minerais, normalmente de tamanho menor e mais ajustado 
às novas condições de equilíbrio que são bem diferentes daquelas da formação 
das rochas. 
 Os minerais secundários constituem praticamente a totalidade da fração 
mais fina do solo, ou seja, a fração de tamanho denominada de argila. 
A denominação minerais argilosos será a forma genérica de denominação 
dos minerais secundários silicatados e dos minerais secundários oxídicos de Fe e 
Al que designam os óxidos (O), hidróxidos (OH) e oxihidróxidos (O,OH) de Fe e Al. 
Além da concisão e brevidade que esses termos permitem, procura-se também 
evitar o uso de termos obsoletos como, por exemplo, sesquióxidos de Fe e Al. 
Os minerais argilosos silicatados são essencialmente silicatos de alumínio 
hidratados com magnésio ou ferro substituindo total ou parcialmente o alumínio e 
podem apresentar elementos alcalinos ou alcalinos-terrosos como constituintes. 
Os principais exemplos são: caulinita, montmorilonita, vermiculita, etc. 
Os argilominerais, denominação mais atual para os minerais de argila 
silicatados, são formados pela justaposição ou condensação de dois tipos de 
lâminas: 
 
De acordo com o arranjo dessas lâminas no sentido de formar as unidades 
cristalográficas características, são distinguidos os seguintesgrupos de minerais 
importantes em solos brasileiros. 
 Argilas Amorfas - Alofanita 
 Argilas Cristalinas 
 35 
- Com duas camadas 
- Com três camadas 
- De camadas mistas 
- De estrutura em cadeia 
 
4.1. Argilas cristalinas com duas camadas - Grupo de minerais 1:1 
4.1.1. Grupo da Caulinita 
 
São chamados de minerais 1:1 porque são formados pelo empilhamento de 
uma lâmina de tetraedros de Si e uma lâmina de octaedros de Al, uma no topo da 
outra. A ligação entre essas duas lâminas é uma ligação iônica entre o oxigênio 
apical da lâmina de tetraedros e o Al da lâmina octaédrica. 
 
As unidades 1:1 são seguras por pontes hidrogeniônicas entre os oxigênios 
da camada tetraédrica e hidroxilas da camada octaédrica. Essas pontes 
hidrogeniônicas promovem uma forte ligação entre as unidades 1:1, o que confere 
a este tipo de minerais uma característica de não expansibilidade e também da 
inexistência de troca de materiais entre as unidades 1:1. 
 
4.1.2. Argilas cristalinas com três camadas - Grupo de minerais 2:1 
 
São minerais chamados 2:1 porque são formados pelo empilhamento de 
duas lâminas tetraédricas, fazendo um sanduíche com a lâmina octaédrica. As 
ligações dentro da unidade 2:1 que mantêm as lâminas juntas são ligações iônicas 
dos oxigênios apicais ligados aos Si dos tetraedros com o Al da lâmina dos 
octaedros como nas unidades 1:1. 
 
 
 36 
As unidades estruturais 2:1 não tem a presença das pontes hidrogeniônicas 
entre elas por apresentarem planos de oxigênios entre uma unidade cristalográfica 
e outra, e por isso mesmo elas são expansíveis, ou seja, a distância entre elas 
não é fixa. 
a)Expansivas: Grupo da Esmectitas,Montmorilonita e Vermiculita 
b) Não expansivas: Grupo de Ilita ou Mica hidratada 
Esquema geral da formação dos argilominerais e óxidos no solo 
 
 
 
 
4.2. COMO SURGEM AS CARGAS ELÉTRICAS NAS ARGILAS DOS SOLOS 
 
Precisamos saber como surgem às cargas elétricas no solo para poder prever 
como este vai se comportar em função das nossas ações (adubação mineral, 
adubação orgânica, calagem, salinização,...). Dependendo da origem, das cargas 
no solo terá determinado comportamento. 
 
As cargas elétricas no solo podem ter duas origens; 
a) Cargas Permanentes 
b) Cargas Dependentes do pH 
 
 
4.2.1. Cargas elétricas permanentes – argilas do tipo 2:1 
 
Estas cargas se originam por um processo chamado de substituição 
isomórfica. 
 37 
 
 
Mas, se ao invés do silício, um alumínio ocupar o lugar no centro do 
tetraedro. 
 
 
O silício na lâmina tetraédrica, o alumínio e o magnésio na lâmina octaédrica 
estão sujeitos a substituição por outros íons de tamanho semelhante. O raio iônico 
dum certo número de íons, comumente encontrado nas argilas, acha-se 
assinalado no quadro 01. Nota-se que o alumínio é apenas ligeiramente maior do 
que o silício; por conseguinte o alumínio pode se ajustar ao centro do tetraedro no 
lugar do silício, o que acontece em algumas argilas. 
À medida que se formam alguns silicatos, parte do silício na lâmina é 
deslocada pelo alumínio, sem modificar a estrutura básica do cristal. Esse 
processo, denominado substituição isomórfica, é comum na natureza e é 
responsável por uma variabilidade de argilas silicatadas. 
A substituição isomórfica também ocorre na lâmina octaédrica. Pelo quadro 
acima nota-se que os íons Fe e Si possuem tamanhos semelhantes àqueles do Al 
e Mg2+. Portanto, tais íons poderão ajustar-se nas posições do Al e do Mg, como 
íon central da lâmina octaédrica. 
 38 
Esse tipo de substituição é responsável pelo total de cargas negativa 
presente em várias argilas silicatadas e por outro lado, pela capacidade de 
adsorção de cátions. Por outro lado, a substituição de um cátion Mg por outro de 
três cargas, como Al3+ ou Fe3+, numa lâmina trioctaédrica, normalmente neutra, 
deixa um saldo de carga positiva. Embora tais cargas positivas sejam, via de 
regra, contrabalançadas pelas cargas negativas, elas exercem real influência 
sobre a capacidade de adsorção das argilas. 
 
As cargas geradas pela substituição isomórfica são chamadas de cargas 
permanentes, ou independentes do pH; 
 
 No quartzo não existem substituições isomórficas, daí sua grande 
estabilidade 
• A substituição isomórfica só acontece quando o mineral está se formando; 
• A substituição isomórfica NÃO ocorre nos filossilicatos 1:1; 
• A substituição isomórfica ocorre nos óxidos, mas geralmente não produz carga 
(por exemplo, Fe+3 por Al+3). 
As diferenças de valência originando cargas negativas e as diferenças de 
tamanho, ainda que pequenas, produzem uma distorção ou fraqueza na estrutura. 
Ambos os efeitos tendem a diminuir a resistência do mineral à decomposição. 
 
 Como ar argilas ficam com carga negativas elas são capazes de atrair 
cátions. Essa capacidade de atrair cátions é chamada de CTC 
(CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA) 
 As plantas absorvem nutrientes da solução do solo, não diretamente das 
partículas do solo; mas as concentrações na solução do solo são pequenas 
e precisam ser constantemente repostas; além disto, quando chove, a 
solução é diluída pela água da chuva que infiltra no solo. 
 
 
 
 
 
 39 
4.2.2. cargas variáveis ou dependentes do pH 
 
Estas cargas variam com o pH, aumentando à medida em que o mesmo 
aumenta e diminuindo a medida que o mesmo diminui. São as que ocorrem em 
maior quantidade em solos tropicais, solos estes que, em sua maioria, possuem 
argilas do tipo 1:1 e óxidos de Fe e Al no sistema coloidal. 
O aumento destas cargas com o pH tem grande importância prática tendo em 
vista a influência na floculação do solo que, por sua vez, influi na estruturação do 
mesmo. As origens são as seguintes: 
Estas cargas são geradas nas ligações insatisfeitas na borda dos minerais; 
• Ocorrem em TODOS os colóides do solo: 
– Filossilicatos 2:1 
– Filossilicatos 1:1 
– Óxidos 
– Matéria Orgânica 
 
 
Por que são variáveis ? 
 Porque dependendo das condições da solução do solo, prótons (H+, ou 
H3O+) podem se ligar aos oxigênios, e anularem a carga; 
 Pode ocorrer até o acoplamento de mais de 1 H+, e a carga passar a ser + 
(neste caso, a reatividade passa a ser CTA, capacidade de troca de ânions) 
 Como a ligação ou não de H+ depende da atividade de H+ na solução, o 
comportamento destas cargas depende do pH da solução do solo. 
 
 
 40 
 
Porque se aplica calcário no solo? 
 Porque se recomenda fazer a calagem 
(aplicação de calcário) ANTES de se fazer a adubação do solo? 
 Nos solos brasileiros (solos sob clima tropical ou subtropical) há o 
predomínio de CTC variável. Quais minerais que devem predominar na 
fração argila destes solos? 
CAPÍTULO V - PETROLOGIA 
INTRODUÇÃO 
 
Rochas são agregados ou massa de um ou mais minerais e mineralóides, como 
o vidro vulcânico, o carvão ou outros compostos de origem orgânica, que 
constituem unidades definidas na crosta terrestre. 
As rochas são formadas de componentes básicos, os minerais. Estes se 
apresentam geralmente sob a forma de pequenos fragmentos, grãos, flocos ou 
partículas finas. Alguns são visíveis a olho nu, ao passo que outros só podem ser 
vistos com o uso de um microscópio. 
As espécies minerais formam-se na litosfera, por diferentes processos. Os 
processos de gênese são interligados e variáveis em intensidade, havendo 
sempre transições e interferências mútuas. Não se pode separá-los como 
processos estanques. Há minerais, porém que tem uma via preferencial de 
formação ocorrendo apenas em certos tipos de rocha. A nefelina, por exemplo, é 
um mineral confinado às rochas magmáticas. Muitos minerais, entretanto, podem 
se formar através de diferentes processos, como ocorre com o quartzo, que pode 
ser magmático, metamórfico, sedimentar. 
 41 
Os processos genéticos podem agir com particular intensidade em certos 
casos e concentrar minerais em determinados locais. Constituem-se, assim, 
jazidas de minerais,muitas vezes de grande interesse econômico. 
Algumas rochas, como o calcário, são formadas por um único tipo de 
mineral. Outras, como granito, é composto de vários tipos de minerais. 
Classificação das rochas 
 As rochas são classificadas em três grupos: 
a) Ígneas ou magmáticas 
b) Sedimentares 
c) metamórficas 
 
5.1. Rochas ígneas ou magmáticas 
 
5.1.1 Definição: São aquelas resultantes da solidificação (resfriamento) do 
magma. O Magma é uma fusão silicatada formada em grandes profundidades na 
Terra. 
 
5.1.2. Magma: Os minerais constituintes das rochas magmáticas são formados 
em decorrência do resfriamento do magma. O magma pode ser entendido como 
rocha em estado de fusão, proveniente do interior da litosfera, e que recebe o 
nome de lava quando se derrama à superfície, é denominado efusivo. À medida 
que o magma se resfria ocorre à cristalização de seus constituintes. Forma-se por 
esse processo, a grande maioria dos silicatos (quartzo, feldspatos, feldspatóides, 
micas, piroxênios, anfibólios, zirconita, etc.). 
 O resfriamento do magma pode ser lento ou rápido. Quando o resfriamento 
é lento, no interior da litosfera, supõe-se que o sistema permita um perfeito 
equilíbrio de fases e reajustes de composição. 
 Como visto anteriormente os minerais mais abundantes na crosta da Terra 
são os silicatos como o quartzo, os feldspatos e os minerais ferromagnesianos. 
Todos esses minerais são compostos principalmente de silício, oxigênio e outros 
 42 
elementos. São os constituintes do magma responsáveis pela formação de 
praticamente todos os minerais de gênese magmática. 
 
Composição do magma: 
SiO2 30 - 80% 
Al2 O3 3 - 25% 
FeO + Fe2O3 0 - 13% 
MgO 0 - 25% 
CaO 0 - 16% 
Na2O 0 - 11% 
K2O 0 - 10% 
 
 Resulta, então, um número limitado de combinações entre esses 
constituintes, dando em consequência um pequeno número de espécies minerais. 
 Deve ser destacado o papel do SiO2, responsável pela formação de todos 
os silicatos. Um excesso de SiO2, após a formação dos silicatos possíveis, 
cristaliza-se na forma de quartzo. 
Dados do magma: 
Temperatura do magma: 1000-1200 oC 
Viscosidade do magma: (resistência ao fluxo) depende essencialmente da 
temperatura e da composição do magma. Magmas, ácidos, ricos em SiO2, são 
mais viscosos por possuírem maior polimerização (retardam o fluxo). 
Resfriamento do magma: os minerais se forma obedecendo a uma ordem 
determinada pelos princípios de solubilização do mineral ditados pela composição 
química, temperatura e pressão do magma. 
 
Como o magma se origina e se modifica? 
 
A maioria das pessoas está familiarizada com o magma que alcança a 
superfície da Terra, como fluxos de lava ou materiais piroclásticos expelidos 
durante erupções vulcânicas explosivas. 
De fato, alguns magmas surgem de profundidades da ordem de 100 a 300 
km. Mas a maioria se forma em profundidades menores, no manto superior ou 
crosta inferior, e se acumula em reservatórios conhecidos como câmaras 
magmáticas. 
 43 
Cristalização do magma 
O magma ao se resfriar, possibilita a cristalização de diferentes minerais, cujo 
conjunto constitui a rocha ígnea. Inicialmente cristalizam-se grande parte dos 
silicatos, obedecendo a uma seqüência determinada pela temperatura e 
composição do magma, conhecida como Série de Bowen. 
Ele sabia que a cristalização de todos minerais magmáticos não ocorre 
simultaneamente, mas obedece a uma seqüência possível. O primeiro mineral a 
se formar a olivina é formada a uma temperatura de 1840 ºC e o último o quartzo 
a 570 ºC. 
Seqüência de cristalização: quando o magma passa do estado líquido para o 
sólido seus constituintes cristalizam-se como minerais. 
 
