Apost Composicao Solo

Apost Composicao Solo

(Parte 2 de 4)

Al SiSi Si Si

A caulinita é, em geral, uma argila de atividade bastante baixa, em termos de atividade coloidal. Assim ela apresente baixa plasticidade e pegajosidade e também baixa capacidade de expansão e contração.

Grupo de Esmectitas (montmorilonita)

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 dos tetraedros com o Al da lâmina dos octaedros como nas unidades 1:1.

As unidades estruturais 2:1 não tem a presença das pontes hidrogeniônicas entre elas e, por isso mesmo, elas são expansíveis, ou seja, a distância entre elas não é fixa.

Os principais minerais 2:1, apresentam cargas elétricas de superfície que são originárias, principalmente, de substituições isomórficas nas camadas tetraédricas ou octaédricas. As esmectitas, que tem a montmorilonita como principal exemplo, tem suas cargas desenvolvidas a partir de substituições isomórficas, principalmente na lâmina octaédrica. Nessa camada o Mg substitui isomorficamente o Al e causa um desbalanço de carga, o que possibilita a atração de cátions para neutralizar a carga desenvolvida.

A montmorilonita é uma argila, dentro do grupo 2:1, de baixa carga nas camadas. Assim, a atração entre as camadas expansíveis e os cátions entre as camadas é mais fraca. Isso permite que a água e outras substâncias penetrem entre os planos basais e provoquem uma grande expansão do material.

A fórmula típica da montmorilonita com Na como cátion trocável é: Na0,67 Si8 (Al3,33Mg0,67) O20 (OH)4

Devido à expansão das lâminas, a montmorilonita apresenta uma alta superfície específica na faixa de 600-800 m2/g na maioria, devido as superfícies internas. A CTC varia na faixa de 80-120 cmolc/kg e é praticamente independente do pH, ou seja, a maioria das cargas é originária da substituição isomórfica (carga permanente). Por estas características, a montmorilonita é uma argila de atividade alta, apresentando alta plasticidade e pegajosidade e uma capacidade muito grande de expansão e contração, o que provoca muitas rachaduras no solo quando seco.

Grupo das Vermiculitas São também minerais do tipo 2:1 e são produtos de alteração direta das micas. Tem sido demonstrado que a estrutura da vermiculita consiste de lâminas de mica separadas por camadas de moléculas de água ocupando um espaço definindo de aproximadamente 0,498 nm. Na sua forma mais expandida, a vermiculita tem, então, aproximadamente 1,4 nm.

A carga líquida negativa da estrutura é produto da substituição do Si pelo

Al na camada de tetraedros e essa é uma alta carga. Essas cargas são neutralizadas pelos cátions que estão entre as camadas em conjunto com as moléculas de água. Devido à densidade de carga, a vermiculita não se expande à vontade e é chamada de mineral de expansibilidade limitada. A vermiculita é também argila de alta atividade, apresentando uma CTC de 100-160 cmolc/kg que é maior que da montmorilonita pela densidade de cargas maior. A superfície específica é semelhante à da montmorilonita na faixa de 600-

800 m2/g. A vermiculita expande menos que a montmorilonita e praticamente não expande se saturada com K+ ou NH4+ . Isso ocorre devido à alta especificidade das posições internas das camadas por esses tipos de cátions. Eles são “fixados” pela vermiculita e não são trocados facilmente.

Outros minerais silicatados como micas hidratadas, cloritas, etc. tem importância relativamente menor na fração argila dos solos brasileiros.

b) Óxidos de Fe e Al 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.

Óxidos de Ferro Através do intemperismo de minerais primários, principalmente os ferromagnesianos, há a liberação do Fe através de uma reação hidrolítica e oxidativa:

Fe2SiO4+

Faialita

½ O2 + 3H2O → 2 FeOOH + goethita H4SiO4

Em termos pedogenéticos essa é uma reação praticamente irreversível.

Dependendo das condições do meio onde o mineral primário está sendo intemperizado, tem-se a formação de uma das formas de óxidos de Fe como hematita, goethita, lepidocrocita, maghemita, ferridrita, etc. Uma boa informação sobre o estádio de intemperismo dos solos pode ser obtida ao se comparar o teor total de Fe de um solo como o teor de Fe na forma de óxidos. Teores totais de Fe maiores que teores de óxidos de Fe nos solos indicam solos mais jovens ao passo que teores semelhantes dessas duas quantidades significa a presença de solos mais velhos.

O que faz os óxidos de Fe importantes como indicadores de pedogênese não é 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 tem 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. Particularmente a hematita tem o mais alto poder pigmentante como se pode deduzir pelas informações de campo que demonstram que solos amarelos normalmente não contêm nenhuma hematita ao passo que solos vermelhos, ainda que de coloração intensa, geralmente possuem alguma goethita.

Os óxidos de ferro afetam a estrutura dos solos ajudando na formação de agregados pequenos e extremamente estáveis como na estrutura latossólica, típica dos Latossolos brasileiros. (Estrutura latossólica é aquela na qual as partículas de argila, normalmente caulinita e óxidos de Fe e Al, se reunem para formar agregados que por sua estabilidade se comportam como se fossem partículas de areia. Isso gera uma massa de material muito friável que se esboroa muito facilmente e que recebe a denominação comum de pó de café.)

