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Sumário
- INTRODUÇÃO.............................................................................................................................
- MINERALOGIA DO SOLO.........................................................................................................
- 2.1. MINERAIS PRIMÁRIOS..................................................................................................
- 2.1.1. Importância dos minerais primários no solo.............................................................
- 2.1.1.1. Grau de evolução do solo.......................................................................................
- 2.1.1.2. Reserva mineral do solo.........................................................................................
- 2.2. MINERAIS SECUNDÁRIOS...........................................................................................
- 2.2.1. Minerais secundários mais frequentes no solo........................................................
- 2.2.2. Minerais de Argila........................................................................................................
- COMPOSIÇÃO QUIMICA..........................................................................................................
- 3.1. Caulinite..........................................................................................................................
- 3.2. Esmectite / Montmorilonite...........................................................................................
- 3.3. Litite.................................................................................................................................
- 3.3.1. Importância dos minerais de argila no solo............................................................
- 3.3.2. Aluminosilicatos não cristalinos...............................................................................
- 3.3.3. Óxidos de Al o A gibsite – Al(OH)3.........................................................................
- 3.3.4. Óxidos de Fe..............................................................................................................
- 3.3.5. Carbonatos.................................................................................................................
- SOLO.................................................................................................................................................. 4. RELAÇÕES ENTRE A COMPOSIÇÃO GRANULOMÉTRICA E MINERALÓGICA DO
- CONCLUSÃO – Patricia Fernandes.......................................................................................
- CONCLUSÃO – Márcia Vital....................................................................................................
- BIBLIOGRAFIA..........................................................................................................................
1. INTRODUÇÃO
A fase sólida dos solos é composta de uma fracção mineral e uma orgânica. Por sua vez, a fracção mineral divide-se em lotes de dimensões que apresentam diferenças em relação à mineralogia e ao comportamento químico. Na posse deste tipo de informações a possibilidade de tomar decisões corretas no que diz respeito à utilização de um solo é potenciada. Deste modo, A mineralogia do solo constitui-se em área básica e essencial ao entendimento e desenvolvimento da Ciência do Solo. Ela constitui uma excelente ferramenta para o conhecimento e a avaliação da génese do solo, do seu comportamento físico e químico, além de ser um indicativo da reserva potencial mineral de nutrientes para as plantas.
- MINERALOGIA DO SOLO Os minerais do solo pertencem a dois grandes grupos: Minerais primários e minerais secundários. 2.1. MINERAIS PRIMÁRIOS Os minerais primários são herdados do material originário; mantém-se praticamente inalterado na sua composição. Como exemplos de minerais primários que se podem encontrar nos solos, referem-se: quartzo, feldspatos, plagioclases, micas, piroxenas, anfíbolas, olivinas, etc. 2.1.1. Importância dos minerais primários no solo Os minerais primários do solo têm importância para a avaliação do grau de evolução do solo e da sua reserva mineral. 2.1.1.1. Grau de evolução do solo Assim, no que respeita ao grau de evolução do solo pode observar-se o seguinte:
São herdados do material originário. 2.2.1. Minerais secundários mais frequentes no solo Os minerais secundários mais frequentes no solo são: minerais de argila (silicatos de Alumínio no estado cristalino), silicatos não cristalinos; óxidos e hidróxidos de alumínio e ferro; carbonatos de cálcio e de magnésio 2.2.2. Minerais de Argila São silicatos de alumínio no estado cristalino pertencentes ao grupo dos filossilicatos e constituem partículas de diâmetro <0,002 mm (dimensão do lote de Argila).
