3. TOPRAĞIN YAPISI VE BİLEŞİMİ

3. TOPRAĞIN YAPISI VE BİLEŞİMİ

Toprağın yapısı ve bileşimi bahsinde toprağın genel yapısı, toprağın mineralojik bileşimi, kil mineralleri, topraktaki canlılar, toprağın organik maddesi ve topraktaki organomineral bileşikler incelenmiştir.

3.1. Toprağın Genel Yapısı

Toprağın, birisi anakayanın ufalanıp ayrışması ile oluşmuş anorganik anamateryalin, diğeri de canlıların artıklarından oluşan organik anamateryalin fiziksel ve kimyasal ayrışmaları sonucunda teşekkül ettiği daha önce belirtilmiştir. Birbirinden farklı bu iki anamateryalin ayrışma ürünlerinin biraraya karışması, yeni ve oluştuğu materyallerden farklı özelliklere sahip bir maddeler karışımının ve bileşiminin ortaya çıkmasını sağlamaktadır. Bu yeni maddeler kompleksi topraktır. Toprak bu anorganik ve organik kökenli maddelerin karışımı olmasının yanısıra kendisine özgü özelliklere sahip olan toprak suyu ile toprak havasını da ihtiva etmektedir. Bu kendisine özgü maddeler kompleksinin genel yapısı tablo 14’te gösterilmiştir.

TABLO 14. TOPRAĞIN GENEL YAPISI

TOPRAK

CANSIZ BÖLÜM KATI KISIM

TAŞ Ø > 20 mm ÇAKIL Ø 20-2 mm ANORGANİK MADDELER KUM Ø 2-0.02 mm

TOZ Ø 0.02-0.002 mm KİL Ø < 0.002 mm ORGANİK ARTIKLAR (yaprak vd.) ORGANİK MADDELER AYRIŞMAKTA OLAN

ORGANİK MADDELER (çürüntü vd.)

KOLLOİD ORGANİK MADDELER (humus vd.) BOŞLUK KISMI

(GÖZENEKLER)

GAZ KISMI (TOPRAK HAVASI) SIVI KISMI (TOPRAK SUYU)

CANLI BÖLÜM

TOPRAK HAYVANLARI

(Mikrofauna, ilkel hayvanlar, gelişmiş hayvanlar) TOPRAK BİTKİLERİ

(Bakteriler, mantarlar vd. ilkel bitkiler, gelişmiş bitkiler)

M. Doğan Kantarcı

Toprağı cansız ve canlı olmak üzere iki bölüme ayırıp incelemek mümkündür. Cansız bölümde katı kısım ve katı kısmı oluşturan parçacıkların arasında boşluk kısmı (gözenekler) vardır. Gözenekler toprağın havası ve suyu tarafından doldurulur. Toprağın canlı bölümünü ise toprak içinde ve üstünde fakat toprağa bağlı olarak yaşayan hayvanlar ve bitkiler oluşturur.

Toprağın katı kısmı fiziksel parçalanma ile ufalanmış ve kimyasal ayrışma ile ayrışmış maddelerden ve ayrışma ürünlerinden oluşur. Anorganik kökenli maddeler taş, kum, toz ve kil olarak ayırtedilmişlerdir (Tablo 14). Katı anakaya parçalanarak kum ve toz boyutuna kadar ufalanır. Bu ufalanma süresinde fiziksel parçalanmanın yanında kimyasal ayrışma da etkili olur. Toz boyutundan daha ileri bir ufalanma kuvars, feldspat ve mika minerallerinin Ø

<0.002 mm (2 mikron) boyutuna ulaşmasını sağlayabilir. Bu arada ayrışma ve yeniden birleşme ile ikincil (sekunder) yapıdaki kil mineralleri de teşekkül eder.Ayrıca ayrışma ve yeniden birleşme olayları sonucunda oluşan söskioksitler (demir ve alüminyum oksit ve hidroksitleri), karbonatlar ve tuzlar da toprağın anorganik katı kısmına ait maddelerdir.

