MINERAIS DE ARGILA

Admite-se que os cristais dos minerais de argila são constituídos por lâminas de unidades estruturais, sobrepostas de forma análoga à que se verifica nos cristais de mica, estando os íons constituintes dispostos segundo um reticulado regular. No reticulado de íons de muitos minerais de argila existem duas unidades:

• Unidade Octaédrica - constituída por um íon de alumínio, ferro ou magnésio que ocupa o centro de um octaedro cujos vértices são ocupados por íons O2- ou OH-.

• Unidade Tetraédrica - formada por um íon de silício que ocupa o centro de um tetraedro cujos vértices são ocupados por íons O2- ou, em certos casos, OH-.

Figura 2.4 - Representação esquemática das unidades e camada tetraédrica (Grim, 1953).

As ligações entre estas unidades em uma camada e entre as camadas de cada lâmina são ligações com forte caráter covalente. Na ligação entre lâminas adjacentes, podem intervir ligações eletrostáticas ou essencialmente apenas forças coesivas de superfície (forças de Van der Waals) que são fracas em comparação com as de atração eletrostática (forças de Coulomb).

Em vários minerais de argila, a estrutura está eletrostaticamente desequilibrada, como resultado, segundo se admite, da substituição de íons durante a formação dos minerais, sem ou com pequena alteração das dimensões das unidades estruturais e denominadas, por isso, substituições isomórficas. É o caso da substituição de Si4+ por Al3+, ou de Al3+ por Fe2+, Mg2+ por Li+, que originam um excesso de cargas negativas. Esse assunto será tratado mais adiante.

Deste modo, os minerais de argila são eletronegativos, apesar que, em certas condições, possam apresentar “zonas” de carga positiva (Botelho da Costa, 1973).

Grupo da Caulinita

Este grupo inclui diversos minerais: caulinita, haloisita, dickita, nacrita e outros. De todos, a caulinita é o que tem maior importância nos solos e por isso será bastante explorado neste capítulo.

A caulinita é composta por uma única camada tetraédrica de sílica e uma camada octaédrica de alumina combinadas numa unidade estrutural. Uma vez que cada unidade contém uma camada de sílica e uma camada de alumina, diz-se que o mineral é do tipo 1:1.

A ligação entre as camadas duplas é feita por forças de Van der Waals e por pontes de hidrogênio bastante resistentes, o que lhes confere uma estrutura rígida e estável em presença de água.

Figura 2.5 - Estrutura de uma camada de caulinita; (a) atômica; (b) simbólica.

Um aspecto interessante é que a caulinita não apresenta (ou só em muito pequena escala) substituições isomórficas, pelo que não há praticamente excesso de cargas negativas resultantes deste mecanismo. Outro fato é que não se verifica entrada de líquido para o espaço entre unidades quando a argila é umedecida. A superfície específica da caulinita está apenas dependente de suas faces externas, sendo relativamente pequena.

Com relação as suas características estruturais, a caulinita possui carga elétrica e poder de retenção de água fraca, em comparação com os minerais dos outros grupos; praticamente não apresenta expansibilidade e torna-se plástica para teor de umidade relativamente baixo. A Figura 2.6 apresenta a estrutura da gibbsita (a), sílica (b), o processo de montagem da estrutura ideal da caulinita (c) e a estrutura final da caulinita (d).

Grupo da Montmorilonita

Este grupo, tal como o da caulinita, contém vários minerais; montmorilonita, beidelita, nontronita, saponita, hectorita etc., sendo o primeiro o mais importante desse grupo. A estrutura mais admitida para a montmorillonita é composta por duas camadas tetraédricas de sílica e uma camada octaédrica de alumina combinadas numa unidade estrutural. Trata-se por isso de um mineral do tipo 2:1.

O empilhamento das placas é regido por forças polares relativamente fracas e por forças de van der Waals. Entre essas placas existem lacunas denominadas galerias ou camadas intermediárias, nas quais residem cátions trocáveis como Na+, Ca2+, Li+, fixos eletrostaticamente e com a função de compensar cargas negativas geradas por substituições isomórficas que ocorrem no reticulado, como por exemplo, Al3+ por Mg2+ ou Fe2+, ou Mg2+ por Li+. Cerca de 80% dos cátions trocáveis na montmorilonita estão presentes nas galerias e 20% se encontram nas superfícies laterais.

Duas unidades adjacentes confrontam-se por oxigênios, o que dá ligações muito mais fracas entre as unidades em relação ao caso da caulinita. Daqui resulta, por um lado, clivagem muito fácil, e, por outro, a possibilidade de acesso de moléculas de água que se dispõem em várias camadas, outras moléculas polares e íons, entre unidades adjacentes. Deste modo, a montmorilonita tem reticulado expansível, variando o espaçamento basal com o grau de solvatação e a espécie de cátions presentes. A montmorilonita é caracterizada por carga elétrica, poder de retenção de água e expansibilidade elevados e tornar-se plástica para um teor de umidade superior ao correspondente à caulinita.

Grupo da Ilita

Trata-se de um grupo um tanto mal definido, constituído por vários minerais designados genericamente por ilitas. São semelhantes à muscovita, da qual diferem essencialmente por terem menos potássio e maior teor em água. Por esta semelhança, as ilitas são também freqüentemente designadas por minerais micáceos ou micas hidratadas.

A unidade estrutural das ilitas é composta por duas camadas tetraédricas de sílica com uma camada octaédrica de alumina central. São também, portanto, minerais do tipo 2:1. As camadas combinadas são ligadas por íons K

+

, não trocáveis, que são ligações mais frágeis que as das caulinitas.

