Uma Introdução à Mineralogia do SoloMinerais compõem cerca de metade do volume de a maioria dos solos. Eles

fornecem suporte físico para as plantas e criar os poros água e cheias de ar que tornam possível o crescimento da planta. Mineral intemperismo nutrientes lançamentos de plantas que são retidos por outros minerais através de adsorção, troca catiônica, e precipitação. Os minerais são indicadores da quantidade de intemperismo que teve lugar ea presença ou ausência de determinados minerais dá pistas sobre como solos formados. As características físicas e químicas dos minerais do solo são considerações importantes no planejamento, construção e manutenção de edifícios, estradas e aeroportos. Minerais do solo podem absorver muitos poluentes ambientais orgânicos e inorgânicos, promovendo a sua degradação em formas não tóxicas, atenuando o seu movimento através do solo, ou impedindo a sua absorção pelas plantas e sua introdução na cadeia alimentar. Alguns minerais são eles próprios poluentes e pode causar graves problemas ambientais quando são expostas aos agentes atmosféricos na superfície do solo por actividades humanas. Uma compreensão de mineralogia do solo é fundamental para a compreensão praticamente todas as facetas do uso da humanidade e mau uso dos solos e muitas vezes é a chave para resolver os problemas ambientais específicos.

Este capítulo desenvolve um núcleo de conceitos e terminologia necessárias para a compreensão de minerais do solo. A composição química da crosta da Terra é discutida primeiro a mostrar que os elementos mais abundantes na crosta terrestre são, não surpreendentemente, os mais prováveis de serem encontradas em minerais do solo.Em seguida, é discutida a classificação química e estrutural de minerais, e os principais minerais representados nos solos são mencionados. Os minerais filossilicato são cobertos separadamente por causa de seu papel importante em solos. Conceitos estruturais básicos comuns a todos os minerais são abrangidos neste ponto para fornecer o pano de fundo para a discussão de 'as estruturas filossilicato. O tema estrutural global dos filossilicatos é então apresentada, juntamente com um breve resumo das suas propriedades mais importantes. O capítulo termina com um tratamento de alguns conceitos de difração de cristalografia de raios-x e importantes na identificação e caracterização de minerais do solo. .I. CHEMICALAND classificação estrutural DE MINERAISA. Composição da crosta da Terra

 A maior parte do peso e volume da crosta da Terra é composta de apenas

alguns elementos (Tabela LI). Oxigênio e Si compõem a maior parte do peso, enquantoum de oxigênio lo ne ontantes ac C por mais han t 90% dos t h e de volume. Em g e neral, t ele l Arger O átomo s estão em uma apro x imate ly c l o s e - pac k ed ar r ange homens t ele l d t og et la y b r pequeno e conheceu Al um t oms no espaço intersticial maioria das t He E lemen ts na crosta e i n.. solos ocorrem em minerais. Assim, os elementos contidos no Quadro 1-1 são os principais constituintes dos minerais discutidos no livro th i s.B. Défini t ion o f a M em er al

K le e Hurlb u t (1993) definem uma mina ra orma la SF: "A minera l é um natur al l y oc c u rr i ng homog e ne o nós, para l id w om um de f INITE (b u t não general l y fi x ed) chemica l composi ti on e um high1 y ordenado arranjo atômico. É i é habitual l y fo r m processos inorgânicos e db y ". Tanto a composição química e estrutura cristalina (o r rado arranjo atômico) são partes importantes deste def i definição. Nem sozinho i s sufi c i en t a planície e x t ele adequados es ti de minerais. neralsMi w i th s imi l um rc Hemic al c omp ositi em c, mas diferente r y ST l estruturas ou,

conver s el y, w minerais i t h ys cr semelhantes estruturas Tal mas diferentes composições químicas pode ser bastante diferente de uma a n ot-la de s PITE t herdeiro chemic um l ou structur al s im i dades.C. M iner um l C l assifica ion t

Embora diff e aluguel classificat i sobre os regimes poderia ser u s ed, mineiro de LOGIST s ter det e rmined t chapéu f ir s t separando m i n e ra l S i GNT grupos de 00 th e base d e t herdeiro ch e mi cal c o mposition dá c l jumentos w om t ele GREATE s t similari t s em muitos o ther adequada t ie s. Assim, mineral são f i s primeiro di v ided em classes, dependendo do ânion dominante o r um grupo nic io As aulas incluem:. (I) v nati e elemen ts, (ii) sulfetos, (iii) sulf o sum lt s, (iv) ide boi s e h y dro x ide s, (v) h ali des, (vi) s carbonato, (vi i) n i tr s em e, (v iii) o b r a te s, (Ix) p ho s ph um tes, (x) s ulfate s, (x i) ungstates t, e (x i i) si li c a te s (K 1ein & Hurlbut, 1993). Essas classes são subdivididas em seguida, com base em química e estruturals im i dades. Este mesmo cla geral s sific um ção é seguido em thi s livro; mas om w som e e XCE p õe s, M iner al c lasse ss u c ha st h e v nati e elem e nt s, s ulfosalts, n ele Ra tes, o b taxa de s, e tungstatos tha t occ ur apenas raramente em solos, ar ec overed apenas brevemente ou não em al l. Comumente aulas urring occ minerais, par tic cularmente as ates Šilić, AR ec overed em detalhe.

Minerais do solo são também referidos como sais minerais, quer primárias ou secundárias. Minerais primários formar a temperaturas elevadas. Eles são geralmente derivados de rochas ígneas ou metamórficas, mas eles podem ser herdadas de rochas sedimentares também. Minerais secundários são formados por reações de baixa temperatura e são ou herdado de rochas sedimentares formadas ou em solos pelo intemperismo (Jaekson, 1964). A separação de minerais em classes de minerais primários e secundários não é mutuamente exclusiva; alguns minerais pode ocorrer em ambos. O conceito é útil no entanto, e aparece amplamente na literatura de ciência do solo. As principais classes representadas em solos minerais são discutidos abaixo.

1. halogeneto, sulfato, e carbonato de Minerais

Os principais minerais do solo deste grupo são halita (NaCl), gesso (CaS0 4 0 2 0 2H), calcita (CaC0 3), e dolomita [CaMg (C0 3) 2] (Tabela 1-2). Este grupo é caracterizado por minerais com estruturas relativamente simples. A estrutura halite é um dos mais simples de todos os minerais. Ele consiste em alternar Na + e Cl - íons dispostos em cúbico embalagem mais próximo (placa 1-1). Os outros minerais deste grupo têm estruturas semelhantes, com cátions, tais como Ca 2+, Mg 2+ ou Fe 2+alternando com ânions, como a CI -, SO 4 2-, ou CO 3 2-. As bandas entre os cátions e ânions são predominantemente pré iônica. Estes minerais estão entre os mais solúvel e mais macia de todos os minerais do solo, e que são facilmente discriminadas por processos físicos e químicos atmosféricos. Eles ocorrem principalmente em solos de regiões áridas ou em solos jovens em regiões mais úmidas, onde intemperismo tem sido mínima.

Galite é o mais solúvel deste grupo e acumula-se apenas nos ambientes mais áridos. É um dos minerais presentes no horizonte da salic Aridissolos. O gesso é cerca de 100 vezes menos solúvel que halita, mas também é abundante apenas em regiões áridas. O gesso é um importante mineral no horizonte gypsic de Aridissolos. Halita e gesso também pode ocorrer em solos que tenham sido contaminados pela água salgada, ou por sais solúveis lixiviação de pilhas de estoque industriais ou pilhas de resíduos.