Taş ve çakıl kısımları toprağın iskeleti olarak kabul edilirler. Taş ve çakıl bölümü kaba kısım olarak nitelenir. Toprağın ince kısmı çapı 2 mm’den küçük olan kısım olup kum, toz ve kil boyutundaki maddelerden oluşur ve ince toprak adını alır.

Kum ve toz boyutundaki mineral parçacıkları suyu ancak yüzey çekimi ile tutabilirler (Bkz.bölüm 4.1.9.1.). Elektrik yükü bakımından dengede oldukları için katyon ve anyonları pratik olarak tutamazlar. Kum toprağın iri taneli ve iri gözenekli olmasını sağlar. Toz ise toprağın gözeneklerini tıkadığı için toprağın geçirgenliğini olumsuz yönde etkiler. Toz suyu emmediği için tozlu topraklar ıslanma sonucunda cıvık bir yapı kazanır. Kil ise negatif elektrik yüklerine sahip olan bir mineraldir. Bu nedenle kil katyon ve anyonları elektriksel olarak bağlayabilir. Kil yaprakçıklı bir yapıya sahip olduğu için suyu da emebilir (3 tabakalı killer). Bu özelliklerinden dolayı killer topraktaki katyonları bağlayıp toprağın kırıntılı bir yapı kazanmasına sebep oldukları gibi suyu da emip toprağın cıvıklaşmasını önlerler¹⁷⁾. Ayrıca killer katyonları tekrar toprak suyuna verebildikleri için bitki beslenmesi bakımından çok önemlidirler.

Organik kökenli maddeler canlıların her türlü artıklarından oluşurlar. Bu artıklar biyolojik faaliyetin de sonucu olarak fiziksel parçalanma ve kimyasal ayrışma ile çürüntü haline, daha ileri safhada ise kolloid organik maddeler ve özellikle humusa dönüşürler (Tablo 12). Humus bitkisel kökenli olup yapısı nedeni ile katyonları ve anyonları tutabilir (elektriksel güçle değil). Kolloid organik maddeler arasında humuslaşma esnasında ortaya çıkan organik asitler (humus asitleri), küçük moleküllü organik bileşikler, aminoasitler vd. gibi bileşikler de vardır. Kolloid organik bileşikler, bazı metal katyonları ile organo-mineral bileşikler (çelat) oluştururlar. Humus ve diğer kolloid organik maddeler ve organo-mineral bileşikler ayrışmaları sonucunda toprağa verdikleri katyonlar ve anyonlar yanında su ve iyon tutma

17) Kil ile kum ve toz arasındaki farkın anlaşılması için kireçsiz ince toprak uzun bir cam kaba (ör.litrelik bir cam ölçek kabı) konulup üzerine su ilâve edilir. İyice çalkalanıp toprak taneciklerinin birbirinden ayrılması sağlanır. Sonra kabın ağzı kapanıp çalkalanarak su içinde ayrılmış tanecikler çökelmeye bırakılır. Elektriksel bakımdan dengede olan kum ve toz tanecikleri birkaç dakika içinde çökelirler. Negatif elektrik yüküne sahip olan kil mineralleri ise birbirlerini her yönde ittikleri için çökelmeyip, suda asılı (süspanse) durumda kalırlar.

Kil minerallerinin birbirini elektrik yükleri nedeni ile itip yaptıkları harekete Brown Hareketi denir. Suya iki değerli katyon (Ca⁺⁺ veya Mg⁺⁺) ihtiva eden bir çözelti (meselâ CaCl2) eklenirse kil mineralleri Ca⁺⁺ ile bağlar kurarak elektriksel bakımdan dengelenirler ve yerçekimi etkisi ile çökelirler. Bu olaya kil minerallerinin pıhtılaşması denir. Kil minerallerinin pıhtılaşma özelliği toprakların kırıntılı bir yapı kazanmalarını sağlar.

38

özellikleri ile de bitki beslenmesinde ve diğer mikrobiyolojik olaylarda ve toprağın gelişimi olaylarında önemli role ve etkilere sahiptirler.