Seqüência de Cristalização – Série de Bowen 
 
 Bowen mostrou que os silicatos comuns das rochas ígneas se cristalizam 
segundo uma ordem, em duas séries distintas: uma série de reação contínua e 
uma série de reação descontínua. 
Na série descontínua, que contém somente silicatos ferromagnesianos 
(olivina, piroxênio, anfibólio e biotita), um mineral se transforma em outro em um 
intervalo específico de tempo. Quando a temperatura abaixa, ao atingir um 
determinado limite, um dado mineral começa a se cristalizar. Uma vez que o 
mineral se forma, ele reage com o magma remanescente (magma fundido), para 
formar o próximo mineral da seqüência. 
 44 
 Até o momento em que a biotita se cristaliza, todo o magnésio e o ferro 
presentes no magma original já foram consumidos para formar os minerais da 
série descontínua. 
Na série contínua Os plagioclásios silicatos não-ferromagnesianos são os 
únicos minerais da série contínua da reação de Bowen. O primeiro plagioclásio a 
se cristalizar é rico em cálcio (anortita). Com o resfriamento do magma esse 
plagioclásio rico em cálcio reage com o material fundido e cristaliza em um 
plagioclásio rico em sódio. O processo continua até que todo o cálcio e sódio 
sejam consumidos. 
Depois que os silicatos ferromagnesianos e os plagioclásios são formados, o 
magma residual estará enriquecido em potássio, alumínio e silício. Esses 
elementos se combinarão para formar o ortoclásio e, se a pressão e água forem 
altas, formar-se-á a muscovita. Depois disso, o magma remanescente estará 
enriquecido com sílica e oxigênio e formará o quartzo (SiO2). 
A cristalização dos minerais da Série de Bowen se dá entre 1700°C (olivina) 
e 600°C (quartzo). Acompanhando a série de Bowen (Figura 4.1), há um aumento 
da complexidade das estruturas à medida que a temperatura decresce, isto é, 
aumenta o número de oxigênios compartilhados entre os tetraedros de sílica. 
 
5.1.3. CLASSIFICAÇÃO E IDENTIFICAÇÃO DAS ROCHAS ÍGNEAS 
 
Dadas às características do seu ambiente de formação, existem inúmeros 
tipos de rochas ígneas. A classificação destas rochas pode ser feita de acordo 
com diferentes critérios, a saber: 
 
5.1.3.1. Profundidade de Resfriamento do magma 
O magma, no seu movimento no interior do globo terrestre, pode atingir ou 
não a superfície e têm-se, desse modo, os seguintes tipos de rochas: 
a) Vulcânicas ou extrusivas, onde o resfriamento e a consolidação do magma se 
deram à superfície. Neste caso o resfriamento do magma é rápido, uma vez que 
está em contato direto com a atmosfera. Forma minerais pequenos. 
 Cones vulcânicos 
 45 
 Derrames, trapes 
Ex.: basalto, riolito 
 
b) Intrusivas ou plutônicas: Quando o magma consolida-se dentro da crosta 
terrestre, a vários quilômetros de profundidade. O resfriamento ocorre de forma 
lenta, dando a possibilidade de os cristais se desenvolverem, são bem formados e 
maiores. 
Como exemplo, as rochas graníticas. 
 
5.1.3.2. Composição química do magma - SiO2 
Dependendo do teor de sílica as rochas podem ser classificadas em: 
A. Ácidas: SiO2 > 65%; Ex: granito, riolito. 
B. Intermediárias: 52% < SiO2 < 65%; Ex: sienito, andesito, 
C. Básicas: 45% < SiO2 < 52%; Ex: basalto, gabro 
D. Ultrabásicas: SiO2 < 45%. Ex.: Periodito, dunito 
 
5.1.3.3. Quanto ao tamanho dos minerais - Granulometria 
A velocidade do resfriamento do magma afeta a nucleação e crescimentos 
dos mineras. O resfriamento rápido ou lento resultará em minerais muito pequenos 
ou grandes. Em função do tamanho dos grãos minerais nelas presentes, as 
rochas podem ser divididas em: 
a) Faneríticas ou grosseiras, cujos minerais são facilmente perceptíveis a olho 
nu. Ocorre devido ao resfriamento lento do magma. 
Ex.: granito, gabro (é menos comum do que o basalto na crosta continental) 
b) Médias, cujos minerais são moderadamente visíveis a olho nu. 
Ex.: microgranito, diabásio 
c). Afaníticas ou finas, nas quais é impossível a distinçãodos minerais, a olho 
nu. Ocorre devido ao resfriamento rápido do magma. 
Ex.: basalto, riolito e andesito. 
 
 46 
5.1.3.4. Quanto ao tipo de estrutura 
Para o reconhecimento macroscópico de rochas, é necessário saber 
reconhecer se o espécime a ser analisado possui uma estrutura maciça (não 
orientada) ou uma estrutura orientada. 
A estrutura de uma rocha é o conjunto de caracteres que exprime 
descontinuidades apresentadas pelas rochas e todas as modalidades 
de variações texturais. 
a) Estrutura Maciça: Quando a rocha se apresenta sem uma estrutura 
orientadada, dizemos que ela é maciça. Ex: granito - alguns basaltos. 
Vesicular: quando a rocha maciça apresenta vazios na amostra. Ex: basalto. 
Amigdalóidal: quando a rocha apresenta vazios preenchidos parcialmente por 
minerais secundários; 
Disjunção colunar. 
Estruturas lamelar ou linear. 
 
b) Estrutura Orientada: quando a rocha exibe uma forma ou arranjo interno de 
seus constituintes definido e característico. As estruturas em camadas ou em 
faixas são compostas de anéis distintos identificados por cores e/ou texturas 
diferentes. A estratificação é uma das formas mais comuns de estrutura das 
rochas sedimentares, enquanto a foliação, que pode ser bandeada ou xistosa 
(ondulada) é comum nas rochas metamórficas. 
5.1.3.5. Cor ou Porcentagem de Silicatos Ferromagnesianos 
Os constituintes minerais de uma rocha ígnea são indicativos de sua cor. A 
maior ou menor presença de silicatos faz com que a rocha seja mais escura ou 
mais clara. Assim, temos: 
a) Félsicas ou leucocráticas: rochas de cores claras, quando a rocha é rica 
em minerais claro, como feldspatos, quartzo e moscovita. Ex. Granito, 
Riolito. 
 
 47 
b) Máficas ou melanocráticas: A presença de Fe e Mg na composição dos 
silicatos fazem com que eles tenham colorações escuras. Apresentam mais 
de 60% de minerais escuros como biotita, anfibólio, piroxênio e olivina. 
 Ex. Basalto, Diabásio, Gabro. Os minerais que contêm ferro e magnésio se 
decompõem mais rapidamente, desintegrando a rocha e formando os 
óxidos de ferro. 
c) Mesocráticas: rochas de cores intermediárias. Quando a rocha apresenta 
entre 30% a 60% de minerais escuros. Ex. Sodalita-sienito 
 
Sienito: Quartzo, feldspatos alcalinos (K) feldspatos plagioclásios ricos em sódio, 
muscovita e biotita. 
Granito: composição quartzo, feldspatos potássicos e cálcicos, muscovita e biotita 
Basalto: Feldspatos plagioclásios ricos em Cálcio, piroxênios, anfibólios 
 
5.1.3.6. Características gerais das rochas ígneas 
 
1 - dureza alta 
2 - total ausência de fósseis e M.O. 
3 - ausências de estratificação 
4 - apresentam minerais típicos (nefelina leucita, tridimita). 
5 - matéria vítrea pode fazer parte da composição. 
6 - apresentam estruturas típicas (granitóide, porfirítica, pegmatítica). 
 
Pegmatito: Rocha onde os minerais atingem grandes dimensões, em geral acima 
de vários centímetros. Em geral são corpos tabulares (dique) composto por 
feldspato, mica e quartzo. Apesar de ser um assunto controverso, a opinião mais 
aceita entre os geólogos, atribui origem ígnea a estas rochas. 
 
 
5.2. ROCHAS SEDIMENTARES 
 
As rochas sedimentares são resultantes da consolidação de sedimentos 
(fragmentos), provenientes da destruição, alteração de rochas pré-existentes e 
 48 
acumuladas. Ou então uma rocha formada pela precipitação de minerais a partir 
de solução tanto por processos orgânicos ou inorgânicos (químico). 
Este processo ocorre sob as mesmas condições que esteja na superfície. A 
rocha desagrega sob a ação de agentes físicos (calor, vento) químicos e 
biológicos. 
São chamados sedimentos às partículas sólidas que são carreadas pelos 
agentes geológicos. Os agentes geológicos são os modificadores das superfícies 
da Terra: água corrente, as geleiras, os ventos e os fluxos gravitacionais.Os 
sedimentos incluem: 
 Fragmentos de minerais e rochas; 
 Fragmentos de vegetais e animais; 
 Precipitados químicos de soluções aquosas, com ou sem a interferência 
dos seres vivos. 
Assim, a formação de uma rocha sedimentar decorre de uma sucessão de 
eventos, que constituem o chamado ciclo sedimentar. As etapas do ciclo 
sedimentar são: 
♦ Decomposição de rochas pré-existentes (intemperismo) 
♦ Remoção e transporte de produtos do intemperismo 
♦ Deposição dos sedimentos 
 
Processos 
 
Os materiais sedimentares tornam-se rochas compactas pelos seguintes 
processos: 
a) Compactação: consiste na diminuição do volume e redução da porosidade 
de um corpo, com consequente aumento da densidade do sedimento pela 
ação da carga. 
b) Cimentação: é um processo diagenético que consiste na deposição de 
cimento (material que une os grãos de uma rocha). Ao circular entre os grãos de 
areia, a água acaba depositando um tipo de cimento natural que solda os grãos 
uns aos outros e transforma a areia em uma rocha dura. As substâncias 
 49 
cimentantes mais comuns são: carbonato de cálcio (cimento calcário), sílica 
(cimento silicoso), óxido de ferro (cimento ferruginoso), argila, gipso e etc. 
 
c) Recristalização: é um processo que permite que pequenos cristais cresçam 
em cristais maiores (e mais resistentes), ou que novos minerais se formem nos 
espaços abertos entre eles. 
 
d) alterações químicas: incluem a redução especialmente de compostos de 
ferro por matéria orgânica; a destilação destrutiva de matéria orgânica; e as 
atividades de bactérias. 
 
O processo de modificações químicas e físicas sofridas pelos sedimentos, 
desde a sua deposição até sua consolidação, recebe o nome de diagênese ou 
litificação. Nesse processo, os sedimentos são transformados em rochas 
sedimentares. Ela ocorre em condições de temperatura e pressão semelhantes às 
existentes na superfície terrestre. 
Ao final do ciclo sedimentar tem-se a formação das rochas sedimentares. 
Por serem formadas por deposição de sedimentos as rochas sedimentares, em 
sua maior parte, apresentam uma estrutura muito característica: a estratificação. 
A estratificação pode ser visualizada pela variação de cor e/ou granulometria em 
camadas (estratos) paralelas na rocha, as quais se devem a variações 
mineralógicas e/ou texturais nos sedimentos durante o ciclo sedimentar. 
Os riachos e rios carregam lama, areia e cascalho, bem como sais 
minerais, são os aluviões. 
 
 
5.2.1. Classificação e identificação das rochas sedimentares 
 
As rochas sedimentares são compostas de material derivado da 
desagregação e decomposição de outras rochas. Os materiais sedimentares 
pertencem a duas categorias: 
 
 50 
a) Fragmentos sólidos ou sedimentos abrangem todas as rochas 
sedimentares de origem mecânica. As rochas formadas de fragmentos sólidos são 
classificadas como rochas sedimentares clásticas. São formadas por minerais 
detríticos, partículas sólidas como a areia o cascalho, resistentes, que suportam 
transporte sem se decomporem, e/ou minerais secundários. As rochas clásticas 
podem ser subdivididas segundo as classes de tamanho dos sedimentos. 
 
 
 
Conglomerado é um arenito de cristais grandes, constituído de areia e cascalho 
de forma arredondado. 
 
Brecha: É formado por cascalho angular. 
O termo arenito corresponde à areia litificada. É composto por quartzo, feldspato 
(ou outros minerais de origem ígnea) e fragmentos líticos. 
 
siltito é formado pelo acúmulo de sedimentos de granulometria silte, variando de 
0,002 a 0,06 mm, sendo composto principalmente por quartzo, feldspatos, micas e 
argilas. Como são rochas ricas em silte, geralmente estão ligadas à um ambiente 
de deposição de baixa energia, podendo ser desde fluvial até marinho profundo. 
Os siltitos são importantes economicamente como fornecedores de material para 
cerâmica. 
 