Calcita e dolomita são minerais de carbonato comuns que ocorrem em uma variedade de solos. Estes minerais precipitam no perfil do solo em climas áridos e semiáridos (aridic e alguns regimes de umidade do solo Ustic). Cálcica e horizontes petrocálcico se formar se a acumulação é grande o suficiente. Minerais de carbonato em muitos solos são herdadas de calcário ou outros materiais de origem calcários. Os carbonatos são geralmente estáveis e podem ser encontrados em todo o perfil do solo sob regimes Ustic de umidade do solo árido aridic (árido a subúmidas climas), mas são lixiviados a partir do perfil do solo e são geralmente presente apenas nos horizontes C sob o regime de umidade do solo údico (climas úmidos). Calcite e dolomite pode ser introduzido no solo inicialmente livres destes minerais através do agregado calcário utilizado para a construção de estradas em algumas áreas.2. Sulfidos e sulfater

Não pirita, FeS2, o mineral mais comum neste grupo, não ocorrem extensivamente em solos, mas quando ela está presente faz com que alguns problemas exclusivos. Pirita precipita em solos em planícies de maré molhado e deltas de rios de algumas zonas costeiras e também ocorre em algumas formações geológicas originalmente depositados em ambientes similares. Assim, pirita ocorre frequentemente em estreita associação com o carvão. A pirite é instável sob condições de oxidação e resiste rapidamente, quando os solos são drenados piriticos ou quando a mineração de folhas de material piritoso na superfície. Os produtos que resistem incluem a jarosite de minerais, KFe3 (S04) (OH) 6, e gesso e ácido sulfúrico, H 2 S0 4. A grande quantidade de acidez causa problemas no uso de solos contendo pirita e na revegetação de áreas mineradas e é um problema ambiental grave e dispendioso.3. óxidos, hidróxidos, árido Oxihidróxidos

Minerais primários quebrar durante intemperismo e libertação cátions e ânions que se recombinam para formar outros minerais mais estáveis. Vários elementos, em particular, Al, Fe e Mn, minerais óxido forma, hidróxido ou oxihidróxido que são estáveis no ambiente do solo intempéries, espécies minerais representativos são apresentados na Tabela 1-2.

a. Alumínio. Gibbsita, [Al (OH) 3] é o mineral mais comum hidróxido de Al em solos. É geralmente associada com as últimas fases de intemperismo, quando a lixiviação de sílica progrediu ao ponto que os minerais filossilicato não formar Gibbsita é comum em altamente resistido Latossolos de regiões tropicais. Tem uma capacidade muito baixa de troca catiônica e contribui para a baixa fertilidade natural de alguns Latossolos. Gibbsita também é comumente encontrada na interface intemperismo entre a rocha ígnea e saprolito e em Andossolos formados a partir de cinzas vulcânicas.

b. Ferro. Ferro de minerais de óxido de Fe formar libertado a partir de minerais primários. Óxidos de ferro são pigmentos fortes e pequenas quantidades desses minerais representam a maioria das cores marrom e vermelho de solos. Goethita (FeOOH) é o mineral mais comum desse grupo. É responsável pela acastanhado amarelado a cor de muitos solos, embora possa estar presente apenas em pequenas quantidades. Hematita (Fe203) é apenas um pouco menos comum do que goethite e geralmente ocorre em associação com ele. Hematita é geralmente vermelho brilhante e é responsável pela cor vermelha de muitos solos. Goethita e hematita são minerais estáveis em um ambiente oxidante. Grandes quantidades desses dois minerais em solos bem arejadas, geralmente em associação com gibbsita e de caulinita, geralmente indicam um estágio avançado de intemperismo. 10 solos que

estão saturados com água por pelo menos algum momento durante o ano, o Fe muito insolúvel 3 + na goethita, hematita, e outros óxidos de Fe pode ser reduzida a muito solúvel Fe 2 +. O Fe 2 + pode facilmente mover-se com a água do solo para outras partes do solo! perfil, ou mesmo para outros solos associadas na paisagem, onde ele pode então reoxidar para Fe + 3 e reprecipitar como goethita, lepidocrocita, ou ferridrita quando as condições oxidantes voltar. Os ciclos repetidos de oxidação e redução dar origem a mosqueados e nódulos que reflectem uma distribuição não homogénea de minerais de óxido de Fe dentro de um solo. Cientistas do solo usar esses padrões de cores não homogêneos ou manchadas para estimar a profundidade a uma tabela de água no solo e o período de tempo o solo! está saturado durante o ano. Assim, quando delineando as zonas húmidas, determinar a melhor localização para um campo de lixiviação sistema séptico, ou mapeamento de solos, cientistas do solo dependem de padrões de cores de solo previsíveis que resultam de Fe mineralogia e distribuição de óxido.

c. Manganês. Óxidos e hidróxidos (Tabela 1-2) de manganês são comumente encontrados em solos como nódulos marrom ou preto ou revestimentos finas nos rostos das unidades estruturais do solo. Eles são frequentemente associados com óxidos de Fe. Manganês ocorre com freqüência como bimessite ou lithiophorite em solos. O manganês pode ser oxidado e reduzido no ambiente do solo semelhante ao Fe. Assim, a distribuição não uniforme de Mn em nódulos é um indicador de redução e oxidação, como resultado da saturação de água periódica.

d. Titânio. Rutilo e ilmenite (Tabela 1-2) ocorrem em solos principalmente como minerais primários herdado de rochas ígneas. Anatase é menos comum e é geralmente con siderada um mineral secundário. Al embora freqüentemente encontrados em solos, estes minerais gen erall y não impactam as propriedades físicas ou químicas do solo.

 4. Os silicatos

O c1ass mineral de silicato é um grupo extremamente grande e importante de minerais. Quase 40% dos minerais comuns são os silicatos, como são a maioria dos minerais de rochas ígneas. Silicatos constituem mais de 90% da crosta da Terra (K.lein & Hurlbut, 1993) e compreendem o grosso da maioria dos solos também. Silicatos ocorrem como ambos os minerais primários herdado de rochas ígneas ou metamórficas e como minerais secundários formados a partir dos produtos de intemperismo de minerais primários.

Como explicado em mais detalhe abaixo, a unidade fundamental de todas as estruturas de silicato, é a SI0 4 tetraedro. É constituída por quatro 0 2 - iões nos vértices de um tetraedro regular coordenado a um Si 4 + no centro. O indivíduo tetraedros estão ligados entre si por partilha de 0 2 - iões para formar estruturas mais complexas. Vários arranjos diferentes do SI0 4 tetraedros ocorrer, em parte, responsável por um grande número de minerais de silicato e fornecendo a base para a sua classificação. O tetraedros pode estar presente como único tetraedros (nesosilieates), tetraedros duplo (sorosilicates), anéis (cyclosilieates), simples ou cadeias duplas (inossilicatos), folhas (filossilicatos), ou estruturas tridimensionais (tectosilicates) (Tahle 1-3) . Immost desses arranjos adjacentes SI0 quatro cantos partes tetraedros; ou seja, eles compartilham um comum () 2-. Os minerais mais comuns de cada classe de silicato provável de ser encontrado em solos ro,: e apresentados na Tabela 1-3.

