COMPOSIÇÃO DA FASE SÓLIDA MINERAL DO SOLO

1 INTRODUÇÃO

O solo é constituído por três fases: uma sólida, uma líquida e uma gasosa. A fase sólida é composta de uma fração mineral e uma fração orgânica. Abordando a composição da fração sólida mineral do solo, destaca-se que a importância do conhecimento mais detalhado da fase sólida deve-se ao seu íntimo contato com a fase líquida, a solução do solo. É da solução do solo que as plantas retiram os nutrientes necessários ao seu crescimento e desenvolvimento, mas é a fase sólida que controla, em grande parte, a composição da solução do solo.

Os minerais que estão presentes nos solos podem ser herdados, ou originam-se a partir dos constituintes minerais das rochas pela ação dos fatores de formação do solo ao longo do tempo (intemperismo). As rochas fragmentam-se, dissolvendo-se e liberam elementos (cátions e ânions) que podem se organizar em novas estruturas, originando novos minerais.  A composição mineralógica do solo depende do material de origem e do grau de intemperização a que esteve submetido. Assim, solos de regiões tropicais têm composição mineralógica bastante diferente da dos solos de regiões temperadas, pois se desenvolvem sob condições quentes e úmidas, favorecendo a presença de minerais em estádios mais avançados de intemperismo.

            2 OS MINERAIS DO SOLO

Os elementos encontrados em maiores quantidades em solos são o O, Si, Al, Fe, Ca, K, Na, e Mg. O oxigênio é o elemento que prevalece, compreendendo cerca de 47% do peso da crosta terrestre e 90% do seu volume (Tabela 1). Esses elementos compõem os minerais da fração inorgânica do solo e, normalmente, representam mais de 90% da fase sólida, e suas propriedades, como tamanho, área superficial e cargas elétricas, afetam importantes processos e reações em solos.

Um mineral é um sólido homogêneo, com uma composição química definida e um arranjamento atômico ordenado. Os minerais são, primeiramente, divididos em classes, dependendo do ânion ou do grupo aniônico dominante. As classes são: a) elementos nativos, b) sulfitos, c) sulfosais, d) óxidos e hidróxidos, e) haletos, f) carbonatos, g) nitratos, h) boratos, i) fosfatos, j) sulfatos, l) tungstatos, m) silicatos. Essas classes são, então, subdivididas com base na estrutura química e nas semelhanças na estrutura (Schulze, 1989).

Os elementos nativos, sulfosais, nitratos, boratos e tungstatos, pertencem às classes de minerais de menor importância em solos.

Os minerais dos solos também podem ser divididos em minerais primários e minerais secundários, com tamanho variando desde <0,002 mm até matacão e rochas (Figura 1).

Figura 1 - As frações de tamanho da fase sólida do solo.

Fonte:http://disciplinas.stoa.usp.br/pluginfile.php/130974/mod_resource/content/1/TextoSOloV5.pdf

Um mineral primário é aquele que não foi alterado quimicamente desde a sua deposição e cristalização da lava derretida. Os minerais primários são formados em temperaturas elevadas e, em geral, são derivados de rochas ígneas ou metamórficas, mas podem também ser herdados de rochas sedimentares. Exemplos de minerais primários comuns em solos incluem o quartzo e feldspatos. Outros minerais primários que podem ser encontrados em solos, em menores quantidades, são piroxenos, micas, anfibólios e olivinas. Os minerais primários ocorrem, principalmente, nas frações areia e silte, mas podem, também, ser encontrados em frações da argila levemente intemperizadas. A ocorrência dos minerais primários pode fornecer informações importantes, como grau de evolução do solo e sua reserva mineral. 

Um mineral secundário é aquele resultante da intemperização de um mineral primário, quer seja pela alteração da estrutura, quer pela reprecipitação de produtos da intemperização de um mineral primário. São formados por reações em baixas temperaturas, podendo originar-se de rochas sedimentares ou de processos de intemperização dos solos. Os minerais secundários comuns em solos são os aluminossilicatos, como a caulinita e a montmorilonita; os óxidos, como a gibbsita; os materiais amorfos, como o alofano, o enxofre e os carbonatos. As classes de minerais primários e secundários não são mutuamente exclusivas, ocorrendo, em alguns minerais, em ambas as classes.