 51 
Argilitos possuem granulação finíssima, de coloração cinza até preta, amarela, 
verde ou avermelhada, bastante untuosa ao tato. Os principais constituintes 
destasrochas são os minerais argilosos (aluminossilicatos). A presença de argila 
faz com que o sedimento produza o cheiro característico de moringa nova. 
 
 folhelhos são rochas que possuem grãos de tamanho argila. Diferenciam-se dos 
argilitos porque possuem lâminas finas e paralelas esfoliáveis, enquanto os 
argilitos apresentam as argilas com aspecto mais maciço. 
 
b) Matéria mineral dissolvida, que é precipitada por agentes inorgânicos 
(química) ou orgânicos. São classificadas como rochas sedimentares não 
clástica: De maior importância é o processo químico de intemperização, que 
causa alterações na composição dos minerais. É caracterizado pela ação química 
de soluções aquosas diversas e de gases atmosféricos e do interior dos 
sedimentos sobre os minerais das rochas. Os principais responsáveis pela ação 
química são: a água e CO, porém o oxigênio e certos sais solúveis também 
contribuem no processo químico de transformação. 
 
b.1. Rochas Sedimentares Químicas: são formadas por minerais quimicamente 
precipitados. Dividem-se em: 
 Rochas Calcárias: compreende depósitos calcários tais como: 
- Calcário: Calcita (CaCO3) e Dolomita [CaMg (CO3]2 
- Estalactite e estalagmite 
 Rochas Evaporíticas: Formadas em ambiente lagunar. São formadas por 
vários processos de evaporação. 
- Gipso (sulfato de cálcio) 
- Halita (sal de cozinha, sal gema) 
- Nitrato de Potássio (Salitre do Chile). 
 
b.2. Rochas sedimentares de origem orgânicas: são formadas pelo acúmulo de 
matéria orgânica, tais como restos de vegetais que, por compactação, acabam 
gerando turfa e, posteriormente, linhito, carvão mineral (hulha), antracito e grafita, 
 52 
com o aumento progressivo da diagêne. Quando houver restos de conchas, 
imersos em uma matriz lamítica, o material chama-se coquina. São classificadas 
como pseudo-rochas porque suas partículas ainda não se encontram 
completamente consolidadas. 
Por serem formadas por deposição de sedimentos as rochas sedimentares, 
em sua maior parte, apresentam uma estrutura muito característica: a 
estratificação. A estratificação pode ser visualizada pela variação de cor e/ou 
granulometria em camadas (estratos) paralelas na rocha, que se devem às 
variações mineralógicas e/ou texturais dos sedimentos. Dividem-se em: 
A. Calcárias: Conchas de carbonato de cálcio, são chamadas de quoquinas 
B. Carbonosas: Principalmente de carbono de restos de plantas 
 Lentrito; 
 Carvão-betuminoso; 
 Antracito - carvão mineral maturo; 
As rochas sedimentares deixam registros dos ambientes onde foram 
depositadas. Os arenitos são indicativos de desertos ou praias; os folhelhos 
argilosos, de pântanos ou mares calmos e, os conglomerados, de rios, geleiras 
ou costas de águas agitadas. 
Outros tipos de rochas sedimentares são os calcários formados pela 
precipitação de carbonatos dissolvidos nas águas, ou por conchas e esqueletos 
de organismos que se depositam no fundo da plataforma continental e na 
planície abissal. 
 53 
 
 
5.3. ROCHAS METAMÓRFICAS 
 
 
5.3.1. Conceito de metamorfismo 
 
As rochas metamórficas são formadas quando os minerais das rochas 
preexistentes são mudados, física e/ou quimicamente, sob a influência de 
temperaturas e/ou pressões. As rochas metamórficas são produtos da 
transformação de qualquer tipo de rocha levada a um ambiente onde as condições 
físicas (pressão, temperatura) e atividade do fluído, são muito distintas daquelas 
 54 
onde a rocha se formou. Nestes ambientes, os minerais podem se tornar instáveis 
e reagir formando outros minerais, estáveis nas condições vigentes. 
 Uma rocha qualquer, formada sob certas condições de pressão e 
temperatura, é constituída de um conjunto de minerais, A, B, C,., Estáveis sob 
condições de gênese. Se as condições físico-químicas mudam, isto é, se as 
coordenadas termodinâmicas do sistema passam a ser outras, esses minerais 
podem deixar de ser estáveis no novo ambiente físico-químico e transforma-se em 
minerais E, F, G (minerais metamórficos). Em alguns casos, as mudanças são 
menores, e as características da rocha original podem ainda ser reconhecidas. Em 
outros casos, a rocha muda tanto que a sua identidade petrográfica original só 
pode ser determinada com grande dificuldade. 
As mudanças que as rochas e os minerais que as constituem sofrem são 
denominadas metamorfismo. O metamorfismo é caracterizado pelo 
desenvolvimento de novas texturas ou de novos minerais, ou dos dois. Tais 
características são tão diferentes das anteriores que, na maioria das vezes, é 
difícil de determinar a natureza da rocha original. Metamorfismo é, pois, um 
reajustamento mineralógico e estrutural decorrente da mudança de condições 
físico-químicas. 
As rochas metamórficas (grego: meta=mudança; morfos=forma) 
correspondem a transformações predominantemente no estado sólido de rochas 
pré-existentes ou PROTÓLITOS (grego: proto=primeiro/anterior; lithos=rocha). 
Os protólitos podem ser ígneos, sedimentares ou, mesmo, metamórficos. 
 
 55 
O estudo das rochas metamórficas permite a identificação de grandes 
eventos geotectônicos ocorridos no passado, fundamentais para o entendimento 
da atual configuração dos continentes. 
As cadeias de montanhas (ex. Andes, Alpes, Himalaia) são grandes 
enrugamentos da crosta terrestre, causados pelas colisões de placas tectônicas. 
As elevadas pressões e temperaturas existentes no interior das cadeias de 
montanhas são os principais mecanismos formadores de rochas metamórficas. 
O metamorfismo pode ocorrer também ao longo de planos de 
deslocamentos de grandes blocos de rocha (alta pressão) ou nas imediações de 
grandes volumes de magmas, devido à dissipação de calor (alta temperatura). 
 
5.3.2. Agentes do metamorfismo 
 
 Os principais agentes do metamorfismo responsáveis pela mudança de 
condições físico-químicas que transformam as rochas, são o calor e a pressão e a 
atividade do fluído. A composição mineralógica inicial é que determina, em última 
análise, a composição mineralógica final. 
O calor- É um agente importante do metarmorfismo porque aumenta a velocidade 
das reações químicas que podem produzir minerais diferentes daqueles da rocha 
original. O calor pode vir do magma. O aquecimento mais intenso ocorre, 
normalmente, adjacente ao corpo magmático e, gradualmente, decresce com a 
distância da intrusão. 
 
Pressão: Quando as rochas são enterradas, elas ficam sujeitas a um pressão 
litostática crescente; essa pressão, que resulta do peso das rochas sobrepostas, é 
aplicada igualmente em todas as direções. 
As rochas sedimentares, bem como as magmáticas, quando soterradas a 
profundidades de 3 a 20 km em determinados ambientes geológicos onde atuam 
altas pressões e temperaturas (que oscilam desde 100 a 600°C), tornam-se 
instáveis. Os minerais originais transformam-se, através de reações mútuas ou 
 56 
mudanças no sistema de cristalização, em novos minerais. Assim, a rocha passa a 
ter uma nova composição mineral e novas texturas e estruturas aparecem. 
 
Atividade do fluído: Em quase toda região de metamorfismo, a água e o dióxido 
de carbono estão presentes em quantidades variadas ao longo das fronteiras dos 
grãos minerais ou na porosidade das rochas. Esses fluídos, que podem conter 
íons em solução, aceleram o metamorfismo pelo incremento na velocidade das 
reações químicas. Ex. a água do mar movendo-se através de rocha basáltica 
quente da crosta oceânica transforma a olivina em serpentina, um mineral 
metamórfico. 
Devido à ocorrência comum de pressões dirigidas nos ambientes 
metamórficos, estas rochas, mostram comumente uma estrutura denominada de 
xistosidade. A xistosidade consiste na orientação de minerais que têm formas 
possíveis de serem orientadas (planares e/ou alongadas) em planos paralelos 
sucessivos. À medida que cresce a proporção de minerais não orientáveis 
(quartzo e feldspato, por exemplo) a xistosidade dá lugar a uma segregaçãode 
minerais em bandas, conhecida como foliação gnáissica. 
5.3.3. Tipos de Metamorfismo 
a) Metamorfismo de contato (termometamosfismo); engloba os efeitos 
complexos resultantes da intrusão de um magma na rocha encaixante, que 
provoca nela uma alteração maior ou menor. Esses efeitos alcançam sua 
intensidade máxima em torno dos limites superiores . Reconhecem-se duas 
espécies de metamorfismos de contato: termal e hidrotermal. Estas, sob o efeito 
do calor proveniente do magma, os minerais iniciais são cristalizadas, surgindo 
uma associação mineral diferente da primitiva. 
Ex. olivina [(MgFe)2SiO4], logopita, granadas, grafita, epidoto, 
tremolita etc. 
Obs. As olivinas ocorre em rochas ígneas intrusivas e ainda como minerais de 
rochas metamórficas. 
 57 
 
b) Metamorfismo dinâmico, que é, principalmente, o resultado de altas pressões 
diferenciadas associadas com intensas deformações; 
c) Metaformismo regional. A amplitude do metamorfismo regional é muito maior 
que a do metamorfismo de contato, afetando grandes regiões da litosfera, sob a 
ação de pressões gigantescas, principalmente pelas forças que geram as 
montanhas. O aumento de pressão favorece as reações que se fazem com 
diminuição do volume molecular total. Desenvolve numa faixa de 200 a 1000ºC e 
em pressões de 100 a 10.000 atm. 
Ex. de minerais formados pelo metamorfismo regional: granada, 
titanita, talco, clorita, serpentina sericita, epidoto, turmalina. 
 
d)Metamorfismo de impacto - impacto de grandes meteoritos Ex. impactito 
 
 
As temperaturas do metamorfismo ficam acima dos 200ºC. Em média, na Terra, 
a temperatura aumenta com a profundidade na razão de 1ºC para cada 30m. A 
esta razão dá-se o nome de gradiente geotérmico. 
 58 
O metamorfismo pode ocorrer em pressões de superfícies muito elevadas. 
As pressões aumentam com a profundidade. 
O metamorfismo se dá, dessa forma, em um intervalo relativamente amplo 
de pressões e temperaturas de tal forma que as rochas podem ser mais ou menos 
metamorfimizadas. Para possibilitar a diferenciação dessas rochas, o intervalo de 
pressões e temperaturas, no qual se dá o metamorfismo é dividido em graus 
metamórficos: incipiente, fraco, médio e forte, conforme a atuação dos agentes 
pressão e temperatura seja mais intensa. Geralmente com o aumento do grau 
metamórfico ocorrem mudanças na mineralogia e um aumento de granulometria 
(tamanho nos grãos dos minerais). 
Rochas de grau metamórfico incipiente mostram poucas diferenças em 
relação às originais, enquanto as rochas de alto grau metamórfico guardam pouca 
ou nenhuma feição da rocha original. 
Acima do grau metamórfico forte, começa a ocorrer a refusão parcial da 
rocha, já que os minerais têm diferentes pontos de fusão, e tem-se rochas de 
natureza híbrida metamórfica-ígnea, como é o caso dos migmatitos. Uma 
seqüência típica de grau metamórfico crescente é: 
Ardósia → filito → xisto → gnaisse 
 
 
 
 Rocha Original Metamorfismo Rocha Originada 
Arenito Termal Quartzito 
Silte Termal Ardósia, Filito 
Calcário Dinamotermal Mármore 
Argilito Dinamotermal Micaxisto 
Granito Dinamotermal Gnaisse 
 
 
5.3.5. Quanto a Estrutura 
 As novas texturas são produzidas por recristalização, por meio da qual os 
minerais crescem em cristais maiores e geralmente emprestam à rocha uma 
 59 
aparência laminada, conhecida como foliação que pode ser bandeada ou 
ondulada. 
A. Estrutura foliada bandeada – orientação de minerais laminares em camadas ou 
bandas ou faixas escuras (com biotita e anfibólios) e claras (quartzo e 
feldspatos) de minerais. Esse tipo de estrutura pode ser também chamada de 
estrutura gnáissica, é tipica dos gnaisses. 
 
B. Estrutura foliada xistosa – é própria das rochas metamórficas e muito frequente 
entre elas. É caracterizada pelo arranjo paralelo de lamelas de micas ou outro 
minerais tabulares, produzindo uma partição mais ou menos planar da rocha 
(como filitos e xistos). Ex. Ardósias 
C. Estrutura não foliada - caracteristica das rochas cujos minerais são 
normalmente equidimensionais e não apresentam nenhuma orientação 
preferencial. Ex. Quartzito e mármore 
 
CURIOSIDADES - Tratamento térmico das rochas 
 Aquecimento de calcário puro: a cal 
 Fusão de uma mistura de 80 % de calcário 20% de argila: o cimento 
 Aquecimento da gipsita: o gesso 
 Fusão da areia contendo sílica: o vidro 
 Cura da argila: tijolos e telhas 
 
 
 60 
ROCHAS METAMÓRFICAS MAIS COMUNS 
 
ARDÓSIAS Rochas de baixo grau metamórfico (incipiente), derivadas de 
rochas do tipo argilito/siltito. Possuem granulação muito fina e 
excelente xistosidade 
FILITOS Rocha de granulação fina com boa xistosidade. Os planos de 
xistosidade mostram um brilho sedoso típico dado pela 
sericita e/ou clorita. São de baixo grau metamórfico (fraco) 
originados de argilito/siltito. 
GNAISSES 
. 
Rochas constituídas por micas, anfibólios, quartzo e feldspato 
onde os minerais claros se alternam em bandas com os 
minerais escuros, constituindo a foliação gnáissica. Tem grau 
metamórfico médio a forte e derivam de rochas ígneas ou 
sedimentares. 
QUARTZITOS Rochas metamórficas derivadas de arenitos, compostas por 
mais de 80% de quartzo. 
MÁRMORES 
 
Rochas originadas do metamorfismo de calcários, compostas 
basicamente de calcita ou dolomita. 
ITABIRITOS 
 
São um tipo especial de quartzito, proveniente de uma rocha 
sedimentar química, que se caracteriza por um alternância de 
bandas de quartzo e bandas de hematita (geralmente 
especularita). 
ESTEATITOS 
(pedra sabão) 
 
Rochas compostas essencialmente por talco e clorita com 
xistosidade pouco pronunciada, originadas do metamorfismo 
de rochas ígneas Ultrabásicas. 
 
 
CAPÍTULO VI - INTEMPERISMO 
6. Definição 
Intemperismo é o conjunto de fenômenos químicos, físicos e biológicos que 
desgasta as rochas, modificando suas características físicas e químicas, 
transformando-as em fragmentos pequenos e solubilizando alguns de seus 
constituintes. Nesses processos, alguns dos elementos minerais permanecem 
como um resíduo alterado, enquanto outros são removidos, transportados 
principalmente pela água. 
 