Os minerais mais comuns na rockes ígneas são o olivinas, piroxênios, anfibólios, micas, feldspatos e quartzo. Estes minerais primários compõem a maior parte da areia e silte tamanho frações de solos. A argila (<2 11m) fração da maioria dos solos é

composta principalmente de minerais filossilicato. Devido à sua importância em solos e sedimentos, phyllosilicate são discutidos em detalhe abaixo e em outros capítulos deste livro. II. Filossilicato MINERAIS EM SOLOS

Minerais filossilicato influenciam fortemente as propriedades únicas de câmbio cação propriedades físicas dos solos por causa de suas geralmente pequenos tamanhos de partículas, áreas de superfície elevadas química e, e. Um entendimento claro dos minerais filossilicato é fundamental para compreender mineralogia de argila do solo e muitos processos ambientais.

A descoberta no início de 1920 que argilas são cristalina foi a chave para entender muitas das propriedades dos solos e argilas. As estruturas cristalinas dos filossilicatos definir as diferentes espécies minerais e são responsáveis por muitas das suas propriedades únicas. Os esquemas estruturais desses minerais são discutidos abaixo. O objetivo é dar uma visão geral das estruturas mais comumente ocorrem e as principais propriedades de cada grupo mineral importante. Próximos capítulos irá adicionar detalhes, se necessário. Será dada ênfase no desenvolvimento de uma compreensão das várias representações estruturais encontradas na literatura.Conceitos A. Básico Estruturais

A discussão a seguir irá tratar átomos como esferas rígidas. Este é um modelo simplista mas conveniente para desenvolver os principais conceitos de estruturas minerais.1. Closest Embalagem de Esferas

A maneira mais eficiente de esferas de embalagem em um plano é chamado hexagonal mais próximo de embalagem (placa 1-2). Cada esfera toca seis de seus vizinhos e um resultado hexágono se os centros desses seis vizinhos estão conectados. Existem dois tipos de espaços vazios entre as esferas: vazios A (onde os pontos de contorno triangular ala jusante na ilustração) e vazios B (onde os pontos de contorno triangulares para cima). Se um segundo plano de esferas é colocada no topo da primeira (placa de 1-3), e se a primeira esfera do segundo plano é colocado no covinha formado pelas três esferas vizinhas um vazio, em seguida, todos os restantes esferas de o segundo plano deve ser colocado ao longo de um vazios bem. As esferas ilustrados na placa 1-3 representam 0 2 -, OH-, F- ou nas estruturas filossilicato, enquanto carregado positivamente catiões ocupam o espaço entre estes aniões carregados negativamente.2. Tetrahedra e octaedro

Outra análise da Placa 1-3 mostra que existem dois tipos diferentes de locais em que catiões podem ser colocados. Os locais A, formadas ao longo dos espaços vazios de um plano inferior de esferas, são chamados locais tetraédricos porque os quatro 0 2 - iões em torno deste local formam os vértices de um tetraedro regular. Ossites B, formados ao longo dos vazios B do plano inferior de esferas, são chamados de sítios octaédricos porque os seis 0 2 - íons que cercam cada um destes locais formam os vértices de um octaedro regular (placa 1-3). Isso ilustra que tanto octahedral e sítios tetraédricos são uma consequência da embalagem mais próximo de dois planos de esferas.

Um catião num sítio tetraédrico em coordenação é quatro vezes (ou tetraédrica) porque está ligado a quatro 0 2 - iões cujos centros definir os vértices (chegados) de um tetraedro. Da mesma forma, um catião de um local de coordenação octaédrica é em seis vezes (ou octaédrica) porque está ligado a seis

02- iões cujos centros definir os vértices de um octaedro. Tetrahedrally e octaedricamente coordenado cátions tetraedros e octahedra para o short são elementos estruturais comuns em muitas estruturas minerais. A abordagem de descrever estruturas minerais como agenciamentos de poliedros é usado amplamente e, uma vez dominado, fornece uma maneira eficiente para entender as estruturas minerais, mesmo complexos.3. Representando Tetrahedra e octaedro

Octaedro e tetraedros são comumente representada usando três diferentes tipos de modelos. Cada modelo retrata o mesmo conceito, mas diferentes representações são necessários para mostrar várias características estruturais. Prato 1-3 mostra duas visões de um tetraedro e de um octaedro desenhado nestas três maneiras diferentes.

O modelo de esfera-embalagem dá a impressão de o espaço ocupado pelos átomos de uma estrutura. O modelo de esfera-embalagem é particularmente útil para visualizar a forma da superfície exterior de um mineral, mas não permite uma fácil ver o interior da estrutura. O modelo da bola-e-vara mostra as ligações dentro o cristal já que os títulos são representados como varas que conectam todas as bolas. O tetraedros e octaedros são mais difíceis de visualizar, mas o interior da estrutura é mais fácil de ver, porque os átomos são desenhados muito menor do que no modelo embalado-fim. Os modelos poliédricas dar a melhor impressão de tetraedros e octahedra uma vez que os átomos são representados apenas como pontos no espaço ou como pequenas esferas. Os centros de 0 a 2 - iões estão ligados por linhas para formar as arestas de tetraedros e octaedros. Assim, cada vértice representa a posição de um 0 2 - ião, enquanto um catião reside no centro do tetraedro ou octaedro. Em geral, apenas os tetraedros ou octaedros efectivamente ocupada pelos catiões são representados por um poliedro sólido; sites que não são ocupados por cátions são not.represented por poliedros sólida. Uma sbould cuidados uso na interpretação modelos poliédricas, uma vez que é fácil chegar a impressão de que uma estrutura contém uma grande quantidade de espaço aberto ou poros. A mesma coisa estrutura desenhada como um modelo repleto de perto vai mostrar que muito do espaço é realmente ocupada pelos grandes átomos S. Outras formas de estruturas minerais representativos são encontrados também. Às vezes, os modelos são desenhados poliédricas sem esferas para representar os oxigênios e hidroxilas nos cantos dos poliedros (ver, por exem- amplo, Prato 1-9 mais adiante neste capítulo), enquanto outros modelos mostram apenas gruda representam ligações, mas não há esferas para representar os átomos.

Existe alguma ambiguidade associados com cada tipo de representação, e que é importante para entender a correspondência entre, e limitações de, cada uma das diferentes representações estruturais. Assim, é importante o uso de tantos como auxiliares de aprendizagem diferentes quanto possível. Programas gráficos de computador que permitem o espectador para rodar e manipular modelos estruturais na tela do computador oferecem vantagens significativas sobre desenhos estáticos. Modelos físicos devem ser estudados, bem como, se eles estiverem disponíveis. Longe de ser uma brincadeira de criança, construindo seus próprios modelos é uma das melhores maneiras de aprender sobre estruturas minerais. Os modelos podem ser construídos com bolas baratas e um pouco de cola, ou com poliedros papel (ver Moore & Reynolds [1997] para modelos).4. Ionic raios e Radius Rácios

  

Seja ou não um dado átomo pode ocupar um tetraedro ou um site octahedroal depende tanto de carga e tamanho do átomo. O tamanho de átomos e íons varia de acordo com o seu número atômico, estado de ionização, e número de coordenação (Tabela 1-4).