2.1 PRINCIPAIS CLASSES DE MINERAIS

As principais classes de minerais que ocorrem em solos são apresentadas a seguir:

2.1.1 Minerais não silicatados

a) Haletos, Sulfatos e Carbonatos - é um grupo de minerais com estruturas relativamente simples. As ligações entre os cátions e ânions que compõem as suas estruturas são predominantemente iônicas. Os principais representantes desse grupo são a halita (NaCl), o gesso (CaSO₄.2H₂O), a calcita (CaCO₃) e a dolomita [(CaMg)CO₃]. Esses minerais são muito solúveis e facilmente intemperizáveis. São encontrados em regiões semiáridas, que têm baixa disponibilidade de água para intemperizá-los, e em solos jovens de regiões mais úmidas onde os processos de intemperização tenham sido mínimos.

b)  Sulfitos – a pirita (FeS₂) é o principal mineral dessa classe, ocorre em solos associada ao carvão ou em sedimentos marinhos nos depósitos orgânicos, causando problemas de acidificação do solo com a sua oxidação, pela formação de ácido sulfúrico (H₄SO₄).

c) Óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos - os minerais primários decompõem-se durante os processos de intemperismo, liberando cátions e ânions que se recombinam para formar outros minerais mais estáveis. Muitos elementos, particularmente Al, Fe e Mn, formam óxidos, hidróxidos ou oxihidróxidos que são estáveis em solos intemperizados, como em muitos solos brasileiros. Os óxidos de alumínio e de ferro afetam importantes propriedades químicas dos solos.

Os óxidos de ferro ocorrem em maiores quantidades na fração argila dos solos. O tipo de óxido que ocorre no solo reflete as condições ambientais que determinaram a sua formação. Os óxidos de ferro são originários da decomposição de minerais primários ferro-magnesianos, como olivinas, piroxênios e anfibólios e são encontrados, principalmente, em rochas magmáticas básicas como o basalto. O ferro liberado pelos minerais primários pode ser complexado pela matéria orgânica, pode ser incorporado na estrutura dos minerais que estão se formando por substituições isomórficas, pode ser precipitado sob a forma de oxihidróxidos ou ainda ser absorvido pelas plantas.

Os óxidos de ferro mais importantes são:

Goethita (FeOOH) – a estrutura básica é constituída por cadeias duplas de octaedros de Fe-O-OH. É a forma mineral mais estável dos óxidos de ferro em solos, ocorrendo em quase todas as regiões e climas. A sua formação é favorecida, em regiões de baixas temperaturas, quando no processo de intemperização há um baixo fluxo de íons de ferro divalente (Fe²⁺) para o ambiente, condições de elevados teores de umidade, de matéria orgânica, de pH ácido e de teores de alumínio trocável elevado. Confere a coloração amarelada e marrom aos solos e pode ocorrer associada à hematita. No estado do Rio Grande do Sul, ocorre predominantemente na região dos Campos de Cima da Serra.

Hematita (Fe₂O₃) – a estrutura básica é constituída também por octaedros de Fe, rodeado por seis átomos de O e/ou OH. Formam-se em condições opostas às da goethita, em climas quentes e úmidos, predominantemente de rochas com alta concentração de minerais ferro-magnesianos. Apresenta alto poder de pigmentação, conferindo a cor vermelha aos solos. A goethita e hematita são estáveis em solos oxidados e instáveis em condições de redução.

Lepidocrocita (FeOOH) – é menos frequente em solos que a goethita e a hematita. Ocorre em ambientes hidromórficos (com excesso de água e deficiência de oxigênio), ou seja, em solos de má drenagem.

Ferrihidrita (Fe₁₀O₁₅.9H₂O) – constitui-se de uma forma mal cristalizada de ferro, de coloração marrom, e ocorre em situações de má drenagem (como na lavoura do arroz).

Magnetita – tem propriedades magnéticas, podendo ser detectada nos solos com um ímã.

Maghemita – é comum em solos altamente intemperizados dos climas tropicais.