 As rochas e outros materiais expostos na superfície da Terra ficam sujeitos 
à ação de processos naturais (temperatura,chuva). Esses processos naturais 
atuam no sentido de desagregar e decompor os materiais expostos na superfície.
 A ação do intemperismo sobre as rochas é gradual. Assim, as rochas não 
 61 
se decompõem ou se desintegram instantaneamente, em geral requerendo um 
período de tempo relativamente longo para sofrerem alterações. 
Os elementos resultantes do intemperismo são muitos. De maneira geral, as 
rochas e minerais vão sendo intemperizadas da superfície para baixo. 
Conseqüentemente, num mesmo local podemos ter materiais em níveis de 
alteração bem distintos, o que confere ao conjunto um aspecto diferenciado. 
Na superfície temos um material em estado avançado de desagregação e 
decomposição, diferentemente do material mais profundo, onde se pode encontrar 
uma mistura de material não alterado com material alterado. 
O conjunto de materiais alterados, independente de seu estado, é 
classificado como regolito ou manto de decomposição. Já o material superficial, 
em estado avançado de alteração e lixiviação, associado à matéria orgânica, é 
chamado de solo. 
 O conhecimento de gênese favorece muito a compreensão do solo na 
paisagem, suas propriedades e classificação. 
 
SOLO = f( clima,organismos, material de origem e tempo) 
 
 Clima e organismos (fatores ativos) atuam sobre o material de origem 
(rocha) e transformam esse substrato inicial em solo, com o tempo. 
 Os fatores ativos (clima e organismos) atuam de cima para baixo, isto é, os 
solos são mais intemperizados (velhos) à superfície do que em camadas 
mais profundas. Há também formação de camadas mais ou menos 
paralelas à superfície. São os horizontes e/ou camadas propriamenteditas. 
 Toda atividade biológica terrestre depende direta ou indiretamente do 
manto de intemperismo, ou regolito, que nada mais é do que uma fina 
película representado um contato transacional entre a litosfera e a 
atmosfera. Como regolito entende-se todo material inconsolidado que 
recobre o substrato rochoso inalterado. 
 
 62 
 O intemperismo nunca cessa. Está sempre atuando e de sua atividade há 
formação dos solos, sedimentos, mares, rios, lagos, rochas, etc. 
 
6.1. TIPOS DE INTEMPERISMO 
 
 Intemperismo físico 
 Intemperismo químico 
 Intemperismo Biológico 
 
6.1.1. Intemperismo físico ou mecânico 
 Nessa forma de intemperismo ocorre a fragmentação física, com a 
diminuição do tamanho das partículas, bem como o formato dos minerais, 
facilitando a posteriori o ataque dos agentes químicos e bioquímicos 
6.1.1.1. Principais agentes físicos de intemperismo 
 Variação na temperatura 
 Efeito abrasivo da água e vento 
 Atividade humana, movimentação de animais 
 
A desagregação mecânica ocorre diferentemente em um poliedro. 
 Ocorre um maior aquecimento nos vértices (V), seguido pelas arestas (A) e por 
fim no meio das faces (F). 
 Com isto teremos um maior desgaste mecânico de vértices e aresta, levando a 
formação de sólidos arredondados denominados, de acordo com seu tamanho, de 
matacões. 
 Estes matacões passam por um processo de desgaste superficial e 
começam a se descamar em cascas concêntricas, semelhantes a uma 
cebola. Esta feição é denominada de Esfoliação esferoidal 
 
 
 63 
 
Congelamento - A água ao congelar expande-se em 9% do seu volume. Assim a 
água nas fendas e poros das rochas ao sofrer congelamento se expande e com o 
processo repetitivo de congelar/ descongelar promove a desagregação da rocha. 
Este tipo de intemperismo é de pouca importância no Brasil. 
 
Comportamento do fenômeno em várias rochas, com diferentes graus de 
porosidade 
 
 
 
 
 
 
(A) Numero de vezes que a rocha deve ser congelada e descongelada para que 
apareçam as primeiras fendas. (B) Quantidade em grama por m2 de detritos 
originadas, cada vez que a rocha sofre o congelamento da água retida nos poros. 
 
a fragmentação aumenta a superfície exposta ao ar e à água 
*o intemperismo físico facilita o intemperismo químico 
 
 Rocha 
 Porosidade 
do volume em % 
 (A) (B) 
 Arenito decomposto 25 3 vezes 2,7g 
 Arenito cimentado 5 43 vezes 0,3g 
 Calcário 30 1 vez 0,9g 
 Mármore 0,2 100 vezes 0,05g 
 
 64 
 
 
6.1.2. Intemperismo físico-biologicos 
 
A pressão do crescimento das raízes vegetais pode provocar a 
desagregação de uma rocha (fenômeno facilmente visível nas calçadas 
arborizadas de nossas ruas), desde que esta possua fendas por onde penetrem 
as raízes, e desde que a resistência oferecida pela rocha seja muito grande. 
A pressão osmótica do protoplasma pode provocar a ruptura das rochas. 
Também as atividades de vários animais, como minhocas, formigas, cupins e 
roedores que constroem buracos, fazem com que o solo seja afofado, mais 
facilmente removido, facilitando também a penetração de outros agentes na 
decomposição das rochas. 
 
6.1.3. Intemperismo químico 
Enquanto o intemperismo físico só fragmenta os cristais, preservando suas 
unidades internas, o químico desmantela, liberando seus íons, que depois podem 
recombinar-se formando sais que podem ser dissolvidos e sair do sistema por 
processos de lixiviação. As reações químicas do intemperismo são controladas 
essencialmente pela água (solvente universal) e gases nela dissolvidos (O2 e 
CO2), seja como solvente ou como meio de transporte. 
 
 65 
 A água penetra através dos poros, clivagens e fissuras das rochas e dos 
minerais e dissolve os constituintes mais solúveis, transferindo-os de local. As 
alterações dependem da natureza da rocha ou do mineral, dos reagentes 
(composição, pH, concentração). 
 
 
 
 
Na maioria dos casos, o intemperismo químico pode ser dividido em três 
estágios: 
 
1º estágio - Caracteriza-se pelo início do ataque químico à rocha, que pode perder 
seu brilho e tornar-se embaçada ou perder sua coloração característica. A textura 
da rocha permanece inalterada. 
2º estágio - Os minerais são totalmente decompostos, mas a textura original da 
rocha ainda é observada. O material resultante é chamado saibro. 
3º estágio - Decomposição total da rocha, desaparecendo por completo sua 
textura original. O material resultante chama-se solo. 
 
6.1.3.1. Intemperismo químico 
a) Oxidação 
b) Redução 
c) Hidratação 
d) Hidrólise 
e) Dissolução 
 
a) Oxidação 
As reações de oxidação e redução, tanto na fase sólida como em solução, 
são importantes principalmente na intemperização de minerais que contêm 
apreciável teor de Ferro. A oxidação ocorre em rochas bem aeradas. Ela é 
expressa pela mudança da sua coloração original nas rochas alteradas e nos 
sedimentos para cores avermelhadas e amareladas, decorrentes da oxidação do 
Fe3+ e Mn 4+ 
Mineral primário 
+ 
Solução de ataque 
Mineral Secundário 
+ 
íons em solução 
 66 
Em minerais onde o Fe é um constituinte maior, como na pirita, na magnetita 
e na ilmenita, a oxidação promove a desintegração completa da estrutura, 
originando novos minerais. 
Fe++ Fe+++ + e_ elétrons perdidos 
 
b) Redução 
O ambiente ideal para ocorrência da redução é a saturação com água em 
consequência forma o ferro ferroso (Fe++), cuja mobilidade é muito alta. A redução 
é o processo inverso da oxidação. Esta ocorre em ambientes anaeróbicos onde a 
atividade biológica utiliza outros metais ou íons como receptores finais de elétrons 
na cadeia respiratória. A redução geralmente ocorre em solos com drenagem 
deficiente onde é comum a acumulação de materiais reduzidos como sulfetos, 
metano, dióxido de nitrogênio, ferro (II), manganês (II) que determinam cores mal 
cheiro ao local e cores azuladas (sulfetos), cinzas (ferro II) e mesmo pretas 
(manganês) ao solo. 
 As reações de oxiredução atuam no processo de gleização. 
 
c) Hidratação 
A hidratação está associada à adição de moléculas de água, ou de 
grupamentos de hidroxila, aos minerais: sem no entanto, a modificação do próprio 
mineral. É reação química inicial do ataque da água à superfície dos materiais 
orgânicos e inorgânicos. A maioria destes materiais não sofrem grandes 
alterações no processo de hidratação. Esta reação ocorre, principalmente, na 
superfície e nas arestas dos minerais. 
 Trata-se portanto, da adição de água em minerais para formar hidratos. 
Certos minerais são passíveis de receber moléculas de água em sua 
estrutura, transformando-se física e quimicamente, como a mudança da 
anidrita em gipso: 
 CaSO4 + 2 H2O → CaSO4.2H2O 
 
 67 
 
d) Hidrólise 
A hidrólise é uma reação química na qual os elementos ionizados da água (H+ 
e OH-) substituem, de modo equivalente, outros íons de um mineral, fazendo 
sua estrutura cristalina desfazer-se e/ou modificar-se. Provavelmente este é o 
mais importante processo de transformação dos minerais primários em argilas 
(minerais secundários). Hidrólise - mecanismo maior na formação dos solos 
(zonas temperadas e tropicais). 
A hidrólise é o mais importante processo químico de intemperização; pois 
dele resulta a profunda decomposição dos minerais primários intemperizáveis. 
 KAlSi3O8 + H+ HAlSiO3 + K 
 
e) Dissoluçao 
É a reação pela qual sais simples, como os carbonatos e cloretos, que 
ocorrem na forma de grãos em determinados materiais de origem, entram em 
solução. Os minerais se “desfazem” ou dissociam na água. Os íons antes 
organizados em cristais sólidos se desorganizam quando em contato direto com a 
água para formar uma solução salina aquosa. 
A solução consiste na dissoluçãode sais simples, tais como cloretos formando 
soluções iônicas. 
 NaCl + H2O → Na+ + Cl- 
CaCO3 + 2H H2CO3 + Ca 
 
- Atividade biológica 
 
A decomposição química das rochas não costuma ir além do nível de 
drenagem da região. A grande maioria dos minerais decompõe-se com o tempo, 
transformando-se em outros minerais mais estáveis sob as condições da 
superfície. O quartzo é um dos minerais mais resistentes ao intemperismo 
químico. 
 68 
6.1.4. Intemperismo biológico 
O intemperismo biológico vem a ser a destruição de rochas e de minerais 
pela ação de organismos vivos. A intemperização biológica compreende 
processos biofísicos e bioquímicos. 
Os microrganismos são fundamentais nos processos biogeoquímicos. Eles 
utilizam os restos de vegetais e animais como fonte de nutrientes e energia para 
seu crescimento e reprodução. 
Um dos aspectos importantes do intemperismo biológico é a formação de 
quelatos e ácidos orgânicos que possuem afinidade por metais (Fe, Mn, Pb, Co, 
Ni, Zn, Al), complexando-os. 
Pedogênese: (formação do solo) os produtos formados pelo intemperismo se 
reorganizam, sob a ação dos organismos, dando origem a um material organizado 
em horizontes, com forte associação entre a matéria mineral e orgânica. 
A fauna e a flora, ao realizarem suas funções vitais, desempenham um papel 
fundamental na mobilização de matéria e na aeração do solo. 
O intemperismo e a pedogênese levam à formação de um perfil de alteração ou 
perfil de solo. 
 
6.2. PRODUTOS DO INTEMPERISMO 
a) Silicatos secundários que recristalizam sob forma de argila silicatadas. 
b) Minerais primários resistentes ao processo de intemperismo. 
c) Produtos mais resistentes como óxidos de ferro, alumínio e titânio. 
d) Íons em solução. 
 
6.2. A importância das mudanças climáticas na gênese das estruturas 
superficiais 
 
As condições climáticas, como temperatura, umidade e pressão, respondem 
pela intemperização das rochas, culminando com a formação dos depósitos 
correlativos. Constata-se, portanto, estreita relação entre clima, intemperismo na 
caracterização da estrutura superficial. 
 69 
É importante destacar que o intemperismo depende do clima e relevo, o solo 
e o regolito resulta sempre do produto da interação do clima com as rochas. Uma 
mesma rocha, em climas diferentes, produzirá solos distintos 
 
6.3. Estabilidade mineral e intemperismo 
Quando uma rocha é submetida ao intemperismo químico, alguns minerais 
são alterados mais rapidamente do que outros, formando novos minerais. A 
estabilidade ou a resistência ao intemperismo de um mineral depende da dureza, 
da clivagem, do coeficiente de expansão, dos defeitos no cristal e da solubilidade 
em ambientes específicos, além do tamanho do grão ou sua área superficial 
específica, das condições do ambiente. 
A sequência de estabilidade dos minerais é similar a sequência de 
cristalização de Bowen. Com relação à composição mineral, Goldich (1938) relata 
a resistência das rochas aluminossilicatadas à dissolução, indo da olivina, através 
do piroxênio, anfibólio, biotita, feldspato alcalino, ao quartzo. ( Fig. 3.1 ). 
 
 Na olivina, um dos silicatos de mais fácil decomposição, nenhum dos 
oxigênios está compartilhado. Eles fazem sempre ponte com íons de ferro e 
magnésio, o que diminui sua estabilidade; além disso, os minerais formados em 
alta temperatura e pressão, cujas estruturas são mais simples e com maiores 
distorções, facilita o intemperismo 
 70 
 
 Minerais situados nas posições mais altas do diagrama de estabilidade, tais 
como a olivina e plagioclásios-Ca (anortita), são facilmente intemperizados e são 
os primeiros a desaparecer das frações areia e silte do solo como resultado da 
intemperização química. Minerais situados na base do diagrama, tais como o 
quartzo e a muscovita, são mais resistentes ao intemperismo, sendo esperados 
em solos intensivamente intemperizados. 
 