O vazio central dentro de um tetraedro é menor do que a um dentro de um octaedro. Em outras palavras. a maior esfera que pode ser colocado num sítio tetraédrico sem empurrar os 0 2 - iões distante é menor do que a esfera, que pode ser colocado num sítio octaédrico sem empurrar. Ca1culations simples (ver, por exemplo, Klein & Hurlbut, 1993) mostram que o raio máximo de uma esfera que apenas encaixa no sítio tetraédrico é S 0,225 vezes o raio do quatro circundante 0 2 - iões. Para um sítio octaédrico, o raio máximo é de 0,414 vezes o raio do seis circundante 0 2 - iões. A maior seguinte tipo de local (não ilustrado) é um local cúbico consistindo de oito 0 2 - iões dispostas nos cantos de um cubo. Para um local cúbico, o raio máximo é de 0,732 vezes o raio do oito circundante 0 2 - iões. Assumindo um raio de 0,140 nm para os 0 2 - iões, limitando o raio para um sítio tetraédrico é 0,032 nm (0.140 nm x 0,225 = 0,032 nm), para um sítio octaédrico é 0,058 nm, e para um local cúbico é 0,102 nm. O Si 4 + ião tem um raio <0,032 nm (Tabela 1-4). Assim, Si 4 + sempre ocorre em locais tetraédricos em vez de octaédricos. O Mg2 + íon tem um raio que é> 0.032 tão Mg2 + é improvável de ocorrer em coordenação tetraédrica, mas desde que o seu raio é entre 0,058 e 0,102 nm, ele se encaixa facilmente em um sítio octaédrico. O Al3 + íon, com um raio próximo ao raio-limite de 0,032 nm, pode caber em ambos os sítios tetraédricos e octaédricos. Catiões com raios> -0,102 nm tendem a ocorrer em cúbico, dodecaédrico (12-vezes) ou locais de coordenação mais elevadas do que em locais tetraédricos ou octaédricos (Tabela AT).5. tetraédricos e Octaedral Sheets

Tetraedros dispostos em folhas são comuns para as estruturas de todos os filossilicatos. Octaedros dispostos em folhas estão presentes nas estruturas de filossilicatos e em alguns minérios de hidróxido bem. A estrutura de folhas tetraédricas e octaédricas será discutido pé seguida será mostrado como diferentes combinações de folhas tetraédricas e octaédricas dar origem às diferentes estruturas de minerais de argila. A maioria dos diagramas deste capítulo mostram estruturas cristalinas ideais com base na embalagem mais próximo aproximado de esferas.

um. A Folha de Octahedral. Considere dois planos de esferas que representam hidroxilo (OH-) íons em embalagem mais próximo hexagonal. (A H + ocupa muito pouco espaço e o OH- pode ser considerada uma esfera de aproximadamente o mesmo tamanho que um ião O 2-). Existem dois modos de enchimento dos locais octaédricos, dependendo da valência do catião, um catião bivalente, tal como Mg2 +, pode ser colocado em cada sítio octaédrico para obter a rede de octaedros ilustrado na placa 1--4a.Este arranjo é chamado trioctaédrica porque três em cada três sítios octaédricos são ocupados por um cátion. Isto dá uma fórmula ofMg 3 (OH) 6 ou Mg (OH) 2 para toda a folha; cada Mg 2+ é rodeada por seis OH-s, mas uma vez que cada OH- é dividido em partes iguais entre os três átomos diferentes Mg 2+, cada OH- contribui on1y um terço da sua carga negativa para cada Mg 2 +, dando a fórmula Mg (OH) 2 A folha é electricamente neutro, porque a carga é equilibrada dentro da folha,

A outra possibilidade é a de colocar um catião trivalente, tais como Al 3+, nos locais octaédricos. Para preservar a neutralidade de carga, apenas dois catiões trivalentes são necessários em comparação com três catiões divalentes, dando a fórmula Al 2 (OH) 6 ou

Al (OH) 3 . Assim, dois on1y de três em três sítios octaédricos possíveis são preenchidos. Este arranjo é chamado dioctaédrica e está ilustrada na placa 1--4b. A fórmula para a unidade de folha dioctaédrica pode ser deduzida, seguindo o mesmo raciocínio utilizado acima. Cada A1 3 + é cercada por seis OH-s, mas uma vez que cada OH - é dividido igualmente entre dois differentAl3 + íons (não três como para Mg 2+), cada OH- contribui metade de sua carga negativa a cada Al "? , dando a fórmula Al (OH) 3 'de novo a carga é equilibrada e a folha é electricamente neutro

Note-se como os lençóis e trioctaédrica dioctaédrica aparecem nos diferentes tipos de representação. O modelo de esfera-embalagem mostra que tanto o trioctaédrica e folhas dioctaédrica contêm a mesma embalagem densa de OH - s. O padrão de sítios octaédricos desocupadas é mais evidente no modelo poliédrico, onde octahedra desocupados aparecem como espaços abertos, e no modelo da bola-e-vara.

Folhas octaédricos, empilhados um em cima do outro e mantidos juntos por H títulos, compõem as estruturas da gibbsita (ver placa 1-7 abaixo) e brucite [Mg (OH) 2]. Gibbsita e brucite diferem em que gibbsite contém Al nos sítios octaédricos e é dioctaédrica, enquanto brucite contém Mg nos sítios octaédricos e é trioctaédrica. As estruturas de gibsite e brucite são os mais simples de uma série de estruturas que contenham folhas octaédricos.

A discussão acima seguido uma abordagem de embalagem esfera em que nós mostrou que a estrutura das folhas octaédricos poderia ser derivada assumindo que os átomos de S eram grandes esferas duras de tamanho idêntico de forma compacta em três dimensões. Assim, assumimos que os átomos de O foram as nossas unidades estruturais básicas e que os cátions apenas serviu para equilibrar a carga negativa dos oxigênios. Esta abordagem funciona para alguns dos minerais de óxido e hidróxido, mas em muitas estruturas minerais os átomos de S não estão tão estreitamente embalados tão rigorosas embalagem geométrico iria ditar. Uma maneira mais geral de descrever estruturas minerais é a abordagem poliédrico. Na abordagem poliédrico, os poliedros de coordenação, principalmente octahedra e tetraedros nas filossilicatos, são considerados os blocos estruturais básicos de construção. Assim, podemos considerar as folhas octaédricos ilustrados nas placas 1--4a e 1--4b como um conjunto de octahedra em que partes dois oxigênios com o outro octahedra adjacente. Em outras palavras, a parte de octaedros de arestas com uma outra. Em geral, os poliedros de coordenação podem compartilhar chegados (um de oxigênio compartilhado), bordas (dois oxigênios compartilhado), ou faces (três ou mais compartilhados oxigênios) com poliedros adjacentes. A folha octahedral poderia ser descrito usando a embalagem esfera ou abordagens poliédricas. A folha tetraédrica descrito a seguir pode ser descrita on1y usando a abordagem poliédrico porque os átomos de oxigênio na folha tetraédrica não são close-embalados como eles são na folha octaédrica.

b. A Folha de Tetrahedral. A folha tetraédrica constituída por SI0 4 tetraedros dispostos de tal modo que três 0 2 - iões de cada tetraedro são compartilhados com o mais próximo de três tetraedros vizinho (placa 1-5). Estes partilhados 0 2 - iões estão todos no mesmo plano e são referidos como oxigénios basais Note-se que duas partes tetraedros adjacente apenas um 0 2 -. Entre eles. (Os ápices partes tetraedros ou cantos.) A quarta 0 2 - ion de cada tetraedro não é compartilhada com outro SI0 4 tetraedro e é livre de se relacionar com outros elementos poliédricas. Estes não partilhados 0 2 -. Iões são referidos como oxigénios apicais Uma vez que cada um contribui oxigénio basal carga formal de -1 para cada Si 4 + ião, a adição de H "iões dos oxigénios apicais para formar grupos hidroxilo deve resultar num electricamente neutra folha tetraédrica. Tais folhas individuais tetraédricos, embora, por vezes, ocorrer como postulado que produtos atmosféricos transientes em solução aquosa, não se acumulam para formar estruturas

minerais estáveis na sua própria. Assim, folhas tetraédricas ocorrem apenas em combinação com folhas octaédricos como descrito abaixo.

