A Dissolução da Sílica

Segundo Bittencourt Rosa (1988), a sílica (SiO2) apresenta-se na natureza de diversas

formas polimorfas: o quartzo, a tridimita, a cristobalita, a keatita, a estichovita, coesita, melanoflogita, lechatelierita (sílica vidro), calcedônia e opala. Mas dentre todas essas formas cristalinas o quartzo, a cristobalita e a tridimita são as formas principais. A tridimita é um mineral estável entre as temperaturas de 870ºC a 1470ºC. Abaixo da temperatura de 870°C ela se transforma em quartzo e acima de 1470°C, em cristobalita. Estas transformações são reversíveis e lentas.

Esse autor (op.cit.) considera também que a tridimita é encontrada mais facilmente em rochas vulcânicas ácidas do tipo andesíticas e riolíticas, e normalmente ela se transforma em quartzo. Já a cristobalita é um mineral estável de sílica acima dos 1470º C, com ponto de

40 fusão aos 1720º C. A cristobalita possui uma variedade fibrosa sendo encontrada mais comumente associada com a opala e a calcedônia. Além disto, este mineral é também mais comumente encontrado em rochas vulcânicas acidas riolíticas.

Já o quartzo, na visão de Fernandes (2007), possui diferentes variedades em função do grau de cristalinidade e da cor. As variedades microcristalinas de quartzo são geralmente depositadas pela precipitação de soluções aquosas, e ocorrem como cimentante e preenchendo vazios de muitas rochas vulcânicas e sedimentares.

Segundo Fernandes (2007), o quartzo é um mineral comum abundante em uma grande variedade de ambientes geológicos. No colapso de rochas que contêm quartzo, por sua estabilidade química e mecânica, ele persiste como grão detrítico, formando os depósitos de areia, sendo essencialmente o único material presente nos arenitos e quartzitos.

Ainda sobre a sílica amorfa, é importante destacar que, de acordo com Bittencourt Rosa (1988), ela consiste em conjunto de pequenas partículas de sílicas, hidratadas ou não. Para ele, a sílica amorfa possui a mesma composição química da sílica não amorfa, mas não tem um arranjo atômico definido. Na natureza, a sílica amorfa é formada por condensações lançadas por erupções vulcânicas ou por depósitos de soluções saturadas. Para esse autor (op.cit.), a polimerização deste tipo de estrutura é obtida em temperaturas ambientes baixas, na presença de soluções ligeiramente ácidas. A sílica amorfa é geralmente estável em temperaturas abaixo de 60º C.

Segundo Baummann (1955), a sílica amorfa possui uma solubilidade uniforme em pH neutro, e que no pH compreendido entre 3 e 6, a taxa de dissolução aumenta com o aumento do pH e da temperatura.

No entanto, para há uma diferença entre a dissolução do quartzo e dos minerais silicatados. Isto, porque o quartzo em rochas quartzíticas ou areníticas pode ser solubilizado por processos de hidratação da sílica, produzindo assim o ácido silícico. O autor chama a atenção para o fato de que este processo de dissolução pode ser aumentado com a adição de ácidos orgânicos. Deste modo, a dissolução do quartzo na água é relativamente simples pelo processo de hidratação com a formação do ácido silícico, como demonstrado a seguir:

41 De acordo com Martini (2000), o ácido silícico desidratado parcialmente forma polímeros como:

2H4SiO4(aq) ↔ H6Si2O7 (aq) + H2O

A formação deste polímero é, contudo insignificante no domínio do quartzo com elevada saturação. As soluções tornam-se as espécies predominantes. O monômero se dissocia ionicamente como demonstrado por Martini (1991):

H4SiO4(aq) ↔ H3SiO4- + H+

Esta reação aumenta a solubilidade do quartzo, mas somente com o pH acima de 9. Abaixo deste valor, a solubilidade da sílica não é afetada pela mudança do pH e pela concentração iônica em solução. Mas a junção do ácido silícico com o ácido orgânico pode aumentar a solubilidade do quartzo (SUMMERFIELD, 1991).

Em contrapartida, a solubilidade dos minerais silicatados, como os feldspatos, possui maior complexidade já que a solubilidade dependerá das propriedades iônicas da solução, além dos valores de pH (NAHON, 1991). De acordo com Martini (2000), a dissolução química dos minerais silicatados em água pura e em temperaturas ambientes resulta em complexos silicatados semelhantes aos que ocorrem na dissolução do quartzo, que é dissociado por ser ionicamente pobre.

Assim, segundo Martini (2000), o balanceamento dos cátions dos minerais silicatados como K+, Na+, Ca2+, Mg2+ Fe2+, Fe3+, e Al3+, forma os monômeros valentes e bivalentes. No equilíbrio da adsorção de H+ na estrutura da sílica, a OH- (hidroxila ou oxidrila) é produzida na dissociação da água, resultando numa solução alcalina. Desde que a OH- é envolvida na solubilidade dos produtos de minerais de sílica, o pH influencia na solubilidade com o aumento da acidez.

Este autor (op. cit.) também ressalta que, de forma inversa, a solubilidade do quartzo é aproximadamente constante com valores de pH abaixo de 9. A dissolução da maior parte das rochas silicatadas gera deposição e a formação de novos minerais. Estes minerais secundários

42 contêm, comumente, cátions trivalentes que consistem na formação dos minerais de argila e dos óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio. Estes se formam geralmente a moderados valores de pH, e são excluídos em ambientes extremamente ácidos onde a dissolução é praticamente congruente.

Briceno (1991) lembra que a adição de ácidos orgânicos, aliados aos baixos valores de pH, são elementos importantes para solubilizar o quartzo. Mas estes dois últimos elementos descritos tendem a ser mais relevantes, quando há processo de hidratação, e com esse novo componente, o quartzo tende a ser solubilizado mais facilmente.

Geomorfologicamente, a evolução das paisagens quartzíticas a partir da dissolução do quartzo, segundo Briceno e Schubert, (1990), envolve a dissolução e a solubilização da matriz detrítica dos grãos deste mineral. Desta forma, o intemperismo em quartzitos consiste na dissolução do quartzo junto ao arranjo dos cristais. Esses arranjos são progressivamente quebrados, até que o quartzito perca a coesão e se reduza à areia. Em sub-superficie, o intemperismo ocorre preferencialmente nos planos de estratificação, isso porque a água é capaz de penetrar inicialmente nas fissuras planares.

Mesmo diante de todas essas situações anteriormente colocadas, a dissolução do quartzo tende a ser muito lenta, sendo necessário um longo tempo. Mas Martini (2000) chama a atenção para o fato que essa dissolução pode ser acelerada desde que água penetre em estruturas planares, quando o fluxo de água se torna lento e tende a ficar retido nas mesmas.