 A formação da estrutura cristalina em temperatura e pressões menores é mais 
lenta, o que propicia maior estabilidade estrutural a esses cristais, permitindo 
um arranjo de íons com menores distorções. No quartzo não existem 
substituições isomórficas, daí sua grande estabilidade. 
 Do ponto de vista da ciência do solo a ação do intemperismo é fundamental 
na formação do perfil do solo, podendo ser tanto um agente de organização como 
de desorganização dos horizontes do perfil do solo. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Minerais característicos na fração argila dos 
solos 
Estágio de desenv. do solo 
Gesso 
Carbonatos 
Micas (Fe II0 
Olivinas/Piroxênios/Anfibólios 
Feldspatos 
 
 
Inicial 
Quartzo 
Mica dioctaedral (Ilita) 
Vermiculita/Clorita 
Esmectitas 
 
Intermediário 
Caulinta 
Óxidos e Hidróxidos de Ferro 
Hidróxidos de Alumínio 
Óxidos de Titânio 
 
 
Avançado 
 71 
CAPÍTULO VII - FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
7.1. DEFINIÇÕES 
 
7.1.1. Definição de solo 
 O solo, que é um corpo trimensional, formado pela ação dos fatores de 
formação e dos processos pedogenéticos. 
 Solo é a superfície inconsolidada. 
Para Dokuchaev os solos formam-se a partir dos fatores ambientais (material de 
origem, clima, relevo e organismos) 
 As características do solo são adquiridas lentamente à medida que os 
processos evoluem e as propriedades dinâmicas do solo são gradativas. 
 
7.1.2. Regolito 
 Para os Geólogos e Engenheiros o solo é usado como sinônimo de 
regolito, na medida que abrange todo o material inconsolidado que capeia 
as rochas. 
 Regolito: Também conhecido como Manto de alteração. Camada de 
material intemperizado que recobre a superfície do planeta. 
 O regolito pode ser dividido em duas partes: A inferior, onde se encontra a 
rocha mais ou menos alterada saprolito, e a parte superior, modificada 
quimica e fisicamente por processos pedogenéticos que é o solum . 
 
7.1.3. Perfil 
Perfil do solo, que é uma pequena porção da superfície da terra que possui 
horizontes ou camadas, que nos permite a interpretação, identificação, 
classificação do solo. Esses horizontes e camadas são nomeados com letras, 
nesse caso podemos dividir aproximadamente os horizontes e camadas do perfil 
como mostra a figura. 
 
 
 
 72 
7.1.4. Saprolito 
O mesmo que saibro. Parte do perfil de alteração de um solo em que 
aparece a rocha alterada, mas ainda mantendo muitas de suas estruturas e restos 
de minerais em processo de alteração, principalmente os feldspatos. 
O saprolito tem importante uso em obras de construção, onde é comumente 
chamado de saibro. 
 
7.1.5. horizontes 
O: horizonte onde predomina restos de matéria orgânica em processo de 
decomposição. 
A: horizonte escuro com acúmulo de material orgânico em estado avançado de 
alteração (material húmico, humus) intimamente misturado com a fração mineral, 
onde se processa uma alta atividade biológica. É o horizonte mais afetado pelas 
atividades agrícolas 
E:- Horizonte mais claro que se caracteriza pela perda de partículas argilosas, 
matéria orgânica, sais de ferro e alumínio, sendo enriquecido em partículas 
arenosas e siltosas de quartzo e outros minerais resistentes. É um horizonte 
marcado pela eluviação. 
B: Horizonte,no qual não se pode reconhecer vestígios das estruturas da rocha 
mãe 
C: Horizonte pouco atingido pelos processos pedogênicos, onde se pode 
encontrar muitas das características e estruturas da rocha mãe. Também 
conhecido como saprolito. 
 
7.2. FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
- Material de origem; 
- Clima; 
- Relevo; 
- Organismos; 
- Tempo. 
 73 
CLIMA
ORGANISMOS
RELEVO
ROCHA PROCESSOS SOLO
TEMPO
 
7.2.1. Material de origem 
 
É a denominação que se dá ao material mineral ou orgânico a partir dos 
quais os solos se desenvolvem. Sem dúvida os materiais rochosos são os mais 
importantes, abrangendo os diversos tipos conhecidos de rochas como 
magmáticas, metamórficase sedimentares. 
Essas rochas diferem amplamente entre si em vários aspectos e certamente 
irão influenciar com menor ou maior intensidade às características do solo 
formado. Rochas ricas em minerais com elementos nutrientes podem originar 
solos férteis, enquanto que solos derivados de rochas pobres serão 
inevitavelmente de baixa fertilidade. 
Rochas basálticas dão origem a solos de textura argilosa ou muito argilosa 
enquanto que solos derivados de arenito são arenosos. Materiais de origem ricos 
em quartzo, conferem ao solo cor clara. 
 O material de origem orgânico dá origem a solos orgânicos. Este material 
de origem não tem história geológica, sendo constituído de produtos da 
decomposição de restos vegetais e animais atuais. O material orgânico pode ser 
composto exclusivamente destes produtos de decomposição orgânica ou ter uma 
parte de material mineral, desde que abaixo de certos limites. 
 
Material orgânico 
 Origina solos orgânicos; 
 É constituído de produtos da decomposição de restos vegetais e animais 
atuais; 
 74 
 Possuem menor representatividade do que solos minerais; 
 Desempenham uma importante função ecológica, como por exemplo, 
regulando a disponibilidade de água, funcionando como uma esponja para 
o sistema. 
 
Material de origem X Formação do solo 
 
A formação do solo vai depender, entre outros fatores, das características do 
material: 
1.grau de consolidação 
 Condiciona a velocidade de intemperização 
2.granulometria ou textura, 
3. composição química ou mineralógica, 
4.estrutura 
 
7.2.1.1. Classificação do material de origem 
1.Formado no local da rocha (residual) 
2. “Transportado” 
- Gelo (loess) 
- Gravidade (colúvio) 
- Água 
- Vento (loess, areia) 
3. Acúmulo de plantas (orgânico) 
 
7.2.2. Relevo 
Ao regular a velocidade e a direção do escoamento das águas da chuva, o 
relevo controla a quantidade de água de uma rocha. Tanto a quantidade de água 
como o tempo de sua permanência influência na liberação e eliminação de 
compostos solubilizados pelas reações químicas do intemperismo. Essas reações 
ocorrem mais intensamente nas partes do relevo onde há mais infiltração, seguida 
de lixiviação dos produtos solúveis. 
 75 
 
O relevo influencia a formação do solo principalmente no que diz respeito 
a dinâmica da água quer no sentido vertical (infiltração) como no lateral 
(escoamento). 
Na posição de topo quase plano (como nos topos de platôs), a boa infiltração e 
a boa drenagem favorecem tanto a alteração dos minerais como a remoção dos 
produtos solubilizados. Como resultado, há a formação de um perfil de alteração 
profundo e bastante intemperizado, onde a sílica será removida de forma que os 
minerais secundários aí formados tendem a ser óxidos de ferro e alumínio. Em 
caso de haver somente perda parcial, há a formação de caulinita. 
Em relevos muito movimentados, grande parte da água é perdida por 
escorrimentos laterais, favorecendo processos erosivos e dificultando o 
desenvolvimento do solo, dando origem principalmente a solos rasos. Além da 
água das chuvas, áreas com relevo deprimido recebem também as de vertentes 
vizinhas tendendo a um acúmulo e favorecendo o aparecimento de solos 
hidromórficos (excesso de água). 
 
7.2.2.1. Qual a influência do relevo na formação do solo? 
 
a) Profundidade do solo 
b) Teor de matéria orgânica no perfil 
c) Drenagem do perfil 
d) Cor do solo 
e) Grau de diferenciação do perfil 
f) Temperatura 
g) Características do material inicial 
h) etc... 
 
Elementos da paisagem 
 
a)Interflúvio: é a parte mais elevada, forma plana ou convexa 
 76 
 Amplos e planos ou suavemente ondulados 
  infiltração água, escoamento superficial 
 (intemperismo químico mais profundo) 
  solos profundos, lixiviados e ácidos 
 
 Estreitos 
  infiltração,  escoamento ( erosão ) 
 solos rasos e/ou afloramento de rocha 
 
b) Escarpa: há um intenso processo erosivo (desmoronamento) impedindo a 
formação de solos. Apenas afloramento de rocha. 
c) encosta – há processos erosivos intensos devido ao escoamento superficial  
intemperismo químico pouco profundo, 
 solos rasos (neossolos), equilíbrio entre a taxa de erosão e a de formação do 
solo. 
d) pedimento – recebe material pré intemperizado, erodido da escarpa e da 
encosta. Formação de solos mais profundos, porém podem ser bastante 
pedregosos. 
 
e) planície aluvial – nas baixadas do relevo, as águas podem ficar muito tempo 
em contato com o regolito, e durante a maior parte do tempo, estão saturadas por 
esses componentes solúveis, podendo perder a capacidade de continuar 
promovendo as reações de alteração dos minerais. Se a área fonte são solos 
férteis, os solos da planície aluvial também o serão; 
 Se a  de nível da planície em relação ao rio for pequena, os solos 
serão mal drenados e sujeitos a reações de redução. 
RELEVO X CLIMA 
 
O relevo pode afetar o clima provocando variação: 
 Atividade dos organismos (luz do sol, umidade...) 
 Exposição do solo ao vento 
 77 
 Exposição do solo a chuva 
 Drenagem natural e variação do lençol freático 
 Escoamento superficial da água e erosão 
 
7.3. Clima 
As condições climáticas, além das características da rocha, também afetam 
muito a velocidade e o tipo de intemperismo. 
O clima exerce a influência na formação do solo através principalmente da 
Precipitação e temperatura. 
a) Precipitação: A água é dos mais importantes agentes de formação do 
solo. É essencial para o estabelecimento da maior parte das reações 
químicas responsáveis pelo desenvolvimento do solo, assim como é 
essencial para o desenvolvimento dos organismos que contribuem com 
matéria orgânica. 
b) Temperatura: influencia a formação do solo de diferentes maneiras. 
È o principal determinante da evapotranspiração potencial e consequentemente um 
controlador da precipitação efetiva. Quando a água sofre congelamento, cessam 
todas as reações químicas nas quais toma parte; entretanto, seu efeito físico 
continua rompendo rochas e fragmentando minerais. 
A temperatura controla, também, os organismos duma região e exerce 
influencia sobre a qualidade e quantidade de matéria orgânica no solo. 
Quanto maior a temperatura e a quantidade de água, e mais frequente a sua 
renovação, mais intenso e rápido será o intemperismo. Temperaturas elevadas e 
chuvas intensas aumentam a taxa de crescimento dos organismos e, portanto, sua 
influência no intemperismo. 
Em função das diferentes condições climáticas é possível reconhecer 
importantes tipos de solos: 
 Em regiões de poucas chuvas (áridas e semi-áridas), os solos são mais 
rasos, de melhor fertilidade e geralmente pedregosos. Devido a vegetação 
escassa, a quantidade de matéria orgânica é inferior aos solos de regiões 
úmidas; Ex. Região do Nordeste 
 78 
 O calor influi diretamente nas atividades das reações químicas e processos 
biológicos que ocorrem no perfil do solo. 
Climas quentes e úmidos (regiões tropicais) favorecem as reações químicas 
e a formação de solos profundos e bastantes lixiviados, resultando em solos 
ácidos e de baixa fertilidade. Como ocorre na maior parte do Estado de São Paulo, 
Oeste do Paraná e em muitas outras regiões do Brasil ; 
 O vento causa a erosão eólica e o ressecamento da superfície do solo. 
 O clima relaciona-se diretamente com o tipo de vegetação local, que pode 
ter grandes variações botânicas. 
 
geralmente... 
 PRECIPITAÇÃO 
 lixiviação das bases 
 atividade biológica 
 conteúdo de argila 
 
 Os climas secos e frios, por outro lado, inibem as reações químicas, 
resultando em solos pouco espessos. Condições desse tipo ocorrem nas partes 
altas dos Estados do Rio Grande do Sul e Santa Catarina, onde as temperaturas 
são baixas e no sertão do Nordeste, onde a precipitação pluviométrica é 
extremamente reduzida. 
 79 
 
7.4. Organismos 
 Os solos dependem dos organismospara sua fertilidade e, em troca 
fornecem um hábitat apropriado para muitos organismos. 
A horizontalização é, em grande parte, uma consequência do efeito do fator 
biótico, chegando-se, mesmo, a diferenciar solo de sedimentos pela presença de 
matéria orgânica em decomposição na sua camada superior. 
Os organismos compreendem a microflora, a microfauna (minhocas, 
formigas, tatuzinhos, cupins, centopeias), a macroflora, a macrofauna e o homem. 
 
7.4.1. Fatores bióticos de formação do solo 
 A medida que a matéria orgânica em decomposição vai sendo incorporada 
ao solo, começam a aparecer os primeiros sinais de horizontalização, tornando-se, 
a camada superficial mais escura e estruturada. 
Portanto, eles desempenham papel importante na diferenciação dos 
horizontes do solo, pois a microflora (algas, fungos e bactérias, principalmente) e a 
microfauna (especialmente os protozoários e nematóides) decompõem os restos 
vegetais e animais e, em consequência, liberam o húmus, que é uma mistura 
complexa de substâncias amorfas coloidais. 
 80 
 Os ácidos orgânicos liberados pela decomposição da matéria orgânica 
começam a decompor a grade cristalina dos minerais que contêm bases, 
liberando os nutrientes na forma assimilável pelas plantas e condicionando a 
formação de minerais secundários e de óxidos. Esses produtos podem 
permanecer in situ, ou ser removidos pela água percolante, indo ou não acumular 
nas camadas mais profundas. 
 
– Biociclagem: (Redistribuição de elementos) mineralização/ imobilização; 
 As comunidade bióticas, juntamente com a água, realizam um processo 
deestabilização da proporção entre ácidos e bases da solução do solo, através da 
reciclagem de nutrientes. 
 Elementos solúveis são absorvidos pelas plantas, translocados para as 
partes aéreas, liberados após a morte dos vegetais e transportados para a massa 
do solo, de onde são reabsorvidos, recomeçam o ciclo novamente. 
 