Geralmente os óxidos de Fe têm superfície específica alta e devido à sua natureza química, podem absorver ânions e cátions. Ânions como o fosfato, o que os torna de importância agrícola grande e cátions como os principais metais pesados (Cd, Cr, Cu, Ni, Pb, Zn, etc) o que os torna importantes em estudos de proteção ao meio ambiente. Alguns óxidos de Fe podem ter estruturalmente elementos com Cu, Zn, V, Cr, Co, Ni, etc. alguns dos quais são elementos nutrientes essenciais às plantas e que podem ser lentamente liberados na solução dos solos.

Assim vê-se que os óxidos de ferro em geral são bastante importantes e aliado ao fato de que a maioria dos solos brasileiros tem tendência a um enriquecimento residual de óxidos de Fe, observa-se uma grande importância destes minerais nos solos do Brasil.

Hematita (a – Fe2O3) Nos solos a hematita dá a cor característica vermelha e tem um poder pigmentante bastante grande e mesmo a baixas concentrações, ela consegue imprimir a sua cor característica. Posições mais elevadas na paisagem, solos derivados de rochas ricas em minerais ferromagnesianos, regiões mais quentes, são algumas situações que favorecem esse óxido de Fe.

Estrutura da hematita:

Goethita (a – FeOOH)

Goethita é a mais freqüente forma de óxido de ferro nos solos brasileiros.

Ela ocorre em quase todos os tipos de solos e condições climáticas e é responsável pelas cores amarelas e bruno-amareladas tão espalhadas em solos brasileiros. Juntamente com a hematita ela se faz presente em quase todos os solos das regiões tropicais e sub tropicais, mostrando que as duas tem uma estabilidade termodinâmica semelhante.

Estrutura da goetthita:

Magnetita (Fe3O4) e Maghemita (γ– Fe2O3)

Magnetita normalmente aparece como mineral acessório em algumas rochas ígneas e é presença quase obrigatória na fração areia de alguns solos brasileiros que são, em geral, derivados de rochas básicas ou ultrabásicas.

Maghemita ocorre freqüentemente em solos de regiões tropicais e subtropicais, parte das vezes associada às rochas básicas, como nos Latossolos Roxos, onde ela é presença quase obrigatória na fração argila.

Magnetita e maghemita são óxidos de Fe com alta susceptibilidade magnética, o que permite separar os Latossolos Roxos de outros solos semelhantes na região apenas com um pequeno ímã de mão.

Óxidos de Alumínio

Um grande número de formas cristalinos de óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de alumínio podem ser encontrados na natureza ou ser preparados em laboratório. A gibbsita (Al(OH)3) é o mineral mais comum de ser encontrado em solos e em depósitos bauxíticos.Experimentos de laboratório, tem sugerido que o envelhecimento lento de polímeros de OH – Al em meio ácido normalmente produz gibbsita.

Gibbsita é um dos principais componentes da fração argila de alguns solos, notadamente alguns latossolos. Isso ocorre devido ao fato de que a gibbsita, assim como também os óxidos de Fe, é um produto final do intemperismo avançado dos solos.

Normalmente a presença de óxidos de Fe (hematita e goethita) é mais comum. Assim, gibbsita em conjunto com hematita e/ou goethita é mais comum de se ver do que solo puramente gibbsíticos.

Existem duas dipóteses básicas para explicar a formação da gibbsita em solos e em depósitos bauxíticos. A primeira sugerida por muitos pesqusiadores diz que os minerais primários, principalmente os silicatos de alumínio (KAlSi3O8, feldspatos por exemplo) são intemperizados diretamente à gibbsita. Essa hipótese se baseia no fato que alguns depósitos de bauxita apresentam gibbsita e rocha inalterada separadas por uma distância muito pequena.

A segunda hipótese sugere a formação de gibbsita a partir de silicatos de alumínio, mas passando por seqüências intermediárias de minerais de argila como produtos intermediários, por exemplo:

Para apoiar essa hipótese freqüentemente se observa a presença de gibbsita dominante em solos de intemperismo bastante avançado, ao passo que, em solos um pouco menos intemperizados a caulinita é quase sempre o mineral dominante.

É importante observar que estas duas hipóteses podem perfeitamente serem verdadeiras e elas não são mutualmente exclusivas.

A formação de caulinita e gibbsita é controlado pelo pH e pela concetração de Al e Si em solução. Por exemplo: A partir de um feldspato potássico são possíveis as seguintes reações:

K Al Si3 O8 + 4H+ + 4H2OAl+3 + K+ + 3H4SiO4

(feldspato-K)

Inicialmente o K+ é substituído pelo H+ na estrutura o que provoca o início do intemperismo químico que é completado pela quebra das ligações Al – O – Si liberando Al e Si para a solução. A formação de gibbsita pode se efetivar se as condições forem tais que favoreçam à lixiviação do Si. A intensidade de lixiviação é governada por inúmeros fatores principalmente chuva, topografia, lençol freático, vegetação, etc, etc. Assim, pode-se ter:

Por outro lado se a lixiviação não for forte o silício se concentra no meio e ele pode recombinar com o Al no sentido de se formar caulinita obedecendo ao princípio do produto de solubilidade.

Al(OH)3 + H4SiO4 ½ Al2 Si3 O5 (OH)4 5H2O Estrutura da gibbsita:

Cargas elétricas nos minerais secundários

As cargas elétricas nos minerais argilosos são chamadas de cargas permanentes e cargas dependentes conforme o seu modo de origem.

cargas permanentes

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