- COMPOSIÇÃO QUIMICA Para poder compreender melhor todos os conceitos relacionados com a constituição e caracterização destes minerais considera-se importante introduzir alguns conhecimentos básicos de química com aplicação nesta área. Assim: Compostos químicos como os minerais são formados por transferência eletrônica ou por partilha eletrônica entre os átomos reagentes. Os elementos associam-se uns aos outros de acordo com a tendência que eles têm para preencher totalmente a última orbital. De um modo geral, existem duas maneiras principais de ligar elementos químicos; utilizando as chamadas ligações iónicas ou as ligações covalentes. No primeiro caso as ligações fazem-se por transferência electrónica e no segundo, por partilha eletrônica Assim, tal como se pode observar no esquema da Figura ao lado, as Ligações por transferência eletrônica (Ligações iónicas) podem ser exemplificadas pela formação
do cloreto de sódio. O sódio (Na) tem apenas 1 eléctron na última orbital, pelo que tem uma enorme facilidade em o perder de modo a ficar com a última orbital completamente preenchida. Por seu lado, o cloro (Cl) tem 7 elétrons na última orbital e por isso tem uma grande apetência por capturar 1 elétron de modo a ficar com esta orbital completamente preenchida e deste modo ficar com a estrutura o mais estável possível. Por outro lado, as ligações por partilha electrónica (Ligações covalentes) podem ser exemplificadas pela formação dos silicatos. Os silicatos são formados pela ligação entre átomos de silício e de oxigénio. Quando postos em contato estes 2 elementos "têm que arranjar uma maneira" de tentarem atingir uma maior estabilidade; isto é possível através das chamadas ligações covalentes, nas quais há como que "empréstimos temporários de elétrons. Ao contrário das ligações iónicas, nas quais um elétrons deixava de fazer parte de um elemento para passar a pertencer a outro, aqui o que acontece é que há elétrons que vão poder circular livremente entre as últimas orbitais de ambos os elementos. Está livre circulação vai criando pontualmente cargas eléctricas contrárias entre ambos os elementos, as quais ligam fortemente ambos os elementos. Estrutura dos silicatos Os silicatos (Figura.2) possuem uma estrutura cuja geometria é dominada pelo arranjo tridimensional dos átomos de silício e oxigénio. Esta disposição segue regras bem definidas determinadas pela natureza química e pela geometria dos próprios átomos. Figura.2 – estrutura dos silicatos
- Íon silício (Si4+) – pequenas dimensões (r=0,39 Å)
Figura.4 - Estrutura de uma folha de Si 2 O 2 Estas camadas de tetraedros unem-se a camadas de octaedros. As camadas de octaedros são unidades octaédricas, repetidas segundo 2 direções com 1 íon coordenador de Al3+, Fe3+^ ou Mg2+^ ao meio, constituindo um plano central, entre dois planos de oxigénios (O2-) ou oxídrico (OH-), ou seja, rodeado por 6 íons (Figura.5). Unidades estruturais dos minerais de argila Os minerais de argila são constituídos por: unidades tetraédricas com um cátion central de Si rodeado por O2-^ ou OH-^ e unidades octaédricas com cátion central de Al, Fe ou Mg, rodeado de OH-^ ou O2-. A expansão horizontal destas unidades dá origem a camadas: camada tetraédrica de sílica com os átomos de Si num plano intermédio; camada octaédrica de alumina, com átomos de Al, Mg ou Fe no plano intermédio. Figura.5 – Esquema de camada octaedrica
Muitos minerais de argila apresentam substituições isomórficas (substituição dos cátions das unidades tetraédricas e/ou octaédricas, por outros de diâmetro aproximado) o que permite manter as mesmas dimensões mas uma carga menor. As principais substituições são: Si4+ pelo Al3+ nas camadas tetraédricas; o Al3+ pelo Fe2+ ou Mg2+ nas camadas octaédricas As substituições isomórficas originam um excesso de cargas negativas (cargas intrínsecas ou permanentes). Cristais dos minerais de argila Os cristais resultam do empilhamento das lâminas ou unidades estruturais. A dimensão dos cristais é caracterizada: Pela sua extensão lateral, que depende das características das unidades estruturais; Pela sua espessura, fortemente condicionada pela natureza das ligações entre as unidades estruturais. Sobreposição de várias unidades estruturais (Figura.6) Figura6 – esquema de sobreposição de camadas A sobreposição de várias unidades estruturais tetraédricas e octaédricas pode constituir dois tipos de camadas ou lâminas. Chama-se camada 1:1 aquelas que resultam da sobreposição de uma camada tetraédrica com uma camada octaédrica (Figura.7) ou 2:1 aquelas que resultam da sobreposição de uma camada octaédrica com 2 camadas tetraédricas (Figura.8).