A porção superior da placa 1-5 mostra todos os oxigénios apicais apontando em o mesmo sentido, ou seja, para fora do plano do papel para o leitor. Estruturas em que os oxigénios apicais de uma única folha apontam na mesma direcção são as mais comuns, mas também ocorrem em estruturas que os oxigénios apicais apontar alternadamente em sentidos opostos. Minerais que contenham este arranjo em forma de folha de SI0 4 tetraedros são chamados phyllosilicates¹, filossilicatos, ou silicatos de camadas.

B. filossilicato minerais comuns em solosFilossilicato são divididos em dois grupos, 1: 1 e 2: 1 Tipo de minerais, na 

função do número de folhas tetraédricas e octaédricas da estrutura da camada.1. Os 1: 1 Tipo Minerais

um. . O 1: 1 a estrutura da camada 1: estrutura de camada 1 consiste de uma unidade composta por um octaédrica e uma folha tetraédrico, com o O 2 - iões apical das folhas tetraédricas a ser partilhada com (e parte de) a folha octaédrica ( placa de 1-6A e 1-6b). Existem três planos de aniões (plate.1-6b). Um plano consiste no basal O 2 - iões da folha tetraédrica, a segunda consiste em iões O2- comum a ambas as folhas tetraédricas e octaédricas mais OH pertencentes à folha octaédrica, e a terceira consiste apenas de OH - pertencente ao folha octaédrica.?

A vista de topo da 1: 1 em camada Platel-6b é uma das duas representações possib1e frequentemente encontrados na literatura. O outro ponto de vista é obtida pela rotação da estrutura em torno de um eixo perpendicular à folha e a visualização da estrutura ao longo de um eixo diferente cristalográfica (placa 1-6e).¹The phyllo- prefixo, derivado da palavra phyllon grego, que significa folha, não deve ser confundida com a phylo- prefixo, derivado da palavra phylon grego, significando tribo. Phyllo- se pronuncia «fil-u, enquanto phylo- é pronunciado" fi-La R $. Assim, o pronuation adequado para phyllosilicate é 'A'-fil-sil-a-ka ¢ t.

²The uso dos termos avião, folha e camada segue as recomendações do Comité de Nomenclatura da AIPEA. Referem-se arranjos de cada vez mais espessas, tais como um único plano de átomos, uma folha octaédrica AR tetraédrica, e um I: I ou 2:. Camada A folha é uma combinação de aviões, e uma camada é uma combinação de folhas. As camadas podem ser separadas por vários materiais de intercamada, tal como catiões, catiões hidratadas, moléculas orgânicas, e grupos hidróxido e octaédricas folhas. O conjunto total de um material de camada de mais intercamada é chamada uma unidade de estrutura (AIPEA Comité de Nomenclatura, 1980).

b. Caulinita. A estrutura de caulinite consiste em 1: 1 de camadas empilhadas umas por cima do outro, caulinite é dioctaédrica e contém A13 + nos sítios octaédricos e Si 4 + nos sítios tetraédricos (placa 1-7). O I: Eu camada é eletricamente neutro e as camadas adjacentes são mantidos juntos por ligações de hidrogénio entre os oxigénios basais da folha tetraédrica e os hidroxilos de superfície do plano da folha adjacente octaédrica.

Caulinita é um mineral comum em solos e é o membro mais comum de este subgrupo. Ela tende a ser particularmente abundantes em solos mais intemperizados, como Argissolos e Latossolos. Caulinitas têm muito pouco substituição isomórfica em ambos os lençóis tetraédricos ou octaédricos ea maioria caulinitas estão perto da fórmula ideal Al 2 Si2O5 (OH) 4 'O 1: camada tem pouca ou nenhuma carga permanente por causa da 

baixa quantidade de substituição. Consequentemente, as capacidades de troca de cátions e de superfície áreas são geralmente baixos. Assim, os solos ricos em caulinita geralmente são menos férteis do que os solos em whieh2: minerais de argila 1 dominar. .

Caulinita podem se formar em solos de AI e Si divulgados pelo intemperismo de minerais primários e secundários outros. Por exemplo, muitas vezes feldspatos tempo para caulinita nos solos derivados de rochas ígneas. Caulinita também pode ser herdado do material de origem do solo (isto é, sedimentos argilosos). A caulinite extraído de jazidas geológicas é amplamente utilizado em uma variedade de aplicações industriais, tais como agentes de enchimento para materiais plásticos, em cerâmica, e como um agente de enchimento e de revestimento para papel.

c. Halloysite. Haloisite tem um I: estrutura de camada 1 semelhante à caulinita, excepto que a L: llayers são separadas por uma camada de H 2 0 moléculas quando completamente hidratado (placa 1-7). A maioria dos silicatos de argila ocorrem placas finas, mas halloysite muitas vezes ocorre como partic1es tubulares ou esféricas.

Halloysite é usua1ly encontrados em solos formados por depósitos vulcânicos, principalmente cinzas vulcânicas e vidro. É um mineral de argila comum na ordem Andisol solo. haloisita formas no início do processo de desgaste, mas geralmente é menos estável do que a caulinite e dá lugar à caulinita com o tempo.2. Os 2: 1 Tipo Minerals

Em contraste com os minerais 1: 1, que são representados principalmente em solos por apenas dois principais minerais, os 2: 1 minerais são estruturalmente mais diversa e são representados por várias espécies minerais.

um. A 2: 1 Estrutura Layer. O 2: 1layer estrutura consiste de duas folhas tetraédricas com uma ligadas a cada um dos lados de uma folha octaédrica (placa 1-6b). Há quatro aviões de ânions. Os dois exterior consistem das oxigénios basais (SO) das duas folhas tetraédricas, enquanto os dois planos internos consistem de átomos de oxigénio comuns para a folha octaédrica e uma das folhas tetraédricas, além dos grupos hidroxilo (OHS) pertencentes à folha octaédrica.

b. Talco e Pyrophyllite. As estruturas simples de conto e pyrophyllite são bons pontos de partida para a discussão de 2: 1 estruturas. Ambos os minerais consistem de 2: l camadas empilhadas umas sobre as outras. Talco tem Mg 2+ nos sítios octaédricos e é trioctaédrica, enquanto pyrophyllite (placa 1-7) tem A1 3+ nos sítios octaédricos e é dioctaédrica. As folhas tetraédricas de ambos os minerais conter apenas Si 4 +, dando fórmulas ideais de Mg 3 Si 4 0 10 (OH) 2 para conto e Al 2 Si 4 0 10 (OH) 2 para pyrophyllite. Em cada caso, a carga é equilibrado no 2: camada I, fazendo com que a camada electricamente neutro. Adjacente 2: 1 camadas são mantidas unidas apenas por fracas forças de van der Waals,