Figura 2.8 - Estrutura básica da ilita.

Tal como na montmorilonita, há sempre consideráveis substituições isomórficas. Porém, há uma diferença muito importante: nas ilitas estas substituições dão-se principalmente nas camadas tetraédricas, em que há sempre substituições de silícios por alumínios, e a deficiência de carga que daí resulta é equilibrada por íons potássio, que fazem parte da malha cristalina e se situam entre camadas tetraédricas de unidades contíguas. Estas substituições não contribuem, portanto, para a carga elétrica de cristal.

As partículas da ilita apresentam, então excesso de cargas negativas resultantes de substituições isomórficas, mas devem-se apenas a substituições de alumínio nas camadas octaédricas. Os íons potássio da estrutura parecem atuar como pontes que ligam as unidades umas às outras e, desse modo, ao contrário do que sucede com a montmorilonita, o reticulado das ilitas é muito pouco expansível na presença da água e outros líquidos polares.

Outros Minerais de Argila

As vermiculitas e cloritas são muito menos abundantes nos solos tropicais que os minerais anteriores e por este motivo serão tratados com menor intensidade. As vermiculitas são minerais 2:1. A estrutura é semelhante à da biotita, estando às unidades adjacentes separadas por duas camadas apenas de moléculas de água.

Os cristais das vermiculitas são maiores do que os de montmorilonita. No entanto, as vermiculitas manifestam carga elétrica maior. Também possuem reticulado expansível, mas com menor expansibilidade que o grupo da montmorilonita.

Óxidos e Hidróxidos de Alumínio e Ferro

Quimicamente, os óxidos de ferro e alumínio liberados pelo intemperismo tropical na subsuperfície não são dissolvidos tanto quanto acontece em ambientes mais ácidos (típicos de regiões temperadas) e, por conseguinte, os mesmos tendem a permanecer in situ. O óxido de ferro é cristalizado como hematita na época seca e como goethita em um ambiente constantemente úmido. A gibbsita será o principal óxido de alumínio formado, resultando num solo de cores predominantemente vermelhas (hematita) ou amarelas (goethita).

Esses compostos químicos apresentam, geralmente, elevada superfície específica. São pouco plásticos ou não plásticos. Não apresentam expansão. Possuem CTC desprezível nas condições de pH predominantes nos solos e ao contrário dos argilominerais apresentam excesso de carga positiva em muitas situações.

A goethita, hematita, lepidocrocita e maghemita, em ordem decrescente, são os oxi-hidróxidos de ferro mais comuns nos solos. A formação dos oxi-hidróxidos de ferro pedogenéticos depende de vários fatores que refletem o ambiente pedogenético no qual eles foram formados (Schwertmann e Taylor, 1989).

A unidade básica estrutural para todos os óxidos de Fe é o octaedro, no qual cada átomo de Fe

é rodeado ou por seis oxigênios ou também por íons O2- e OH-. Assim, vários óxidos de Fe

diferem principalmente no arranjo do octaedro. O oxigênio e os íons OH- formam camadas

empacotadas hexagonalmente, denominadas α-fases, ou empacotadas cubicamente, denominadas γ-fases.

A hematita, α-Fe2O3, é um mineral secundário não-magnético e avermelhado, presente principalmente em solos bem drenados. A hematita no solo é favorecida pela alta razão de liberação de ferro, pela rápida decomposição de matéria orgânica, boa aeração, temperatura do solo quente e pH neutro.

A goethita, α-FeOOH, é um mineral secundário não-magnético marrom-amarelado, presente na maioria dos solos. Nos solos é favorecida pela média a baixa temperatura, ambiente úmido, presença de matéria orgânica, baixa taxa livre de ferro, aeração restrita e pH médio para ácido.

A lepidrocrocita, γ-Fe2O3, é um mineral alaranjado, secundário não-magnético presente em solos não calcáreos em regime de saturação sazonal. A maghemita, γ-Fe2O3, é um mineral secundário magnético, marrom-avermelhado, presente em solos bem drenados das áreas tropicais, ou lugares onde os solos tenham sido aquecidos a temperaturas relativamente altas, tais como onde a vegetação tenha sofrido queimada.

A magnetita é um mineral primário, magnético, preto, herdado de rochas ígneas. Goethita, hematita, maghemita, lepidocrocita são pigmentos fortes, esses justificam a maioria das cores vermelhas e marrons nos solos. A magnetita geralmente ocorre sob partículas do tamanho de areia e silte, assim ela não dá ao solo cor preta.

A presença de minerais de óxido de ferro influi na natureza da carga, tanto o tipo quanto a magnitude (Eswaran et al., 1983). Com o intemperismo e a formação do solo, argilas alumino-silicatadas, tendo permanente carga de superfície negativa, são progressivamente destruídas e há uma relativa acumulação de oxi-hidróxidos de ferro e de alumínio (sesquióxidos) resultando em solos com cargas de superfície dependente do pH, isto é, a carga poderá ser negativa ou positiva, dependendo do pH do solo.

De acordo com Raij (1971), as características mineralógicas dos solos afetam também o Ponto de Carga Zero (PCZ), propriedade que será explorada em outro item. O autor menciona que a presença de caulinita, silicato de alumínio de baixa atividade associada a baixos teores de argilas sesquioxídicas, ocasiona uma diminuição no PCZ, enquanto que solos ricos em sesquióxidos apresentam maiores valores de PCZ.