Das substituições isomórficas: cada substituição faz aparecer na superfície da folha uma carga eléctrica livre o que faz com que cada dois folhetos fique fortemente unido por cátions. EX: Si4+ Al3+; Al3+^ Fe2+^ (Figura.9) Principais grupos de minerais de argila Os grupos principais são: Caulinite; Talco-Pirofilites; Esmectites - inclui a montmorilonite; Vermiculites; Micas - inclui micas hidratadas (ilite); Clorites. Contudo, para o estudo da pedologia a este nível de profundidade vai-se estudar apenas os três grupos mais representativos que são: Caulinite; Montmorilonite e Ilite. Aspectos em que diferem:
- Combinação das camadas tetraédricas (T) e octaédricas(O): T-O ou T-O-T (Figura.10);
- Tipo de ligações entre as lâminas: fortes ou fracas, diferente natureza dos cátions de ligação: K+, Fe2+, Mg2+, Ca2+, que resulta em diferentes valores de espaçamento basal – entre as bases de lâminas adjacentes (Figura.10);
- Existência ou não de substituições isomórficas com maior ou menor retenção de cátions entre folhetos adjacentes (Figura.9)
- Natureza dos íons existentes no centro das unidades octaédricas 3.1. Caulinite A - Composição Na unidade ocdaédrica os íons centrais são AL Figura.9 – ligação entre folhetos Figura.10 – combinação de camadas
B – Estrutura (Figura.12) o T-O ou 1:1 – 1 camada tetraédrica de Si + 1 camada octaédrica de Al o Espaçamento basal – 7 Å Ligações entre folhetos adjacentes – Hidrogénio (entre os O dos planos de oxigénio das unidades tetraédricas e os grupos OH- da unidade octaédrica da camada adjacente) o que resulta em ligações fortes. Substituições isomórficas – não há (ou muito pouco) donde resulta a inexistência de excesso de cargas negativas. Superfície específica – pequena (apenas dependente das suas faces externas) Forma dos cristais – platiformes de contorno hexagonal C – Propriedades Font e: http:// webmineral.co m/ Figura.11 – fonte: http://pubs.usgs.gov/of/2001/of01-041/htmldocs/ clay.htm
de hidratação e espécie de cátions permutáveis existentes: N – 14 Å; G – 17 Å; A (550ºC) – 10 Å Substituições isomórficas: Nas Camadas tetraédricas – não se verificam Nas camadas octaédricas – Muitas. As posições octaédricas só em parte são ocupadas por Al que em maior ou menor escala é substituído por Mg ou Fe Carga eléctrica: excesso de cargas negativas devido às substituições isomórficas e desequilíbrio eléctrico (os iões permutáveis e as moléculas de água são introduzidos na estrutura para diminuir deficiência de carga); Superfície específica: o fácil acesso de moléculas de água + líquidos orgânicos + iões, levam a uma elevada superfície interna (700-800 m^2 /g); Superfície externa – 80 m^2 /g o Forma dos cristais: massas irregulares em partículas muito pequenas C – Propriedades
- Expansibilidade – elevada expansibilidade por fracas ligações entre folhetos adjacentes + carga eléctrica negativa
- Poder de retenção de água – elevado (mineral muito eletronegativo)
- Capacidade de troca catiônica – elevada (mineral muito eletronegativo)
- Plasticidade – plástica para teores de humidade superiores aos da caulinite 3.3. Litite fonte: http://webmineral.com/ A – Composição
Aluminossilicatos de Al, Mg e K B- Estrutura T-O-T ou 2:1 – 2 camadas Tetraédricas de Si e Al + 1 camada octaédrica de Al, Fe ou Mg o Substituições isomórficas: o Nas camadas octaédricas – poucas: Al Fe, Mg o Nas camadas tetraédricas – Muitas; Si Al A deficiência de carga é compensada por iões K+, um por cada Si substituído que se situam entre camadas tetraédricas de unidades contígua Ligações entre folhetos adjacentes ligações de potássio (Os iões K+^ funcionam como pontes que ligam folhetos uns aos outros, ligações fortes) Carga elétrica – As substituições isomórficas da camada tetraédrica são compensadas por K+. Assim, a carga eléctrica é média devido às pequenas substituições isomórficas na camada octaédrica (Al3+^ Fe2+, Mg2+) Superfície específica: Superfície externa – intermédia (30-80 m2/g); Superfície interna – não tem Forma dos cristais – lamelas pequenas mal definidas, em conjuntos irregulares, por vezes com contorno haxagonal C – Propriedades
- Expansibilidade – pouco expansível na presença de água ou líquidos orgânicos K+
As imogolites têm a forma de tubos muito finos de 2-3 mm de diâmetro e com alguns micrómetros de comprimento. Estes tubos organizam-se em bandas de 10-30 mm de diâmetro. Estes materiais correspondem a fases instáveis que tendem a evoluir para fases cristalinas. 3.3.3. Óxidos de Al o A gibsite – Al(OH) É o hidróxido de Al mais abundante nos solos. É mais abundante em solos muito evoluídos. Forma camadas octaédricas (dioctaédricas), que crescem pouco segundo a direcção z (vertical). 3.3.4. Óxidos de Fe Hematite (α - Fe2 O3) de cor vermelha forte o Goetite (α - FeOOH) de cor amarela ou amarelo-laranja o Lepidocrocite (γ FeOOH) de cor alaranjada o Maghemite (γ - Fe2 O3) de cor vermelho escura ou anegrada Ferrihidrite óxido de Fe de fraca cristalinidade, cor intermédia entre a goetite e a hematite. Ocorre nos horizontes B dos podzóis associado a compostos orgânicos Magnetite (Fe3O4) ocorre na forma de grãos negros magnéticos mas é herdado da rocha mãe. São muito abundantes nos solos, dispersos ou concentrados o São muito característicos pela coloração forte. Normalmente existem na fracção argilosa.