Talco e pirofilita ocorrer rare1y on1y em soi1s, geralmente on1y quando eles são herdados de baixo grau rochas metamórficas. Talco e pirofilita são usadas industrialmente como ingredientes em tintas, cerâmicas, plásticos, papel e cosméticos. A ocorrência de "talco no rio e sedimentos de estuário, quando não há nenhuma fonte geológica é um reflexo da atividade industrial na bacia.

c. Micas. Mica minerais têm a 2: estrutura 1layer descrito para o conto e pyrophyllite mas com duas diferenças importantes. Em primeiro lugar, em vez de ter on1y Si4+ nos locais tetraédricos, um quarto dos locais tetraédricos são ocupados por AI 3+ . Devido a esta substituição, existe um excesso de uma carga negativa por unidade de fórmula em 2: 1 camada. Em segundo lugar, este excesso de carga negativa é compensada por cátions monovalentes, comumente K + , que ocupam locais intercalados entre dois 2: 1 camadas. Isto dá uma fórmula ideal de KAl 2 (AISI 3 ) O 10 (OH) 2 para um mineral de mica com o AI nos locais octaédricos.

Assim como no conto e pirofilite, a folha pode ser tanto octahedra1 dioctaédrica (placa 1-7) ou trioctaédrica. Existem várias espécies de mica diferente porque, F e   2+   e Fe   3+   podem substituir Mg   2+   e AI   3+   em a folha octaédrica e Na   +   e Ca   2+ pode substituir para K   +   no intercalar.

Mica em solos é geralmente herdado da rocha mãe e é like1y a ocorrer em solos derivados de várias rochas ígneas e metamórficas, bem como a partir de sedimentos derivados destas rochas. Moscovita, biotita, e phlogopite são os três minerais do grupo mica mais comuns em rochas e, consequentemente, nos solos. Todos os três conter K no intercalar (Tabela 1-3), mas diferem na composição da folha octaédrica e se são di- ou trioctaédrica.

Mica na fração argila de solos e sedimentos difere um pouco da mica moscovite macroscópica mais se assemelha. Este mica argila de tamanho é muitas vezes referida como illite. Glauconite é outro mineral de mica, que é semelhante ao ilita, mas contém mais F e AI e menos na sua folha de octahedra1 ilita.

Micas tempo a outros minerais, especialmente para vermiculites e smectites ea K + liberados durante intemperismo é uma importante fonte de K para as plantas. Como uma Regra geral, as micas, tais como dioctaédrica moscovite, são mais resistentes aos agentes atmosféricos de trioctaédrica micas. Assim, moscovite tende a ser o mineral de mica mais comum encontrada em solos. Micas são usados comercialmente em tintas e cosméticos.

d. Vermiculites. Vermiculite tem um 2: 1 camada de estrutura, tal como descrito para a mica, mas em vez de ter uma camada de carga por unidade de fórmula -1 e K + em posições intercamada, vermiculita tem uma carga camada o f_0.9 a 0,6 e contém catiões permutáveis, principalmente Ca e Mg, no intercalar (placa 1-7). A alta taxa por unidade fórmula dá vermiculites uma alta capacidade de troca de cátions e faz com que eles têm uma elevada afinidade para cátions fracamente hidratadas, tais como K +, N14 + e Cs ", Fixação de K + por vermiculites pode ser significativo em solos ricos em vermiculita.

Vermiculites em solos são acreditados para formar quase exc1usively do intemperismo de micas e cloretos. Acredita-se que o intemperismo de micas para vermiculita (ou smectite) a ocorrer por substituição de K "nos sites intercalados com cátions trocáveis hidratados A integridade do 2:. 1layer é preservada, mas há uma redução na carga 1ayer vermiculita faz. não incham, como extensivamente como esmectite, e isto é ilustrado na placa 1-7 pela presença de apenas dois planos de moléculas de água que rodeiam os catiões hidratados no espaço interlamelar. Algumas utilizações comerciais das vermiculites inc1ude meios de envasamento horticultura e materiais isolantes térmicos.

e. Esmectitas. O grupo é composto por minerais smectite com a 2: 1 estrutura já discutido para mica e vermiculita, mas com uma carga ainda mais baixo por peso da

fórmula, ou seja, Jl6 a 0,25. Como em vermiculita, o intercalar contém cátions ex-variáveis (placa 1-7 ).

Quanto às micas e vermiculites, smectites dioctaédrica são mais comuns em solos que smectites trioctaédrica. Os minerais esmectítica mais comuns variam em composição entre os três membros finais: montmorillonite, beidelite, e nontronite. Todos são dioctaédrica, mas diferem na composição das folhas tetraédricas e octaédricas. . Esmectites não corrigir K + tão prontamente como fazer vermiculites porque esmectites têm uma carga camada inferior, mas esmectites "inchar mais extensivamente que vermiculites Isto é ilustrado na placa 1-7 pelo maior espaçamento entre as 2: l camadas.

Esmectites são minerais importantes em solos de regiões temperadas devido à sua elevada área de superfície e as suas propriedades de adsorção. Esmectites encolher durante a secagem e inchar quando molhado. Este comportamento encolher-inchar é mais pronunciada no Vertisol ordem e em subgrupos vérticas de outras ordens de solo. As propriedades shrink-do swell levar a rachaduras e deslocando problemas quando casas, estradas e outras estruturas são construídas em solos esmectítica. Smectites extraído de quase puros depósitos geológicos 'são usados amplamente como catalisadores, adsorventes para derrames, cama de gato, selantes para lagoas e abandonados poços, em fluidos de perfuração para poços de petróleo, e em forros para aterros sanitários.

f. . Clorites como mica, minerais clorito tem uma 2: estrutura de camada 1 com um excesso de carga negativa. Em contraste com a mica, no entanto, o excesso de carga é equilibrado por uma folha intercalar de hidróxido carregada positivamente (placa 1-7), ao invés de K + . A folha intercalar de hidróxido é uma folha octaédrica, como ilustrado na placa 1-4 e podem ser di- ou trioctaédrica. Em vez de ser electricamente neutra como em brucite ou gibsite, o hidróxido de folha tem uma carga positiva, causada pela substituição de valência mais elevados para catiões os mais baixos de valência, por exemplo, Mg   2  Al (OH)   6 

+   .  De qualquer folha octaédrica-o que é uma parte do 2: 1 ou a camada sbeet-hidróxido de intercamada podem ser di- ou trioctaédrica, e pode-contêm Mg 2+ , Fe 2+ , Mn 2+ , Ni 2+ , Al 3+ , Fe 3+ , e Cr 3+ , que dá um grande número de espécies diferentes minerais.