Toprak tanecikleri kumlar, tozlar ve killer ve kolloid organik maddeler birbirine yapışık durumda (kırıntılar ve diğer strüktür) bulunurlar. Bu toprak parçacıkları arasında önemli miktarda boşluk kalır (toprağın gözenekleri). Boşluk hava ve su tarafından doldurulur.

Gözenek hacmi toprak hacminin % 40-60’ını teşkil eder¹⁸⁾.

Toprağın havası toprağın gözeneklerinde bulunur. Kuru durumda hemen bütün gözenekler, ıslak durumda ise iri gözenekler toprak havası ile doludur. Toprağın havasında oksijen miktarı atmosferdekinden biraz daha az, karbondioksit ile su buharı miktarı biraz daha fazladır. Bu durum toprak içindeki mikrobiyolojik faaliyetin ve organik madde ayrışmasının sonucudur. Yani toprağın organik maddece zengin ve mikrobiyolojik faaliyetin de yüksek olduğu üst kesimlerdeki toprak havasında karbondioksit oranı daha fazladır. Karbondioksit oranının çayır topraklarında % 1.5, ahır gübresi ile gübrelenmiş topraklarda % 0.5, diğer topraklarda ise % 0.3 kadar olduğu bildirilmiştir (Irmak, A.1972).

Toprak suyu toprağın gözeneklerini (özellikle orta ve ince) doldurur. Toprak suyu toprakta bulunan suda çözünebilir tuzları, iyonları ve bir ölçüde suya karışmış olan toprak havasını içerir. Bu durumda toprak suyu toprağa sızan yağış sularından çok farklı özellikler kazanmış olur. Toprağın suyu mevsimlere hattâ gece ve gündüz farklarına göre değişiklik gösterir. Bitkilerin beslenmesi bakımından topraktaki alınabilir durumdaki suyun önemi çok fazladır.

Toprağın canlı bölümünü toprak hayvanları ve bitkileri teşkil eder. Bu canlılar toprağa bağlı olarak (toprağı yurt edinmiş), onun içinde ve üstünde yaşayan hayvanlar ve bitkilerdir.

Mikrofauna, ilkel hayvanlar (solucanlar, karıncalar, örümcekler, böcekler gibi), gelişmiş hayvanlar (köstebek, fare, tavşan, vb.), canlılar toprağın hayvancıkları bölümünü (toprak faunası) oluştururlar. Bakteriler, algler ve mantarlar, ilkel bitkilerden yosunlar, likenler gibileri ve yüksek bitkiler toprağın bitkilerini (toprak florası) oluştururlar. Toprak canlıları bir yandan toprağın organik maddesini parçalayıp, ayrıştırırken diğer yandan kendi artıkları ile toprağa organik madde sağlarlar. Bu biyolojik faaliyetin toprağın yaşanılabilir bir sistem olmasında ve üretim yapabilen bir ortam olarak kullanılmasındaki önemi çok büyüktür.

Yukarıdan beri toprağın genel yapısına ait olarak verilmiş olan bilgiler toprağın dinamik ilişkilerin bulunduğu bir sistem olduğunu göstermektedir¹⁹⁾. Toprak yapısı itibariyle kendi içinde dengeli, kendisine özgü ilişkileri ve özellikleri olan bir ekolojik sistemdir.

Toprağı sadece anorganik bir bileşikler karmaşığı olarak ele almak doğru değildir. Toprak İlmi toprağın cansız bölümü ile olduğu kadar canlı bölümü ile de ilgilenmek durumundadır.

18) Gözenek hacmi ve etkileri konusunda bakınız :

 Irmak, A. 1940.

 Kantarcı, M.D. – Kantarcı, N. 1975

 Kantarcı, M.D.1980-a.

 Kantarcı, M.D.1982-b.

 Kantarcı, M.D.1983.

19) Giriş bölümünde Toprak İlmi ve toprak ile ilgili tariflere bakınız.