Os óxidos de alumínio que podem ser encontrados em solos são a bayerita, a boehmita, a diáspora e a gibbisita. O óxido de alumínio mais importante é a gibbisita Al(OH)₃, cuja estrutura, cristalina e octaédrica, é constituída de dois planos de OH^- com íons Al³⁺ entre eles (Figura 3). É o óxido de alumínio mais importante em solos, encontrado com frequência nos solos intemperizados das áreas tropicais. No Brasil, ocorre comumente em Latossolos do estado de Goiás e do Distrito Federal.

  

Os óxidos de manganês estão, na sua maioria, em formas cristalinas, podem adsorver metais pesados, e são os oxidantes naturais de metais, como o As³⁺ e o Cr³⁺.

Óxidos de titânio – são muito resistentes ao intemperismo. Os mais comuns são o anatásio e o rutilo, que praticamente, não têm importância agrícola. São úteis para a identificação e classificação de solos e materiais de origem.

a) Fosfatos – esses minerais ocorrem em pequena porcentagem da fase sólida do solo. São formados sob as mais diferentes condições ambientais. Podem se apresentar em inúmeras estruturas, em formas cristalinas e não-cristalinas. A apatita é o mineral fosfatado mais frequentemente identificado em solos, e sua intemperização dá origem a várias espécies de minerais fosfatados secundários. Em geral, os fosfatos cristalinos são utilizados para a fabricação de fertilizantes fosfatados solúveis, pela sua acidulação com ácidos fortes (em geral o H₂SO₄). Os não-cristalinos são utilizados para aplicação direta aos solos. No Brasil, existem extensas jazidas de fosfatos cristalinos, como as de Araxá e de Pato de Minas, por exemplo. As jazidas de fosfatos naturais mais importantes para a aplicação direta ao solo são encontradas na África e em Israel.

2.1.2 MINERAIS SILICATADOS

A classe dos minerais silicatados constitui um importante grupo dos minerais em solos, uma vez que cerca de 40% dos minerais comuns são silicatados. Constituem mais de 90% da crosta terrestre e ocorrem tanto em minerais primários, herdados de rochas ígneas ou metamórficas, como em minerais secundários, formados pela intemperização dos produtos dos minerais primários.

A unidade fundamental de formação de um mineral silicatado é o tetraedro de silício (SiO₄). Ele consiste em quatro átomos de O^2- coordenados por um átomo de Si⁴⁺, no centro (Figura 4). Os tetraedros individuais ligam-se uns aos outros pelo compartilhamento dos íons O^2-, formando estruturas mais complexas. O tetraedro pode estar presente nos minerais como um único tetraedro (nesossilicatos), como tetraedros duplos (sorossilicatos), unindo-se na forma de anéis (ciclossilicatos), na forma de cadeias simples ou duplas (inossilicatos), organizando-se em camadas constituídas do empilhamento de lâminas tetraedrais unidas a lâminas octraedrais (filossilicatos), ou organizados em estruturas tridimensionais (tectossilicatos) (Tabela 2). Os filossilicatos ocorrem predominantemente na fração argila dos solos, juntamente com os óxidos, sendo, por essa razão, comumente denominados argilominerais.

Os principais minerais silicatados que ocorrem os solos são:

a)  Nesossilicatos – esses minerais são constituídos basicamente de tetraedros isolados de silício, ligados por Mg ou Fe. O principal representante da classe é a olivina, comum em rochas magmáticas e metamórficas. Apresenta-se com coloração escura, sendo de fácil decomposição. 

b) Inossilicatos – apresentam estrutura em forma de cadeias simples ou duplas de tetraedros isolados se silício, ligadas a cátions. São minerais escuros encontrados em rochas básicas, como o basalto. São de decomposição rápida, liberando cátions, como Mg, Ca, Fe, além de Al, Si e O, que podem formar novos minerais. Destacam-se nesta classe os piroxênios e os anfibólios.

c)  Sorossilicatos – a estrutura desses minerais é constituída de duplos tetraedros de silício unidos por um átomo de oxigênio basal, compartilhado. Exemplos da classe são as melilitas e o epidoto. 

d) Ciclossilicatos – são consituídos de tetraedros de silício em estruturas de anéis fechados.

e) Tectossilicatos - a estrutura dos minerais dessa classe apresenta empilhamento de tetraedros de silício em arranjo tridimensional. Os representantes mais comuns da classe são o quartzo e os feldaspatos. 