Intemperismo físico 
– Ação de raízes; 
– Movimentação de partículas (mesofauna: cupins, formigas, minhocas); 
 
Microrganismo – influenciam na pedogênese 
–Ácidos Orgânicos; 
–Redução; gleização 
• Matéria orgânica: composição, quantidade; relação C/N; 
 (micorrizas), nitrogênio (Rhizobium) 
 
7.5. Tempo 
 
A formação do solo começa na superfície e continua para baixo. Desse 
modo, o horizonte A é mais alterado que os demais horizontes e não se reconhece 
nele o material parental. 
 81 
O conceito de tempo é central para a geologia. A maioria dos processos 
geológicos que modelam a superfície da Terra e conferem estrutura ao seu 
interior, operaram ao longo de um tempo muito longo, da ordem de milhões e 
bilhões de anos. 
As rochas expostas à superfície são os registros visíveis dos processos 
geológicos passados. Das relações de tempo e espaço traduzidas pelas rochas, 
os geólogos construíram a escala de tempo geológico, que é usada para ordenar 
os eventos geológicos da história da Terra. 
Quanto mais tempo uma rocha (ou saprólito) estiver sob ação do 
intemperismo maior será sua alteração. 
 
 Estimativa da idade do solo em termos relativos, usando o grau de 
desenvolvimento do solo (diferenciação dos horizontes, composição 
química e mineralógica) para avaliar um solo como sendo: 
 Quanto mais intemperizado é o solo menos as características do material 
de origem são preservadas = SOLO VELHO 
JOVEM (imaturo): pouco intemperizado 
VELHO (maduro): muito intemperizado 
 
7.5.1. Taxa de formação do solo 
Depende... 
 Clima 
 Resistência à alteração minerais 
 Os solos são formados na ordem de 20 a 50 m por milhão de anos (0,2 cm 
em 100 anos) podem ser considerados representativos para velocidade de 
aprofundamento do perfil de alteração, sendo que o extremo superior deste 
intervalo refere-se aos climas mais agressivos. 
Em climas muito frios, como na Escandinávia, superfícies graníticas 
descobertas pelo gelo a cerca de 10 mil anos apresentam um manto de alteração 
de poucos mm de espessura. 
 82 
Por outro lado, sob clima tropical, na Índia, cinzas vulcânicas datadas de 
4000 anos desenvolveram uma camada de solo argiloso de 1,8 m de espessura 
(4,5 cm em 100 anos). Em regiões muito úmidas, como no Havaí, o intemperismo 
de lavas basálticas recentes permitiu a formação de solos suficientes para o 
cultivo em apenas um ano. 
 REGIÕES TEMPERADAS: solos locais com idades máximas de 10.000 – 
15.000 anos. 
 REGIÕES TROPICAIS E SUBTROPICAIS 
Solos com algumas centenas de milhares até 5 milhões de anos (Brasil 
Central)  acidez e baixo teor de nutrientes. 
 
CAPÍTULO VIII - PROCESSOS PEDOGENÉTICOS 
 
 Os processos pedogenéticos são condicionados pela combinação dos 
fatores de formação de solos. Os processos pedogenéticos podem imprimir 
determinadas feições aos solos, observáveis em um perfil ou corte. 
 Estas feições são chamadas de característica e propriedades morfológicas do 
solo, como cor, espessura de horizontes, quantidade de areia, silte, argila, matéria 
orgânica, etc. Deste modo, conhecendo-se as feições morfológicas e os processos 
que as geraram, é possível se fazer uma reconstituição da história do solo, de 
como ele se formou. 
O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos considera muito importante o 
processo pelo qual o solo se formou, ou seja, sua gênese. Assim as classes de 
solos são em grande parte definida tendo por base o processo pelo qual o solo se 
formou o que pode ser inferido a partir de suas feições morfológicas. 
É muito importante, então, entendermos que existe um encadeamento, uma 
sucessão de fenômenos desde o início do intemperismo sobre a rocha até a 
classe em que o solo se encaixa atualmente, porque esta compreensão nos 
habilita a fazer previsões melhores do comportamento do solo em relação a 
determinado manejo. 
 83 
 No estudo dos processos pedogenéticos alguns conceitos são usados para 
indicar o comportamento geral dos materiais que compõem o perfil e/ou 
horizontes. 
A combinação destas diferentes reações em intensidades variada gera 
processos que resultam na formação de solos com características típicas de cada 
combinação. Baseado neste princípio, alguns processos serão descritos, mas 
deve-se sempre ter em mente que sua ocorrência pode se dar de forma 
associada. 
Os processos pedogenéticos podem ser classificados em gerais e espécificos 
(Figura 1). 
 
 
8.1. PROCESSOS GERAIS DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
8.1.1. Adição 
Diz respeito a incorporação de material do exterior do perfil ou horizonte do 
solo (minerais, matéria orgânica, líquidos) ao solo durante sua formação (gênese). 
As adições podem ser: 
a. pelo vento (Adições eólicas) 
b. Adições por precipitação pluvial 
c. Adições por difusão (adição de gases como O2 a partir da atmosfera) 
d. Adições pelo lençol freático, movimentos internos de drenagem, e 
ascensão capilar 
e. Adições pelos rios 
 84 
f. Adições pelos mares 
g. Adições coluvionares (gravidade e erosão) 
h. Adições dependentes de fatores biológicos 
 
São casos especiais de adição 
Cumulização: Adição eólica ou hídrica de partículas minerais na superfície do solo. 
É o principal processo de formação dos Neossolos Flúvicos. 
Literring: Adição de matéria orgânica na superfície do solo. É o principal processo 
de formação dos Organossolos 
Melanização: Escurecimento do solo pela adição de matéria orgânica. Este 
processo ocorre no horizonte A. 
 
 
8.1.2. Remoção 
a. Perdas em profundidade: migrações em profundidade (lixiviação) 
b. Migrações laterais 
c. Perdas a partir da superfície: 
  Exportação pelas colheitas 
  Perdas pelo fogo 
  Perdas pela enxurrada 
  Perdas pelo vento 
 
8.1.3. Transformações 
 Correspondem aos processos de alteração de composição química, física e 
biológica, pelos quais passam os constituintes: sólido (matéria orgânica e mineral), 
líquido (solução do solo) e gasoso (ar do solo); ao longo do processo de formação 
do solo (gênese).São casos especiais de transformações: 
a) Decomposição. Destruição do material mineral (minerais primários) ou 
orgânico (restos de vegetais e animais) 
 85 
b) Síntese: formação de novos minerais (minerais secundários) ou orgânicos 
(húmus). 
c) Mineralização: Decomposição da matéria orgânica em CO2 , água e íons e 
energia. 
 
8.1.4.Transportes 
 São processos nos quais alguns componentes do solo são transportados de 
uma parte para outra do perfil do solo, sem que seja adicionado, perdido ou 
transformado. São processos especiais de transportes; 
a) Eluviação-iluviação: transporte de material de um horizonte (eluvial para 
outro (iluvial) do perfil de solo; 
b) Lessivagem (desargilização) transporte de argila do horizonte A (ou E) para 
o horizonte B do solo. 
c) Podzolização: transporte de Fe e Al e/ou matéria orgânica para o horizonte 
B, com acumulação de sílica no horizonte E do solo. É o principal processo 
de formação dos Espodossolos. 
d) Calcificação: acumulação de carbonato de cálcio em algum horizonte do 
solo. Ocorre principalmente nos solos alcalinos (pH maior que 7,0). 
e) Salinização: acumulação de sais solúveis em algum horizonte do solo. 
Ocorre principalmente em regiões áridas ou semi-áridas. 
f) Alcalinização: acumulação de sódio (Na) trocável em algum horizonte do 
solo. Ocorre principalmente nos solos alcalinos (pH maior que 7,0). 
g) Pedoturbação: processo de mistura de horizonte do solo, de natureza física 
(devido a fendas nos solos com argilominerais 2:1 expansivos) ou biológica 
(por ação da fauna do solo). É o principal processo de formação dos 
Vertissolos. 
 
 
 
 
 
 86 
Resumindo 
 
8.2. PROCESSOS ESPECÍFICOS DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
8.2.1. Latolização (Transformação) 
 É um processo em que o intemperismo químico, especialmente a hidrólise e 
a oxidação, e a lixiviação são muito intensos, ou atuaram durante um período 
bastante longo, gerando dessilicação média (MONOSSILIALTIZAÇÃO) ou forte 
(ALITIZAÇÃO). 
Esta classe de processos consiste basicamente na REMOÇÃO de sílica e de 
bases do perfil, após transformação (intemperismo) dos minerais constituintes. 
Praticamente não há translocação de material para o horizonte B como no caso da 
podzolização. 
Os solos onde este processo predomina são ricos em caulinita e/ou óxidos de 
Ferro e Alumínio, dependendo do grau (intensidade) da dessilicatização. O perfil 
do solo geralmente é profundo e homogêneo e o gradiente textual, se existente, é 
pequeno devido à estabilização dos argilominerais pelos óxidos dificultando seu 
transporte para outros horizontes. 
Processo Exemplo 
ADIÇÃO Diz respeito ao aporte de material do exterior 
do perfil ou horizonte do solo. Por exemplo: 
areia ou cinzas vulcânicas trazidas de outro 
local e depositadas sobre o perfil. 
 
 REMOÇÃO É o contrário da adição, ou seja, o material é 
removido para fora do perfil. Exemplo: 
lixiviação, erosão. 
 
TRANSFORMAÇÃO Ocorre quando o material existente no perfil ou 
horizonte muda sua natureza química ou 
mineralógica. Exemplo: montmorilonita  
caulinita. 
TRANSLOCAÇÃO: Ocorre quando o material passa de um 
horizonte para outro, sem abandonar o perfil. 
Exemplo: eluviação/iluviação de argila, matéria 
orgânica, óxidos do hor A para o B 
 
 87 
Os solos formados por esta classe de processos são aqueles com horizonte B 
LATOSSÓLICO. São os mais desenvolvidos (velhos) da crosta terrestre, 
ocupando, portanto, as partes há muito tempo exposto da paisagem. Em geral 
ocupam as superfícies mais elevadas (planaltos) em relação à paisagem 
circundante. 
 
Concluí-se; 
- Os LATOSSOLOS são solos profundos, com pouca diferenciação entre 
horizontes, bastante intemperizados; apresentam, portanto, argilas de baixíssima 
atividade, pouca retenção de bases e virtual ausência de minerais primários 
facilmente intemperizáveis. 
- Como a sílica e outros elementos vão sendo, lixiviados, há um enriquecimento 
relativo em oxidróxidos de Fe e hidróxido de Al. 
 
8.2.2. Podzolização (translocação) 
 
Esta classe de processos consiste na transferência vertical de colóides 
(principalmente inorgânicos, mas também orgânico em associação) e sua 
deposição em horizontes subsuperficiais. Transferência do horizonte A, 
acumulando-se no horizonte B. 
Este transporte se dá, geralmente, em três fases: a) dispersão; b) transporte e 
c) deposição. 
Se o material translocado é matéria orgânica e óxidos de Fe e de Al, o que 
geralmente acontece quando o material de origem é pobre em argila (por exemplo, 
quartzito ou arenito pobre ou sedimentos quartzosos) e a drenagem é deficiente, 
tem-se um solo com B podzol (ou espódico). 
 A área bioclimática típica destes solos está nas regiões frias do globo, com 
vegetação de coníferas, mas algumas condições locais como restingas, pantanal e 
num trecho muito expressivo da bacia do Rio Negro na Amazônia, podem dar 
origem a estes solos, mesmo em regiões quentes. 
 88 
 Se o material translocado é argila silicatada que se deposita nas superfícies 
dos agregados do horizonte B e forma a cerosidade, tem-se um solo com B 
textural (Bt), e ainda o aparecimento do horizonte E, de perda mais intensa de 
material. 
O horizonte onde existe perda de material (geralmente o A ou E) é chamado 
de horizonte ELUVIAL, e o horizonte onde existe ganho (o B textural) é chamado 
de ILUVIAL. Os solos formados por este processo são chamados podzólicos. 
Alguns autores empregam este termo também para descrever um processo, 
raro nas condições tropicais, que origina horizontes espódico, típico de ambientes 
temperados sob florestas. A decomposição do material orgânico depositado na 
superfície do solo é muito ácida, formando complexos com o alumínio e ferro, que 
se solubilizam e são o transportados para zonas mais profundas no perfil, onde a 
acidez é menos acentuada, precipitando-se. 
O horizonte que se empobrece com a saída do material chamado de álbico, 
porque fica bastante claro devido à ausência de materiais pigmentantes (óxidos de 
ferro e matéria orgânica) e o horizonte de acúmulo é chamado de espódico (reveja 
suas anotações de aula de morfologia). Os solos assim formados são o chamados 
Podzóis 
 
Concluí-se: 
- Os solos que sofreram o processo de podzolização têm os horizontes bem 
diferenciados, provocados pela translocação. 
- Os solos com B PODZOl são bastante pobres e bastante ácidos, visto que a 
vegetação, quando se decompõem, imprime grande acidez ao solo e o material de 
origem é muito pobre. 
- Os solos com B TEXTURAL são mais férteis do que os com B PODZOL, 
apresentando mais argila no horizonte B do que no horizonte A. 
- Tanto os solos com B PODZOL quanto os com B TEXTURAL (Bt), se estão em 
relevo movimentado, tendem a ser facilmente erodíveis, por causa do material 
arenoso. 
 