Minerais clorito em solos são muitas vezes minerais primários herdados de ambos rochas metamórficas ou ígneas. Eles também podem ser herdadas de rochas sedimentares , como folhelhos, ou a partir de sedimentos alteração hidrotermal. Cloretos são minerais muito raras nestes solos e quando eles ocorrem geralmente compõem on1y uma pequena quantidade de solo. Cloritas tempo para formar vermiculita e esmectita e da facilidade com que elas se quebram os torna indicadores sensíveis de intemperismo.

g. Hidroxi-intercalados vermiculita e esmectita. Vermiculite e esmectite Hidroxi-entrecamadas pode ser considerada uma solução sólida com vermiculite ou esmectite como um endmember e clorito como o outro. Minerais hidroxi-entrecamadas formar como Al3 + liberado durante hydrolyzes intemperismo e polimeriza para formar grandes policati�s com uma fórmula postulada de AI 6 (OH) 15 

3+ (ou similar) nas

intercalares de vermiculita e smectite. Estes policati�s equilibrar parte da carga do 2: 1 camada. A combinação de uma mistura 2: 1 com a camada hidroxi AI no intercalar apresenta uma estrutura semelhante à do clorito (placa 1-7). Assim, estes minerais são também chamados clorites secundárias. O grau de enchimento da camada intercalar com hidroxi Al pode variar desde nenhum até quase completo, com as propriedades do c1ay variar em conformidade. O intercalar hidroxi AI não é trocável; por conseguinte, reduz a capacidade de permuta catiónica de esmectite ou vermiculite quase linearmente como uma função da quantidade de AI adsorvido na camada intermédia.

Interlayer hidroxi AI impede smectite de encolhimento e inchaço como faria normalmente. Em vermiculita, reduz K + fixação por abaixamento da troca de capacidade e da prevenção da intercamada de colapsar em torno do K +. Os interlayers hidroxi carregados positivamente também fornecem locais potenciais para ânion adsorção.

Vermiculita e smectite hidroxi-entrecamadas são mais comuns em Alfissolos e Argissolos. Dentro de um determinado perfil que eles tendem a ser mais abundante perto da superfície do solo. Smectites hidroxi-intercalados produzidos industrialmente são utilizados como catalisadores na indústria química.

h. Interestratificação em filossilicatos. filossilicatos em solos nem sempre ocorrem como partículas discretas de mica, vermiculita, esmectita, clorito, ou caulinita. Para exemplo, em vez de ser constituída por uma pilha de duas idênticas: uma camada de vermiculite; uma partícula fisicamente discreta pode ser constituído por uma mistura de ambas as camadas em vez de mica e vermiculite. Esses minerais são referidos como de camada de mistura ou minerais interestratificadas.

Diferentes tipos de minerais interestratificados foram identificados. Sistemas de dois componentes incluem: mica-vermiculita, mica-esmectita, mica-clorito, clorito-vermiculita, clorito-esmectita,-inchaço clorito clorito, e caulinita-esmectita. Sistemas de três componentes de estratos mistos podem também ocorrer. A sequência de camadas pode ser regular ou aleatória. Um mineral regularmente interestratificado que consiste em dois tipos de camadas designadas por A e B podem ter uma sequência como ABABAB ..., ou ABBABBABB ..., ou qualquer outra sequência de repetição. Em um mineral interestratificado aleatoriamente a sequência de camadas é aleatório, por exemplo, ABBABAABBAAA .... interestratificação aleatória de camada-silicatos é mais comum em solos que interestratificação regular, embora interestratificação regular, especialmente em condições atmosféricas micas, não é raro.

A remoção parcial do intercalar K de micas ou de hidróxido de intercalar a partir de clorito é uma maneira que interestratificado minerais podem se formar em solos. Outras possibilidades incluem: (i) fixação de adsorvida K '"por algumas camadas de vermiculite para se obter camadas de mica semelhante e (ii) a formação de camadas intercalares de hidróxido de clorito para produzir camadas semelhantes.

i. . Paligorsquite e sepiolite paligorsquite e sepiolite são considerados filossilicatos, mas são distintos estruturalmente dos típicos 1: 1 e 2: 1 camada estruturas. Ambos os minerais têm folhas tetraédricas contínua, mas as bandas adjacentes de tetraedros no prazo de um ponto de folha tetraédrica em duas direcções opostas, em vez de num sentido como no 1: 1 e 2: 1 estruturas. O resultado é uma estrutura que pode ser descrito como fitas OF2: um camadas unidas nos seus bordos, como se ilustra na placa 1-8. As moléculas de água ocorre nos espaços entre as fitas. As 2: 1 fitas são mais largas do que no sepiolite em paligorsquite.

Paligorsquite e sepiolite são freqüentemente encontrados em solos de ambientes áridos e semi-áridas. Ambos os minerais têm uma morfologia fibrosa, em contraste com a morfologia lamelar da maior parte 1: 1 e 2: 1 minerais. Devido à sua morfologia fibrosa, suspensões destas argilas podem formar géis espessos, mesmo em concentrações de sólidos baixos. Assim, palygorskite e sepiolite são usadas industrialmente como gelificantes para manter outros sólidos em suspensão.

C. Estrutural Detalhes de filossilicatos

Placas lI através 1-8 ilustram estruturas minerais ideais baseada na estreita embalagem regular de esferas. Como consequência, todos os octaedros em Placa 1-4 são exactamente o mesmo tamanho e todos são (sem distorções regulares sólidos), Do mesmo modo, na placa de 1-5, todos os sólidos são tetraedros regulares, os anéis de seis membros de tetraedros formam um hexágono regular, e os oxigénios basais estão todas exactamente no mesmo plano. Refinamentos estrutura cristalográfica dos minerais filossilicato reais mostram distorções das estruturas ideais ilustrados até agora neste capítulo. Estas distorções são semelhantes para todos os minerais de filosilicato, embora eles variam um pouco em magnitude.

Há duas razões pelas quais minerais reais desviar-se dessas estruturas ideais. Em primeiro lugar, os átomos não são esferas rígidas cuja aproximação é determinado unicamente pela soma de seus raios. Em segundo lugar, se se não tentar juntar octahedral e folhas tetraédricas construídas de esferas rígidas como as ilustradas nas placas 1-4 e 1-5, geometria sozinho dita que eles não vão se encaixar, se as esferas que representam os átomos de O tocam em ambos o octaédrica e folhas tetraédricos. A razão pela qual torna-se evidente através da análise do modelo de embalagem esfera da folha tetraédrica na placa 1-5.

Uma vez que os oxigênios apicais são comuns a ambos os lençóis tetraédricos e octaédricos, dois oxigênios apicais adjacentes na folha tetraédrica também definir a borda de um octaedro na folha octahedral (placa 1-6A). Observe que, apesar de oxigênios basais toque vizinha oxigênios basais , oxigênios apicais não toque oxigênios apicais vizinhos (placa 1-5). Assim, as folhas octaédricos ilustrados na placa 1-4 não podem compartilhar oxigénios apicais com a folha tetraédrica ilustrado na placa 1-5 porque a folha tetraédrica é maior do que a folha octaédrica Este problema foi ultrapassado em placas 1-6 para 1-8, aumentando a distância OO na folha octaédrica para corresponder à distância OO dos oxigénios apicais da folha tetraédrica. Assim, o octaedro permanecem sem distorções, mas eles são maiores do que seriam se as esferas que representam oxigénio tocado.

Nas estruturas filossilicato reais, esse descompasso entre o octahedral e folhas tetraédricas é compensado, não tanto por uma expansão da folha octaédrica, mas mais ainda por distorções na folha tetraédrica. O efeito líquido é que, os tetraedros estão giradas a partir da disposição ideal se mostra na figura 1-5 de modo a que as formas hexagonais descritas por os anéis de seis membros tetraédricos em Placa 1-5-se o ditrigonal forma s ilustrados na placa 1-9. Além disso, os tetraedros estão inclinadas de tal modo que os oxigénios basais não se encontram no mesmo plano, o que resulta em um plano basal ondulado   em  que algumas linhas de átomos encontram-se ligeiramente abaixo e alguns mentira ligeiramente acima do plano médio dos oxigénios basais. Estas ondulações são melhores vistos na exibição mais baixa borda em Prato 1-9 onde esferas que representam os átomos de O não foram desenhadas. As implicações dessas distorções são moléculas que interagem com superfícies filossilicato "ver", e não a

superfície ideal ilustrado na Placa 1-6A, mas a superfície mais distorcida ilustrado na placa 1-9.