O quartzo é o mineral mais comum na fração areia dos solos; é incolor e resistente ao intemperismo. Sua importância está mais associada à parte física do solo, influenciando a sua textura (quanto mais quartzo, mais arenoso é o solo). Está presente em rochas graníticas, metamórficas e sedimentares.

A estrutura dos feldspatos consiste no empilhamento de tetraedros de silício em arranjo tridimensional, como no quartzo; em alguns tetraedros ocorre, entretanto, substituição do Si⁴⁺ por Al³⁺, e a carga negativa resultante é neutralizada por cátions K⁺, Na⁺, Ca²⁺, entre outros, originando os diferentes feldspatos. São minerais de cores claras, comuns nas frações areia e silte dos solos, podendo também aparecer na fração argila. Ocorrem em rochas ígneas e metamórficas. Os feldspatos podem ser potássicos (ortoclásio, K₂OAl₂O₃6SiO₂) ou calco-sódicos (plagiocásios: Na₂OAl₂O₃6SiO₂ – albita, e CaAl₂O₃2SiO₂ – anortita). São importantes porque liberam, na sua decomposição, nutrientes para as plantas, como o K e o Ca e outros íons (Al, Si, O) que podem dar origem a minerais secundários.

Quanto aos filossilicatos, devido à especial importância no solo, sua abordagem será realizada em separado.

2.1.3. MINERAIS FILOSSILICATOS

     Os filossilicatos são os minerais que predominam na fração argila dos solos e apresentam estruturas formadas pela sobreposição de lâminas de tetraedros de silício, formando camadas que podem se empilhar sucessivamente, como nas folhas de um livro (daí a origem do nome de filossilicatos). O empilhamento dessas camadas, que é variável, e a extensão do empilhamento determinam o tamanho do cristal e o tipo de mineral que é formado. Os principais minerais desse grupo são as micas, a caulinita, as esmectitas, a vermiculita, a ilita e a clorita.
     Para melhor compreensão da estrutura dos filossilicatos, deve-se considerar que os átomos tenham a forma esférica, isto é, que sejam esferas com diferentes tamanhos. A melhor forma de “acomodar” as esferas num plano é dispondo-as num arranjo hexagonal (Figura 5). Colocando um outro plano de esferas sobre o primeiro. Este naturalmente se “encaixará” nos espaços existentes entre as esferas do primeiro plano hexagonal. Os espaços existentes entre as esferas maiores (átomos de O^2-) dos dois planos superpostos são ocupados por esferas de raio bem menor (átomos de Si⁴⁺ e Al³⁺), compartilhando elétrons de modo a satisfazer as necessidades das duas figurações eletrônicas. O átomo de Si⁴⁺ pode coordenar quatro átomos de oxigênio ao seu redor, num arranjo tetraedral (Figura 5). O átomo de Al³⁺ pode coordenar seis oxigênios (três de cada plano) ao seu redor, num arranjo octaedral (Figura 5.1).

Planos de tetraedros de Si⁴⁺ (lâminas) e planos de octaedros de Al³⁺ (lâminas), superpostos, formam camadas que compõem a estrutura básica de diversos minerais filossilicatos em solos. Na figura 5.2, são apresentadas essas estruturas e sua representação através de diferentes tipos de modelos.

Na formação dos filossilicatos, quando uma lâmina de tretraedros de Si se une a uma lâmina de tetraedros de alumínio, formando uma camada que se repete de forma idêntica no empilhamento, origina-se um mineral denominado do tipo 1:1. Na formação dos filossilicatos também pode ocorrer um empilhamento, de maneira que uma lâmina de octaedros de alumínio fique entre duas lâminas de tetraedros de silício (como num sanduíche), ficando, dessa forma, a camada constituída de duas lâminas de silício para uma de alumínio, dando origem, assim, aos minerais do tipo 2:1. 

Figura 5 - Lâmina tetraedral vista sob diferentes ângulos e diferentes formas de representações.

Fonte: Adaptado de (Schulze, 1989).

Figura 5.1 - Lâmina octaedral vista sob diferentes ângulos e diferentes formas de representações.