A unidade estrutural básica é octaédrica, em que cada átomo de Fe coordena à sua volta 6 O ou 6 O e OH. Os diferentes tipos de óxidos de Fe diferem entre si quanto à forma como os octaedros se organizam entre si. Existem dois tipos de arranjos: hexagonal (alfa - a) e cúbico (gama - g ). Os óxidos de Fe e Al apresentam carácter anfotérico. 3.3.5. Carbonatos Calcite (CaCO3) e a dolomite (MgCO3) são os carbonatos mais comuns nos solos. Podem formar-se nos solos ou ser herdados da própria rocha mãe, mas neste caso não é de natureza pedogenética. As fracções mais activas no solo são as de dimensão do limo e da argila. Quanto mais finamente dividido mais activo é quimicamente, dissolvendo-se com facilidade pela acção das águas com maior concentração de CO2.
- RELAÇÕES ENTRE A COMPOSIÇÃO GRANULOMÉTRICA E MINERALÓGICA DO SOLO
- CONCLUSÃO – Márcia Vital Os minerais do solo pertencem a dois grupos: mineral primário e mineral secundário, os primários são herdados de matéria praticamente inalterado a sua composição. O mineral primário é importante para a avaliação da evolução do solo e da sua reserva mineral. O quartzo e o feldspato são os minerais mais abundantes nas rochas da crosta terrestre e os mais resistentes. Quando encontrado no solo augite, plagioclase cálcica, olivina e hormeblinda, indica estado inicial de meteorização da rocha e evolução do solo. Minerais secundários podem ter três origens, sentilizados no próprio solo, a partir da meteorização dos minerais primários, são herdados do material orgânico. Os minerais secundários mais frequentes são; minerais de argila (silicato de alumínio no estado cristalino), silicatos não cristalinos, óxidos e hidróxidos de alumínio e ferro, carbonato de cálcio e de magnésio. Minerais de argila: São silicatos de alumínio no estado cristalino pertensentes ao grupo dos filossilicatos.
Estrutura do silicato: possuem uma estrutura cuja geometria é dominada pelo arranjo tridimensional do átomo de silício e oxigênio. Regra bem definida pela natureza química e pela geometria do próprio átomo. Filosilicato: partilha dos três oxigênios bassais de cada tetraendo, por isso sua estrutura tridimensional é mais complexa, originando estruturas planares. Unidade estrutural do mineral de argila: são constituídos por unidades tetraédricas com um cátion central. Muitos minerais de argila apresentam substituições isomórficas, o que permite manter as mesmas dimensões mais uma carga menor. As substituições isomórficas originam um excesso de cargas negativas (cargas intrínsecas ou permanentes). Cristais dos minerais de argila: resultam do empilhamento das laminas ou unidades estruturais, é caracterizada pela extensão lateral que depende das características das unidades estruturais; pela sua espessura, fortemente condicionada pela natureza das ligação e entre as unidades estruturais. Sobreposição de várias unidades estruturais: a sobreposição de várias unidades tetraédricas e octaédricas pode constituir dois tipos de camada ou lamina, chama-se camada aquela que resultam da sobreposição de uma camada tetraédrica com uma camada octaédrica ou aquela que resulta da sobreposição de uma camada octaédrica com duas camadas tetraédricas. Os minerais argilosos são eletronegativos, com estrutura eletrostaticamente desequilibrada, o que depende do excesso de carga negativa que se tornam cargas intrínsecas ou permanentes.