 89 
8.2.3 hidromorfismo - gleização (Transformação) 
 O excesso de água imprime ao solo certas características peculiares. É um 
processo típico de ambiente com condições de redução, o que ocorre quando há 
saturação por água na maior parte do tempo, sendo então um indicativo desta 
condição, quando as condições são aeróbicas, o aceptor final da cadeia 
respiratória dos microrganismos do solo é oxigênio, e sua eficiência na 
decomposição de materiais orgânicos pode chegar à decomposição completa em 
CO2. 
Quando as condições são de excesso de água (falta de oxigênio), as 
populações de microrganismos aeróbios são substituídas por populações de 
anaeróbios, com menor eficiência na decomposição de materiais orgânicos e 
usando outros elementos como aceptores finais dos elétrons da cadeia 
respiratória. 
Este fato gera duas consequências importantes para a gênese do solo: o 
aumento na concentração de agentes complexantes orgânicos e maior 
abundância de elétrons no meio, havendo então uma redução intensa de 
Nitrogênio primeiramente, e logo após de Ferro e Manganês. 
Com isto, estes elementos são transportadospara fora do perfil, e como os 
principais agentes pigmentantes são os óxidos e matéria orgânica, os horizontes 
superficiais ficam com coloração acinzentada, que é a coloração típica dos outros 
argilominerais que permanecem no perfil. Por isto, a coloração acinzentada no 
perfil é um forte indicativo de drenagem lenta ou impedida. 
O arejamento deficiente condiciona uma decomposição lenta da matéria 
orgânica, provocando seu acúmulo e um ambiente de redução (baixo poder de 
oxi-redução), que transforma o Fe e Mn em formas reduzidas (solúveis), 
facilitando sua migração ou toxidez para as plantas. 
A ausência de Fe (III) (ferro oxidado) ou a presença de Fe (II) (ferro reduzido) 
faz com que o solo tenha o aspecto acinzentado, esverdeado ou azulado 
(gleizado) abaixo da camada de matéria orgânica. 
 
Concluí-se; 
 90 
- Os solos hidromórficos estão nas depressões, isto é, nas partes mais baixas do 
terreno; 
- Quando são drenados, natural ou artificialmente, podem apresentar deficiência 
de Fe e Mn, que são levados para fora do alcance das raízes. O Mn é reduzido 
mais rapidamente que o Fe, porém é reoxidado mais lentamente. 
 
5.2.4. Laterização (Transformação) 
 
É um caso de extrema acumulação de Ferro, envolvendo reações de 
hidrólise, oxiredução e solução. O termo laterização o para o processo que 
consiste na hidrólise e liberação do Fe
+2
 da estrutura de minerais primários ricos 
em Ferro, seu transporte em solução até locais aerados, onde o Fe se oxida, 
precipita e acumula. Ciclos alternados de umedecimento e secamento podem 
endurecer este material, formando as chamadas lateritas. 
Apresenta cor de laranja, típica da ferrihidrita. Este material foi 
primeiramente descrito no século passado por um pesquisador inglês, que em 
uma viagem à Índia observou que as pessoas de uma determinada aldeia 
cortavam em blocos, com a pá, um material macio, deixando-os secar ao Sol, 
após o que este endurecia irreversivelmente, sendo então o usado para 
construção, e daí o nome laterita, do latim Láter = TIJOLO. 
 
 
8.2.5. Calcificação ou carbonatação (Translocação) 
 Esta classe de processos consiste na TRANSLOCAÇÃO (redistribuição) de 
CaCO3 no perfil, o que provoca sua maior concentração em alguma parte do solo. 
A área bioclimática típica deste processo corresponde às regiões onde a 
precipitação não é suficiente para remover do solo todos os carbonatos; a 
vegetação é de pradaria, havendo um grande acúmulo de matéria orgânica. Há 
 91 
formação de um horizonte A espesso, rico em matéria orgânica e com alta 
saturação por bases. Este é o horizonte A Chernozêmico. 
 
Conclui-se 
- Os solos que sofreram calcificação são solos férteis, pois contêm ainda muitos 
minerais primários facilmente intemperizáveis e muitos nutrientes ainda não 
lixiviados; 
- A deficiência de água e, principalmente, a má distribuição de chuvas constitui as 
limitações principais destes solos; 
- No território brasileiro, estes solos tenderiam a ocorrer nas regiões menos 
úmidas do Polígono das Secas. No entanto, mesmo aí, este conjunto de 
processos não é muito expressivo, geograficamente. 
 
8.2.6. Salinização ou Halomorfismos (translocação) 
 O excesso de sais também imprime ao solo certas características 
peculiares. Os solos halomórficos estão em depressões onde possa ocorrer o 
excesso de sais e de água, temporariamente. Os sais são trazidos das elevações 
circunvizinhas pela enxurrada ou pelo lençol freático. 
Muitas vezes o local é rico em sais por causa de depósitos marinhos. 
Nestas depressões, com excesso de água (pelo menos temporário) e de sais, são 
formados os solos salinos. 
É um processo que gera acúmulo de sais solúveis no perfil. Em condições 
naturais pode ocorrer por solubilização de depósito de sais próximos à superfície 
pela água que penetra no perfil e, na estação seca, se dirige à superfície por 
diferença de potencial. 
A água evapora, deixando os sais depositados na superfície. A irrigação 
com água de má qualidade também pode produzir um efeito semelhante. Este 
processo fica caracterizado quando mais de 2% da CTC está saturada por sais e a 
condutividade elétrica é maior que 4 mS. 
 
 92 
8.2.7.Sodificação ou solonização 
 É um processo que resulta numa alta SATURAÇÃO da CTC por sódio. Na 
salinização a presença de outros íons não desestabiliza a estrutura, mas neste 
caso, o predomínio do sódio, dispersa os argilominerais gerando um horizonte B 
textural impermeável chamado de B nátrico. 
Este processo é caracterizado por um valor de pH entre 8,5 e 10, saturação 
de sódio na troca maior que 15% e condutividade elétrica maior que 4mS. Se o 
excesso de sais é removido, ficando muitos íons sódio (Na) adsorvidos nas 
argilas, tem-se um solo alcalino, solonetz; se o sódio é removido e substituído 
pelo H+, tem-se o solo Solodi. 
 
 
 
GEOLOGIA DO PARANÁ 
 
Para estudar a geologia do Paraná há necessidade de lembrar-se das eras 
geológicas. O primeiro conceito que causa muita confusão entre as pessoas é a 
questão das escalas de tempo. Pois, tratando-se da evolução de uma paisagem, 
onde os elementos que a compõem têm cada um, sua própria história e com 
idades diferentes, mas que em um determinado momento se interagiram e deram 
origem a um sistema geoecológico. Muitas vezes há uma sobreposição destas 
escalas. 
 93 
 
 
DIVISÃO MORFOLÓGICA DO PARANÁ 
 
O estado do Paraná é dividido morfologicamente em 3 Planaltos. Sendo que 
cada um foi dividido de acordo com suas características geológicas. O Primeiro 
Planalto localiza-se na região de Curitiba. Também pode ser chamado de Planalto 
de Curitiba ou Escudo Paranaense. O segundo Planalto se localiza na região de 
Ponta Grossa, podendo ser conhecido também como Planalto de Ponta Grossa. E 
o Terceiro Planalto, que também é conhecido como Planalto de Guarapuava 
engloba boa parte do estado. 
No Primeiro Planalto, há a presença de rochas arqueadas que são as mais 
antigas do estado, com idades superiores a 2,5 bilhões de anos. Também são 
encontrados granitos de até 600 milhões de anos. 
 94 
As rochas sedimentares têm papel importante na formação do Segundo 
Planalto. Nele está localizado também o Arco de Ponta Grossa, que é uma 
estrutura de origem Devoniana originada a partir de tectonismos que soergueram 
a área e dobraram sua camada sedimentar. 
O Terceiro Planalto é formado pôr rochas magmáticas, principalmente 
basalto que reflete a alta fertilidade da região. 
 
Principais unidades geológicas 
 
PAISAGEM PARANAENSE 
Do oceano em direção ao continente encontra-se na parte imersa o sopé 
continental, o talude continental e a plataforma continental. É constituída por 
sequencias sedimentares pós-jurássicas depositadas no Mesozóico (Cretáceo) e 
no Cenozóico, onde são encontradas as reservas petrolíferas, originadas após o 
rompimento do Gondwana durante a separação dos continentes. 
Na parte emersa, encontra-se a região litorânea com planícies de restinga, 
manguezais e planícies de inundações de origem fluvial, bem como elevações 
formadas por rochas cristalinas. Mais para oeste os contrafortes da Serra do Mar, 
 95 
suas serras marginais e grandes escarpas, desempenhando um papel importante 
na fisiografia da paisagem do Paraná, separando a região litorânea dos planaltos 
do interior. 
Na Serra do Mar, os relevos mais elevados são constituídos por granitos e 
rochas metamórficas mais resistentes aos processos erosivos e os vales 
principalmente por diques de diabásio e rochas metamórficas menos resistentes, 
entre elas migmatitos, gnaisses e xistos. 
No momento que precedeu o rompimento entre o continente africano existia 
um enorme paleoplano (pediplano) que da África mergulhava suavemente para 
oeste em direção ao oceano, o atual Oceano Pacífico. Os rios corriam para o 
oeste, fato que ainda acontece com os grandes rios que drenam o Paraná. 
 
 
Serra do Mar 
As rochas que afloram naSerra do Mar são generalizadamente cristalinas, 
como os Granitos, muito abundantes por toda a sua extensão e que por sua vez 
são rochas vulcânicas. Muitas pessoas, comete um lamentável equivoco, 
associam o vulcanismo que deu origem aos Granitos com o relevo montanhoso da 
Serra do Mar. Afirmam que muitas montanhas são vulcões inativos que 
"expeliram" o Granito. 
De maneira algum podemos fazer tal associação. Fazendo uma breve 
revisão sobre a origem dos Granitos percebemos que uma coisa nada tem a ver 
com outra, pois o Granito é uma rocha vulcânica intrusiva, ou seja, ela foi 
 96 
resfriada vagarosamente no interior da terra o que por conseqüência nos leva à 
afirmação de que o vulcão que existiu na Serra do mar do qual o Granito é original 
teve que ser completamente erodido para que hoje ele esteja à superfície. 
Só para ter uma ideia da confusão entre escalas de tempo, os Granitos que 
estão aflorando na Serra do Mar são muito antigos, eles têm mais de 2 bilhões de 
anos! Se você for imaginar um vulcão cortado de perfil, o Granito era, na época 
em que este estava em atividade, um tipo de "raiz", os chamados batólitos, que 
são corpos ígneos plutônicos de grande dimensão e forma irregular que são o 
arcabouço da arquitetura da crosta da Terra. 
Para se ter uma ideia, alguns Granitos foram resfriados a mais de 30 
quilômetros abaixo da terra e hoje afloram na Serra do Mar a mais de 1800 metros 
de altitude, imaginem quanta erosão não houve para que isso acontecesse, 
quanto tempo isto demandou e que todo este Granito teve que ser soerguido 
cerca de 32 quilômetros. 
Muitos Granitos não resistiram a todo este ciclo e tempo, alguns quando 
foram finalmente exumados chegaram à superfície não mais como Granitos, mas 
sim como outra rocha de constituição química diferente, os chamados Gnaisses, 
que são antigos granitos que sofreram metamorfismo, ou seja, com muita pressão 
e altas temperaturas a rocha primária foi fundida para se tornar outra rocha. 
A deriva continental e suas conseqüências 
A litosfera terrestre é fragmentada em cerca de uma dúzia de placas que se 
movem por razões não muito conhecidas, fruto da expansão do assoalho de 
alguns oceanos como consequência das correntes de convecção. 
As placas tectônicas podem ser tanto continentais quanto oceânicas. Em 
geral as placas continentais têm seu arcabouço geológico formado por Granitos e 
as placas oceânicas por Basaltos. 
Ao longo do tempo geológico as placas se moveram, colidindo-se e 
separando-se diversas vezes. De uma maneira geral existe uma tendência em 
escala geológica de se formar megacontinentes, o Gondwana que se 
 97 
desfragmenta em outros menores. Têm-se aí o surgimento de novos mares e 
oceanos e uma mudança contínua da circulação da atmosfera e do clima terrestre. 
O que nos importa para compreender a origem da Serra do Mar é 
compreender o resultado do movimento das placas, quando elas se encontram ou 
se afastam. Também é importante compreendermos que quando isso ocorre há 
mudanças climáticas e não é loucura imaginar que onde moramos já foi um dia 
uma geleira, um deserto e até um mar (caso daqui da Bacia do Paraná). 
 
Mecanismo da tectônica de placas. Colisão entre as placas Sul-Americana e a de 
Nazca foi responsável pela formação da Cordilheira dos Andes, desenvolvendo 
câmaras magmáticas, dobrando as rochas sedimentares, acompanhado de 
intensa atividade vulcânica e sísmica. No lado oriental da placa ocorreram grandes 
falhamentos que formaram através dos tempos as montanhas em blocos da Serra 
do Mar, além de favorecer a retenção de hidrocarbonetos nas jazidas 
petrolíferas (modificado de WILSON, 1966, c1976; MARTÍN ESCORZA, 1978 ). 
Quando as placas se movimentam uma em direção à outra e se colidem, a 
placa mais densa (placa oceânica) mergulha sob a menos densa (placa 
continental). É a convergência de placas que dá origem à cordilheiras 
montanhosas. Muitas montanhas famosas têm sua gênese conhecida. O 
Aconcágua, por exemplo, é um "cavalgamento" de duas placas, há outras 
montanhas em que houve um soerguimento desigual de uma placa, levantando 
um lado e submergindo um outro. Outras ainda são resultados do dobramento de 
rochas mais brandas e outras são simplesmente vulcões em sua forma clássica e 
perfeito ou deformado por explosões. 
 98 
O choque provoca dobramentos, deformações e ruptura das rochas (falhas) e 
o atrito entre as duas placas em direções opostos provoca a fusão das rochas e 
aumento da pressão, dando origem a vulcões. 
 
Ex. de vulcanismo por divergência de Placas (a) e convergência de Placas (b) 
Na Serra do Mar é comum encontrar alinhamentos de Diabásios, são os 
chamados "Diques". Eles são falhas, ou fissuras, por onde subiram as lavas no 
passado. Como foram resfriadas dentro destes "dutos" formaram Diabásios. O 
interessante é achar estes "Diques" aflorando a mais de 1500 ou 2000 metros 
acima do nível do mar. Ou seja, todo o basalto derramado deste vulcanismo não 
está mais lá, foi erodido... 
 Na Geologia verificamos a presença de rochas antigas, como o Granito, 
compondo a maioria das montanhas. Entre estes granitos achamos muitas vezes 
diques de diabásio de idade muito mais recente e uma ausência de basaltos que 
deveriam estar numa posição estratigráfica superior. 
O continente desta paleo-cordilheira já não existe mais, foi inteiramente 
erodido ao ponto de somente sua "raiz" estar presente na paisagem, os Granitos 
que são o arcabouço geológico de nosso continente atual. Estas rochas estiveram 
durante dois bilhões e meio de anos inumados no interior de antigos continentes e 
foram aos poucos sendo soerguidas enquanto as camadas de rochas superiores 
foram sendo removidas. 
No Mesozóico, a região onde é a Serra do Mar foi um grande deserto, talvez 
o maior que já existiu na Terra. Deste período é correlativo o arenito Botucatu, 
 99 
famoso por ser uma rocha porosa que hoje armazena água, formando o famoso 
aqüífero guarani. O Botucatu tem estratificação cruzada, que mostra que foi 
depositado por vento em ambiente seco e dunar. Nesta época, a região onde hoje 
é a Serra do Mar estava no meio do continente Gondwana que estava se 
desfragmentando. 
 