Fonte: Adaptado de (Schulze, 1989).

Figura 5.2 – Lâminas tetraedrais e octraedrais constituindo as camadas de argilominerais do tipo 1:1 e tipo 2:1.

Figura 5.3 – Para a melhor compreensão de como funciona o arranjo dos átomos no plano hexagonal, elaborou-se arranjos simples das unidades básicas de formação dos minerais usando esferas de diferentes tamanhos (bola de sinuca, bolinha de gude e esfera automotiva). Utilizou-se paquímetro digital para medir as esferas e possivelmente explicar a influência do raio do átomo no processo de formação e compartilhamento de elétrons nas possíveis camadas. Observa-se que não há o “encaixe” perfeito das esferas menores entre as esferas (“átomos”) maiores.

Se as ligações entre as camadas não são fortes, elas podem se expandir quando hidratadas (como numa gaita de foles), e o mineral é dito expansível. Por outro lado, se as ligações entre as camadas forem fortes, impedindo a sua separação, os minerais formados não serão expansíveis. Os principais filossilicatos que ocorrem na fração argila do solo são os seguintes:

a) Caulinita - constituída por lâminas tetraedrais de Si⁴⁺ ligadas a lâminas octaedrais de Al³⁺_, através do compartilhamento dos oxigênios apicais dos tetraedros (Figura 6), sendo, portanto, um mineral do tipo 1:1. A caulinita é um mineral secundário do solo, sendo formado pela intemperização dos feldspatos e das micas. A caulinita é o principal argilomineral presente na maioria dos solos ácidos tropicais e subtropicais, juntamente com os óxidos de ferro e alumínio.

Devido à ligação forte entre as camadas (ligações O-OH ou pontes de hidrogênio), o mineral não é expansível, mantendo uma distância fixa entre as camadas de 0,75 nm.

Figura 6 - Estrutura cristalina da caulinita demonstrando a distância de 0,72 nm entre as camadas.

Fonte: Adaptado de (Schulze, 1989).

      A fórmula química típica da caulinita é Al₄Si₄O₁₀(OH)₈.Observa-se que o número de cargas positivas nesse mineral [4 x Al³⁺ + 4 x Si⁴⁺ = (4 x 3) + (4 x 4) = 28 ] é exatamente igual ao número de cargas negativas [10 x O^-2 + 8 x OH^-1 = (10 x -2) + (8 x -1) = - 28], resultando numa estrutura neutra (+ 28 - 28 = 0). Entretanto, podem ocorrer cargas negativas nas bordas desses minerais pela dissociação de prótons H⁺ do grupo OH^-. Devido à neutralidade da estrutura desse mineral e ao fato de o aparecimento das cargas na sua periferia não serem muito significativa, os solos em que a caulinita é predominante, como, por exemplo, os Latossolos brasileiros, apresentam baixa capacidade de troca de cátions. Por outro lado, por serem minerais não expansivos, promovem boas características físicas ao solo (agregação, aeração, drenagem).

Figura 6.1 – Modelo estrutural da caulinita (argilomineral do tipo 1:1).

b) Haloisita - sua estrutura é semelhante à da caulinita, isto é, do tipo 1:1, podendo apresentar, porém, moléculas de água estruturais entre as camadas, o que expande a distância entre elas para 1,0 nm. É menos frequente em solos, ocorrendo principalmente em solos derivados de depósitos vulcânicos.

c) Micas - as micas são argilominerais do tipo 2:1, isto é, constituídas de uma lâmina octaedral de Al entre duas lâminas tetraedrais de Si (Figura 6.2). Os cátions encontrados na lamina octaedral são o Al, o Mg e o Fe. Se o cátion que ocupar o centro dos octaedros for trivalente, somente duas das três posições possíveis nas lâminas octaedrais podem ser ocupadas, sendo a lâmina denominada de dioctaedral. Se o cátion é divalente, as três posições são ocupadas, e a lâmina é denominada trioctaedral.

Nos tetraedros de silício pode haver substituição de Al³⁺ por Si⁴⁺, originando, assim, cargas negativas nesse mineral, as quais são compensadas parcialmente pelo cátion K⁺ nas entrecamadas, com ligação forte, o que impede a sua expansão. As micas apresentam uma distância basal fixa de 1,0 nm entre as camadas.