A folha octaédrica é distorcido da estrutura ideal bem. Primeiro, por causa da atração de cada metal centro octahedral aos seus seis átomos de oxigênio ao redor, octahedra ocupados por cátions são menores do que octahedra em que os locais centrais estão desocupados (placa 1-9). Além disso, quando duas partes octahedra dois oxigênios adjacentes (as bordas partes octahedra), a distância OO ao longo desta borda compartilhada é mais curta do que a distância ao longo OO uma vantagem que não é compartilhada com um octaedro ocupada adjacente (placa 1-9). Assim, o octaedro são distorcidas a partir dos sólidos euclidianas ideais de formas muito previsíveis. Em geral, os filossilicatos trioctaédrica mostrar distorção menos estrutural e assemelham-se mais de perto as estruturas ideais do que os filossilicatos dioctaédrica.

As distorções estruturais representam apenas discutido relativamente menores, provavelmente, as diferenças nas propriedades dos filossilicatos, com as principais diferenças determinadas principalmente pelo fato de o mineral tem um 1: 1 ou 2: 1 e a estrutura da camada da camada de carga. Por outro lado, uma vez que os filossilicatos dioctaédrica são mais comuns em solos tha trioctaédrica filossilicatos, água, iões e moléculas interagem predominantemente com superfícies como as ilustradas na placa 1-9, em vez de superfícies com o arranjo mais regular ilustrados nas placas 1-4 e 1--6a.

III. OUTROS minerais de alumino silicato COMUNS EM SOLOS

A. Os zeólitos

Os zeólitos são um grande grupo de minerais que consistem estruturalmente de SiO 4 , tetraedros dispostos em formas que resultam em grandes quantidades de espaço de poro dentro dos cristais (placa 1-8). Substitutos de alumínio para Si nos sítios tetraédricos e, como resultado, o (Si, Al) O 4 -quadro tem uma carga líquida negativa. A carga é equilibrada por cátions que residem nos canais e poros, junto com moléculas de água. Uma vez que os catiões podem ser trocados, zeólitos de permuta catiónica têm propriedades semelhantes aos filossilicatos, mas porque o quadro tetraédrica dos zeólitos é rígida e o tamanho dos poros é fixo, pequenas catiões pode mover para dentro e para fora dos poros livremente, enquanto catiões maiores são excluídos. Assim, os zeólitos são frequentemente referidos como peneiros moleculares devido às suas propriedades de permuta de catiões muito selectivos.

Os zeólitos são relativamente raros em solos porque eles resistir facilmente em regiões úmidas, mas eles ocorrem em alguns solos em regiões áridas. Os zeólitos são amplamente utilizados na indústria e na agricultura, por exemplo, como catalisadores e adsorventes na indústria química, como aditivos em alimentos para animais, e como ingredientes em detergentes para a roupa. Assim, os zeólitos podem ser introduzidos em solos e sedimentos de maneiras inesperadas.

B. allophane e imogolite

Os minerais de aluminossilicatos discutidos acima têm estruturas cristalinas tridimensionais com átomos embalados em conjunto de uma maneira mais ou menos regular ao longo de distâncias relativamente longas (dezenas de nanómetros). Eles exibem ordem de longo alcance. Dois outros alurninosilicates, allophane e imogolite, exibem de curto alcance (ou local) ordem. Estruturas com curto alcance Ordem

exposição ao longo de vários nanômetros, mas em uma escala maior, a estrutura é desordenada.

Allophane é um material constituído quimicamente de quantidades variáveis de O 2 -, OH - , Al 3+ , e Si 4+ e caracteriza-se por ordem de curto alcance e uma predominância de ligações Si-O-AI. É constituída por pequenas (3,5-5,0 nm) esferas, a estrutura dos quais não tenha sido determinada. As esferas se aglutinarem para formar agregados irregulares.

Imogolite consiste em tubos de alguns micrómetros de comprimento, com um diâmetro externo de 2.3 a 2.7 nm e um diâmetro interior de -1,0 nm. Os tubos constituído por uma única folha dioctaédrica com a superfície interior OH substituído por SI0 3 grupos 0H (placa 1-8;. fazendeiro et ai, 1983). Vários tubos individuais são dispostas em feixes de 10 a 30 nm através de dar partículas em forma de fio vários micrômetros de comprimento.

Allophane e imogolite geralmente ocorrem como intemperismo produtos de cinzas vulcânicas e são minerais importantes na Andisol ordem solo. Imogolite também foi identificada nos horizontes Pousadas de Espodossolos. Alofano e imogolite podem especificamente adsorver muitos compostos orgânicos e inorgânicos. Andossolos, por exemplo, geralmente fixar grandes quantidades de fosfato, tornando-o disponível para as plantas, e as grandes quantidades de matéria orgânica comum em Andossolos pode ser devido, em parte, para a adsorção de moléculas orgânicas por alofano e imogolite. Solos contendo grandes quantidades de allophane e imogolite geralmente têm propriedades físicas únicas, como uma baixa densidade a granel, alta capacidade de retenção de água, líquido de alta e os limites de plasticidade, e uma consistência tixotrópica.

IV. ALGUNS CONCEITOS CRYSTALLOGRAPIDC

Em 1912, Max von Laue conduzido um experimento para ver se os raios-x descoberto 17 anos mais cedo por Wilhelm Conrad RÃμntgen poderia ser difratada por um crysta1. Este experimento teve dois resultados muito importantes: (i) revelou-se que os raios-x se comportam como ondas, e (ii) mostrou que os cristais são constituídos por uma matriz regular de átomos no espaço, e pode, portanto, servir como uma grelha de difratar os raios-x. Dentro de alguns anos de descoberta de von Laue, grande parte da teoria matemático que descreve a difracção de raios-x por crysta1s tinha sido desenvolvido e as estruturas atómicas de alguns cristais simples tinha sido determinada (Azároà f ©, 1968; Klug e Alexander, 1974). Tão cedo como 1923 e 1924, várias argilas foram mostrados para ser crysta1line por difracção de raios-x, mas não foi untilI930 que alguns dos primeiros estrutura determinações de minerais de argila foram feitas. Sobre o mesmo tempo, dois jornais independentes, um por SB Hendricks e wH Fry em 1930 e outro por WP Kelly, WH Dore, e SM Brown, em 1931, deu a primeira evidência de difração de raios-x que os materiais do solo, mesmo aqueles na frações mais finas, foram cristalino (Marshall, 1949; Grim, 1968).

X de difracção de raios- continua a ser o método mais importante para a identificação de minerais do solo. Um conhecimento de trabalho de certos conceitos de cristalografia e difração de raios X é necessário para a compreensão mineralogia. Uma breve introdução a alguns desses conceitos segue.

A. Periodicidade em cristais

Em um cristal, um determinado padrão ou arranjo dos átomos é repetida uma e sobre em três dimensões. Repetindo padrões ocorrem não só no cristal s, mas também em