Primeiro Planalto 
É limitado a leste pela Serra do Mar e a oeste pela Escarpa da Serrinha. É 
constituído principalmente por rochas Pré-Cambrianas. A porção meridional é 
drenada pelo rio Iguaçu e afluentes, enquanto a porção setentrional pelos 
afluentes do Ribeira e a NW por afluentes do Paranapanema. 
A parte meridional abrange a área de Curitiba, caracterizada por uma 
topografia ondulada de colinas suavemente arredondadas, cuja altitude situa-se 
entre 850 a 950m. 
O registro geológico no Estado do Paraná, ainda que descontínuo, 
representa um intervalo de idades mais antigas que 2.800 milhões de anos até o 
presente. 
Escudo - Termo empregado para designar rochas mais antigas. Formado por 
rochas ígneas e metamórficas com idades variando do Arqueano ao Proterozóico 
e período Cambriano e Ordoviciano, é localmente recoberto por sedimentos 
recentes com idades inferiores a 1,8 milhões de anos. 
Há 1.100 milhões de anos, sofreu intensa deformação e metamorfismo (xisto 
verde a anfibolito). Há cerca de 1.000 milhões de anos teve início a formação do 
Grupo Açungui, sedimentação terrígena e carbonática e intrusões básicas, em 
pequenas bacias oceânicas, seguida por espessa sedimentação. Um evento 
glacial global, há 850 milhões de anos, culminou com um ciclo de regressão 
generalizada. 
 
 
 
 100 
Era Pré-Cambriana e Paleozóico (Ordoviciano e Cambriano) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 101 
Seguiu-se nova retomada da subsidência com espessa sedimentação 
carbonática e intrusões básicas. Todo o conjunto foi submetido à intensa 
deformação por cavalgamento. Como conseqüência, desenvolveu-se bacias com 
depósitos marinhos. 
Um novo evento de convergência, com intensa tectônicavertical (550-600 
milhões de anos), consolidou a sutura intercontinental, ocorrendo então o mais 
intenso fenômeno de granitogênese. 
A separação da África com a América do Sul provocou os derrames de lava 
básicos de basaltos. Este vulcanismo durou milhares de anos ao ponto de haver 
seções estratigráficas onde se verificam camadas de basalto, depois de arenitos e 
novamente basaltos, ou seja, mostra que houve fases sucessivas de vulcanismo e 
sedimentação. 
Ao fim do Cretáceo, o recém-formado continente sul-americano estava 
arrasado pela erosão devido ao clima seco que se instaurou durante o Mesozóico. 
A partir desta época houve uma maior estabilidade climática e a tanto a vida 
começou a se adaptar, dando origem à Domínios de Paisagem com uma estrutura 
mais equilibrada. Entretanto, algumas feições de relevo foram herdadas do antigo 
continente. 
Se você observar o relevo e as drenagens em um mapa do Brasil, irá ver 
certas coisas curiosas, como a própria bacia do Paraná que é uma bacia anterior à 
origem da América do Sul. Nesta bacia existem inúmeros rios que nascem muito 
próximos ao mar como: o Tietê, Iguaçu e Paranapanema e correm em direção 
oposta, percorrendo milhares de quilômetros para somente em Buenos Aires 
chegarem ao oceano. O divisor de águas entre esta bacia e o mar é justamente a 
nossa serra. 
Foram mais ou menos 400 milhões de anos de embaciamento e 
sedimentação. Para ter uma idéia do tamanho do pacote de rochas que se 
formaram, existem no centro da bacia mais de 100 quilômetros de rochas 
sedimentares para se chegar até o arcabouço da bacia, os Granitos. 
O peso das rochas sedimentares da bacia do Paraná provocou o 
soerguimento de suas bordas, um fenômeno chamado de "compensação 
 102 
isostática". Ao ponto que elas iam sendo levantadas. O clima mais seco que 
imperou durante o período respondeu pela destruição das rochas. As rochas mais 
recentes foram todas removidas, formando bacias sedimentares mais novas e 
expondo as rochas mais antigas, dando origem a então Serra do Mar. 
Na Bacia do Paraná no Brasil, houve um evento significativo de vulcanismo 
durante o Mesozóico, era que engloba o Triássico, Jurássico e Cretáceo, a época 
dos Dinossauros para quem está menos habituado. 
 
Segundo Planalto 
 
Limita-se a leste pela Escarpa da Serrinha. Ao oeste limita-se pela Escarpa da 
Esperança. 
 
 
O segundo Planalto é constituído por rochas paleozóicas atravessadas por 
diques de diabásios. Na parte sul o contato entre o Primeiro e Segundo planaltos é 
litológico. O relevo é suave com colinas arredondadas e mesetas estruturais. 
As menores altitudes encontram-se no vale do Ivaí (445m), 490m no Tibagi e 
735m no Iguaçu nos boqueirões de entrada no Terceiro Planalto . 
 
Formação Furnas 
É constituída predominantemente por folhelhos marinhos devonianos. Com 
estas informações deixou-se de considerar o Arenito Furnas como Devoniano, 
admitindo uma idade Ordo-Siluriana (BIGARELLA, 1973). O ambiente de 
sedimentação era marinho raso. A transgressão marinha responsável pela 
deposição do Arenito Furnas e equivalentes realizou-se sobre pediplano de idade 
possivelmente ordoviciana. 
 
 103 
Terceiro Planalto 
Desenvolve-se a oeste da Escarpa da Esperança. É a região fisiográfica mais 
simples pelas suas formas e estruturas. 
 
 
 
 
Predominam as rochas vulcânicas do magmatismo Mesozóico e em área 
menor no noroeste do Estado onde ocorrem os arenitos da Formação Caiuá. O 
Terceiro Planalto termina no rio Paraná. Não representa um planalto uniforme, 
tendo sido subdividido em quatro blocos. O bloco norte (planalto de Apucarana) 
inclina de 1.100m de altitude na testa da escarpa da Bufadeira para 290m no rio 
Paranapanema e 235m no rio Paraná. O bloco nordeste (Araporanga) inclina de 
1.150m na Escarpa da Esperança para 300m no rio Paranapanema. O bloco de 
Campo Mourão inclina de 1.100m na testa da escarpa para 225m no rio Paraná. O 
bloco sul (Guarapuava) inclina de 1.200m na testa para 197m no rio Paraná. Na 
rede hidrográfica predominam os rios que correm para oeste, relíquia da antiga 
drenagem do continente do Gondwana. 
 
 
 
 104 
O vulcanismo que ocorreu no terceiro planalto está relacionado com 
tectonismo e mais especificamente com a desfragmentação do último 
supercontinente Gondwana. Quando duas placas se separam, ou seja, se 
divergem, a fissura formada pela separação é o local por onde o magma 
ascenderá formando um vulcão fissural, que não tem a formação de um cone. 
Este magma extravasado tem características distintas do magma de vulcão de 
convergência, que é original da fusão entre o atrito das placas. No Vulcão de 
fissura, o magma é originado na astenosfera e tem uma composição básica, por 
isso ele é menos viscoso e escorrendo com facilidade não ocorrendo riscos de 
explosão por ter "entupido" os dutos vulcânicos. 
Hoje este tipo de vulcanismo ocorre no meio dos oceanos e a maioria destes 
vulcões estão submersos, embora muitos afloram na superfície formando ilhas, 
como é o caso da Islândia. No passado, no entanto, este tipo de vulcanismo 
ocorreu no continente, o maior evento de vulcanismo fissural ocorreu na bacia do 
Paraná, evento este que deu origem à formação Serra Geral, composta de 
Basaltos (quando a lava é resfriada em superfície) e Diabásios (resfriada em 
subsuperfície). 
O vulcanismo fissural da bacia do Paraná foi um dos mais volumosos do 
Planeta, com uma área superior a 1.200.000 km². Em certos locais, os derrames 
sucessivos de lava possuem centenas até milhares de metros de espessura. 
Nos primórdios da América do Sul, não existia a compartimentação dos 
planaltos paranaenses, tão pouco uma Serra do Mar aos moldes atuais. O recém-
formado continente vinha sofrendo uma intensa erosão desde o fim do Cretáceo e 
esta erosão aplainou quase por completo o relevo, formando uma superfície 
chamada Purunã. É correlativo à esta fase as formações sedimentárias cretáceas 
do Grupo Bauru, a qual compreende os arenitos da formação Caiuá comuns no 
norte e oeste do Estado. 
Após este período de desintegração, um novo clima, mais úmido, se 
instaurou, mudando completamente a dinâmica da paisagem. As drenagens 
incidiram seus canais. Houve favorecimento da formação de solos. Entretanto isso 
não durou até a atualidade. 
 105 
 
 
LITOESTRATIGRAFIA DA BACIA DO PARANÁ. 
 A Bacia do Paraná localiza-se inteiramente em terra, estendendo-se desde 
o centro-sul do Brasil até o norte do Uruguai, nordeste da Argentina, leste do 
Paraguai e da Bolívia. No território brasileiro ocupa uma área de aproximadamente 
1.100.000 km2, englobando parte dos estados do Rio Grande do Sul, Santa 
Catarina, Paraná, São Paulo, Goiás, Minas Gerais, Mato Grosso e Mato Grosso 
do Sul. 
O Rio Paraná é o principal curso d'água da bacia, mas de grande importância 
também são seus afluentes e formadores como os rios Grande, Paranaíba, Tietê, 
Paranapanema, Iguaçu, dentre outros. 
 
Divisores entre os planaltos 
No estado do Paraná, se fizermos um transecto de leste para o oeste, 
verificamos que saindo do litoral, a Serra do Mar é uma grande barreira que se 
ergue até os 1870 metros de altitude em seu cume mais elevado, o Pico Paraná. 
Ela não é apenas um degrau entre o litoral e o primeiro planalto, pois do lado 
ocidental da Serra, há um desnível que, saindo dos cumes perde altura, alcança o 
 106 
primeiro planalto, que fica numa altitude média de 800 a 900 metros, onde fica 
Curitiba. 
 
 
Mais a oeste no Estado, ergue-se uma nova barreira orográfica que se 
levanta até 1200 metros de altitude, a Serrinha de São Luis do Purunã. Se em sua 
vertente leste a serrinha é uma escarpa, à oeste ela é levemente inclinada, indo 
perder altitude gradativamente até que na região de Guarapuava há outra quebra 
no relevo, onde termina o segundo planalto com a elevação de uma escarpa que 
se sobressai cerca de 400 metros, chegando aos 1300metros de altitude na Serra 
da Esperança, onde começa o terceiro planalto que ao exemplo do segundo, vai 
perdendo altitude até chegar aos 200 metros que é a cota altimétrica do rio Paraná 
no Estado. 
Litológicamente é muito interessante o escalonamento deste relevo. Na Serra 
do Mar, aparece aflorando os granitos de mais de 2,5 bilhões de anos, na Serrinha 
de São Luis do Purunã, afloram os arenitos da Formação Furnas do Devoniano 
com 400 milhões de anos de idade e na escarpa de Guarapuava, afloram os 
basaltos da Formação Serra Geral de 140 milhões de anos. 
Estes dados se encaixam perfeitamente na Teoria da compensação 
isostática que soergueu o relevo das bordas da Bacia do Paraná e produziu o 
relevo de "Cuestas", ao exemplo das escarpas do Primeiro para o Segundo e do 
Segundo para o Terceiro Planalto. 
Este soerguimento do relevo não atuou sozinho na esculturação da superfície 
do estado. Houve durante o Terciário a sucessão de climas secos prolongados 
que resultou na abertura de novas bacias e sobre elas mais tarde existiu a 
sedimentação de novos materiais, como é o caso da Bacia de Curitiba, onde 
existe a Formação Guabirotuba que tem menos de 2 milhões de anos. 
Quando novamente um clima árido se instaurou, a erosão mecânica foi 
responsável pela remoção dos solos. O Material removido (pedimentos) foi 
 107 
transportado para os canais e a coalescência destes materiais deu origem à um 
relevo aplainado e mais rebaixado. 
No meio deste plaino seco, existiam morros que se destacavam na paisagem 
com suas rochas expostas que devido à resistência litológica não foram erodidos, 
os chamados "Inselbergs". Esta segunda superfície chama-se "Superfície Iguaçu". 
Este processo foi responsável para a abertura da depressão entre a Serra do Mar 
e a Serrinha de São Luís do Purumã, ou seja, o primeiro planalto, onde está 
Curitiba. 
A área localizada onde hoje é o Primeiro Planalto sofreu fortes ações 
tectônicas de falhamentos e dobramentos, abalando-se, formou a bacia sedimentar, 
que foi alvo do depósito de sedimentos. A história geológica que mostra ambientes 
glaciais, desertos, etc. 
Todo esse processo de sedimentação teve início no período Devoniano, 
quando houve a deposição dos Arenitos Furnas e dos Folhelhos Ponta Grossa, 
ocorrendo primeiramente num ambiente marinho, depois pelo glacial e 
posteriormente desérticos. Nesse estágio houve a quebra do super – continente 
Gondwana, formando assim o Oceano Atlântico. 
O movimento de distanciamento entre a América do Sul e da África gerou um 
magmatismo nas fraturas onde ocorreu um derramamento que recobriu tanto o 
deserto quanto as rochas magmáticas do Primeiro Planalto.