  

As micas são minerais primários do solo, e as mais comuns são a muscovita (dioctaedral), de coloração branca e a biotita (trioctaedral), de coloração escura. A muscovita (K₂O₃Al₂O₃.6SiO₂.2H₂O) decompõe-se lentamente no solo e é encontrada em diversas rochas, como granito, gnaisse e micaxisto. A biotita K(Fe, Mg)₃ Si₃AlO₁₀ (OH)₂ também pode ser encontrada no granito, no gnaisse e no micaxisto, sendo de decomposição mais fácil. As micas são importantes fontes de potássio no solo.

Figura 6.2.1 – Estrutura trioctaedral da Biotita e estrutura dioctaedral da muscovita.

d) Ilita - apresenta uma estrutura muito semelhante à da mica. Sendo denominada também de mica hidratada, por apresentar moléculas de água na estrutura. A ilita é menos cristalina que a mica e contém menos potássio. Não apresenta expansão entre as camadas e o espaçamento entre ela é fixo, de 1,0 nm.

Figura 6.3 - Representação (com esferas) da estrutura da Ilita. As esferas amarelas na entrecamada representam íons K⁺.

e) Vermiculita - é um argilomineral do tipo 2:1 derivado da transformação das micas pelo intemperismo. A vermiculita apresenta maior substituição isomórfica na camada tetraedral (Al³⁺ substitui o Si⁴⁺), originando um excesso de cargas negativas que vão se manifestar na superfície interna do mineral, nas entrecamadas, A vermiculita é expansível, e o espaçamento entre as camadas é de 1,4 nm, podendo variar de 1,0 nm, quando retém o íon K⁺ entre as camadas, ou até cerca de 1,5 nm, quando existem moléculas de água e cátions hidratados nas entrecamadas (Figura 6.4). Devido à expansão, a superfície interna das entrecamadas fica exposta, o que aumenta significativamente a área superficial especifica (em torno de 750 g m^-²) e a CTC desse mineral, que é de aproximadamente 160-200 cmol_c Kg^-¹, das quais mais de 95% localizam-se na superfície interna do argilomineral.

A capacidade de expansão e de contração da vermiculita confere aos solos características de plasticidade e de pegajosidade, o que dificulta o manejo agrícola dos solos, onde ocorre em quantidades significativas.

Figura 6.4 - Estruturas da Montmorilonita (2:1 dioctaedral) e da Vermiculita (2:1 trioctaedral) com presença de cátions trocáveis nas entrecamadas.

f) Clorita - não é tão abundante como outros argilominerais em solos. É menos estável em condições de solos ácidos e pode ser rapidamente alterada. Apresenta uma estrutura formada por quatro lâminas de poliedros. Três lâminas são unidas quimicamente para formar uma camada 2:1, estruturalmente semelhante à da mica. A quarta lâmina têm estrutura de hidróxi entrecamadas, como gibbsita [(Al(OH)_x] ou como brucita [(Mg(OH)_x]. Devido a essa estrutura, muitas vezes é referida como uma argila 2:1:1.

A clorita apresenta, geralmente, coloração esverdeada, sendo herdada de minerais primários encontrados em rochas metamórficas ou rochas ígneas. Pelo intemperismo, a clorita forma a vermiculita e as esmectitas.

Figura 6.5 – Estrutura cristalina da clorita.

g) Esmectitas - os principais minerais desse grupo são a montmorilonita, a beidelita e a nontronita; são minerais do tipo 2:1. As substituições isomórficas do Al³⁺ por Fe²⁺ e Mg²⁺, na lâmina octaedral, dão origem às cargas negativas, que vão se manifestar na superfície do mineral, sendo, por isso, mais fracas. Assim, as esmectitas podem expandir mais do que a vermiculita: a distância entre as camadas varia de 1,0 a 2,0 nm. Apresentam alta CTC (de 80 a 120 cmol_c Kg^-¹) e grande expansividade das camadas permite a entrada de cátions hidratados, de moléculas de água e de moléculas orgânicas polares, como as de herbicidas e fungicidas, por exemplo.

Devido às características de expansão e contração, causam problemas de manejo nos solos onde ocorrem: quando úmido, são muito plásticos e pegajosos e, quando secos, ficam muito duros e com fendilhamentos. Em solos escuros da região Campanha do estado do Rio grande do Sul, as esmectitas são argilominerais predominantes. A montmorilonita é o mineral mais expressivo do grupo, e sua fórmula típica é M_x(Si₈)Al_3,2Fe_0,2Mg_0,6O₂₀(OH)₄, onde x, a carga líquida da camada, varia de 0,5 – 1,2.

h) Minerais 2:1 HE - são minerais semelhantes aos do tipo 2:1, porém com uma diferença importante, o que se deve à deposição de polímeros de alumínio nas entrecamadas do mineral (Figura 2.9). Podem se originar de outros argilominerais, como, por exemplo, da vermiculita e das esmectitas. São identificados pela terminação HE (hidróxido entrecamadas). Assim uma esmectita como hidroxi-Al entrecamadas é grafada como EHE; uma vermiculita, como VHE.

A lâmina octaédrica do polímero de alumínio que se deposita nas entrecamadas do mineral, parcial ou totalmente, é fortemente retida, bloqueando o acesso à superfície interna do mineral, o que reduz a sua CTC (10 a 40 cmol_c Kg^-¹) e não permite a sua expansão, mantendo um espaçamento fixo de 1,4 nm. Nos solos ácidos do Brasil é comum encontrar-se esse tipo de mineral.

i) Argilominerais interestratificados – minerais estratificados ocorrem com frequência em solos. Apresentam, simultaneamente, estrutura de dois ou mais minerais distintos, como, por exemplo, mica-ilita, ilita-montmorilonita, mica-ilita-vermiculita. Isso ocorre devido a transformações parciais do mineral original em um novo mineral. Os minerais interestratificados apresentam, assim, propriedades diferentes nas porções correspondentes do mineral, podendo, por exemplo, ser expansivo em determinada porção, e não-expansivo em outra.

Os principais argilominerais do tipo 2:1 têm características que são importantes para os solos agrícolas, destacando-se: a) substituição isomórfica; b) alta CTC independente do pH (cargas permanentes); c) alta área superficial especifica; d) expansividade (exceções: minerais 2:1 HE e ilita).

Os argilominerais do tipo 2:1 são mais comuns em regiões de climas temperados e não são estáveis em ambientes quentes e úmidos, como nas regiões tropicais, sendo de pouca ocorrência nessas regiões. Na região sul do Estado do Rio Grande do Sul, na fração argila de algumas unidades de solos, frequentemente ocorre argilominerais do tipo 2:1.

Figura 6.6 – Argilomineral interestratificado com presença simultânea de dois minerais distintos do tipo 2:1 e tipo 2:1:1.

j) Outros aluminossilicatos - outros minerais aluminossilicatados de menor importância são a alofana e a imogolita, os maiores componentes de solos vulcânicos, como os da América Central, do Japão e do Hawai. A alofona é constituída por quantidades variáveis de O²^-, OH^-, Al³⁺ e Si⁴⁺, apresentando-se em forma de partículas esféricas. A imogolita é constituída por partículas que são agregados de pequeníssimos tubos paralelos (cerca de 20 nm de diâmetro). Uma característica importante é a grande capacidade que apresentam de reter o fósforo, diminuindo acentuadamente a sua disponibilidade para as plantas.

2.4 ORIGEM DAS CARGAS ELÉTRICAS NOS MINERAIS

a) Substituição isomórfica – durante a formação dos minerais, ocorrem substituições nas estruturas de um ou mais Íons por outros. Um exemplo conhecido é o caso da Dolomita, um calcário magnesiano onde Íons Mg²⁺ substituem Íons Ca²⁺. A substituição de um Íon por outro num cristal, conservando a mesma estrutura, é denominada de substituição isomórfica, devido a semelhança dos raios iônicos dos Íons que substituem e dos que são substituídos.

As substituições isomórficas ocorrem, com muita frequência, na formação dos silicatos, e geralmente outros cátions, com raios iônicos semelhantes ao do silício e ao do alumínio, podem substituí-los nas lâminas tetraedrais e octaedrais. O mais comum é o Si⁴⁺ ser substituído por Al³⁺, na lâmina tetraedral, e o Al³⁺ ser substituído por Mg²⁺ e Fe²⁺, na lâmina octaedral. No tetraedro de Si, assim como no octaedro de Al, as cargas dos íons de Si⁴⁺ (tetravalente) e do Al³⁺ (trivalente) são contrabalanceadas pelas cargas negativas dos oxigênios que a eles se ligam. Assim, se na substituição isomórfica um íon de menor carga substituir um de maior carga, haverá desbalanceamento de cargas no mineral, havendo, nesse caso, um excesso de carga negativa, que se manifesta na superfície do mineral.

As cargas negativas que se originam nos silicatos pela substituição isomórfica, durante a sua formação, são cargas permanentes, não sendo afetadas por mudanças do pH do solo, pois se originam na estrutura do mineral. A existência de cargas negativas nos argilominerais do solo é, provavelmente, uma de suas propriedades mais importantes, pois, graças a ela, o solo pode reter (adsorver) e trocar cátions com a solução do solo, como Ca²⁺, Mg²⁺, K⁺, NH₄⁺ entre outros, que são indispensáveis à nutrição das plantas. Essa propriedade é denominada capacidade de troca de cátions do solo (CTC). Outros minerais do solo, principalmente óxidos de alumínio e ferro tem a propriedade de apresentar cargas positivas e negativas, conforme o pH do solo (cargas dependentes de pH).

b) Cálculo da carga e da CTC de um argilomineral – para exemplificar o cálculo da carga da camada e da CTC do mineral, consideramos a fórmula química de uma vermiculita dioctaedral, onde ocorrem substituições isomórficas tanto na lâmina tetraedral como na octaedral,

Para a fórmula química (2.1), M_x representa a carga da camada.

M_x (Si⁺⁴ _5,7Al⁺³_2,3) (Al⁺³_0,5 Mg⁺²_4,8 Fe⁺³_0,7) O₂₀ (OH)₄                                              (2.1)

O cálculo da carga pode ser efetuado da seguinte forma:

a) A carga na lâmina tetraedral (2.2):

Si(5,7x4) + Al (2,3 x 3) = + 29.7                                                   (2.2)

b) carga da lamina octaedral (2.3):

Al (0,5 x 3) + Mg (4,8 x 2) + Fe (0,7 x 3) + O (20 x - 2) + OH (4x-1) = - 30,8               (2.3)

Sendo, portanto, a carga líquida da camada X = + 29,7 – 30,8 = - 1,10 equivalentes de carga (1100 cmol_c Kg^-¹), Está é a carga que irá se manifestar na superfície do mineral, sendo contrabalanceada por cátions da solução do solo. Vê-se que a vermiculita tem uma alta carga na camada, o que explica a alta CTC que apresenta. Pode-se, portanto, escrever, especificando a carga líquida (x = 1,1) (2.4):

M_1,1 (Si⁺⁴ _5,7 Al⁺³ _2,3) (Al⁺³ _0,5 Mg⁺² _4,8 Fe⁺³ _0,7) O₂₀ (OH)₄                                (2.4)

Conhecendo-se a carga líquida desse mineral, podemos calcular a sua CTC. A massa molecular da vermiculita, para a fórmula acima é:

Si4+ 5,7	=	5,7 x 28,1	=	160,17
Al³+ 2,3	=	2,3 x 27,0	=	62,10
Al³+ 0,5	=	0,5 x 27,0	=	13,50
Mg²+ 4,8	=	4,8 x 24,3	=	116,64
Fe³+ 0,7	=	0,7 x 55,8	=	39,06
O²- 20	=	20,0 x 16,0	=	320,00
(OH)4 -	=	4,0 x 17,0	=	68,00
		Total	=	779,50	gramas

Assim, se em 779,50 gramas tem-se 1,1 equivalentes de carga em 1.000,0 gramas, ter-se-á X. Efetuando-se tem-se que X = 1,41 equivalentes por quilograma de vermiculita, (1.410 miliequivalentes de carga por quilograma), que se expressa, de acordo com o sistema de unidades internacionais (SI), como 141,1 cmol_c Kg^-¹. Assim a CTC desse mineral será de 141 cmol_c Kg^-¹.