3.2. Toprağın Mineralojik Bileşimi

Toprağın oluştuğu anakayada bulunan minerallerden henüz ayrışmamış olan bir kısmı toprak içinde de bulunur. Anakayadaki minerallerin ayrışmaya dayanıklılığı ve ayrışmanın hızı bu minerallerin toprakta bulunuşunu ve miktarlarını etkiler. Anakayadaki minerallerden bilhassa kuvars, çok güç ayrıştığı için, kuvarslı kayalardan oluşmuş topraklarda bol miktarda bulunur. Kuvars silikatların ayrışması ve silisin serbest kalması sırasında sekunder olarak da (opal) teşekkül edebilir (hidroliz ve oksitler bahsine bakınız). Kuvars toprağın genellikle kum bölümünü teşkil eder. Ancak ufalanarak toz ve kil boyutlarına kadar küçülmüş kuvars tanecikleri de toprakta bol miktarda bulunabilir. Opal kil boyutundadır. Kuvarslı erüptif taşların topraklarında kuvars miktarı genellikle % 50’den fazla olduğu halde, kuvarssız erüptif taşların, bazik erüptif taşların toprakları ile kireç taşı, kil şistleri ve lös topraklarında kuvars oranı genellikle % 50’nin altındadır. Akarsuların yığdığı kumlar ve rüzgâr kumlarından oluşmuş topraklarda kuvars oranı % 95’e kadar çıkabilir (Scheffer-Schachtschabel 1970).

Potasyumlu feldspatlar (ortoklas) ile sodyumlu feldspatlar (albit) daha güç ayrıştıkları halde kalsiyumlu feldspatlar (anortit) veya albit-anortit karışımı olan plajyoklaslar daha kolay ayrışırlar. Ilıman bölgelerdeki topraklarda feldspat oranı % 5-30 arasında olup bunun % 80-90 alkali feldspat denilen ortoklas ve albitten ibarettir (Scheffer-Schachtschabel 1970).

Toprağın içinde piroksenler, amfiboller, olivin ve biotit genellikle pekaz miktarda bulunur. Bu mineraller de anortit gibi kolay ayrışırlar.

Tortul materyallerin topraklarında toz ve kil bölümünde muskovit ve ayrışmağa başlamış olup, sarı renk almış olan biotit ile serisit taşlarınkinden daha fazla bulunur.

Topraklar, yukarıda sıralanan önemli minerallerden başka, daha az bulunan (% 1-2) ve ağır mineraller olan magnetit, ilmenit, titanit, rutil, zirkon ve turmalin vd. de ihtiva ederler.

Toprakta ayrışma ve yeniden oluşum olayları sonucunda ikincil (sekunder) minerallerden oksitler, karbonatlar ve kil mineralleri de önemli miktarlarda bulunur.

3.3. Topraktaki Oksitler

Toprağın oluşumu ve gelişimi sırasında ayrışma ürünleri olarak meydana gelen maddeler arasında oksitler de vardır. Topraktaki oksitler adı altında demir, aluminyum, manganez ve silisyum hidroksitleri, oksihidroksitleri ve oksitleri ile silis asidi anlaşılır. Bu katyonların oksitlenmesi sırasında ortamda su bulunduğu için genellikle hidroksitleri teşekkül eder. Sonradan suyun kaybı ile hidroksitler oksitlere dönüşür (Tablo 15).

1) SİLİSYUM OKSİTLER

Silikatların ayrışması sırasında bir kısım silisyumdioksit tetrahedronları kil mineralinin oluşumunda görev alır. Toprakta silisyumdioksidin ilksel kaynağı anakayadaki kuvarstır (Tablo 15). Silikatların ayrışması sırasında açığa çıkan silisyumdioksidin bir kısmı ile de;

normal sıcaklıkta α-kristobalit, yüksek sıcaklıklarda (volkanik tüflerde) β-kristobalit teşekkül eder. Özellikle tortul materyallerde ve toprakta bulunan opal ise amorf silis asidi ile α- kristobalit’in karışımıdır (Tablo 15). Bir kısım opal biyolojik yoldan da teşekkül etmiştir.

40

Samanda % 1.0-1.5 ve graminelerde (otlarda) % 5’e varan silisyum vardır²⁰⁾ (Scheffer- Schachtschabel 1970). Atkuyruğu bitkisinin külündeki silisyum oranı % 90’dan fazladır (Mengel, K.1968). Otlaklarda üst toprakta % 2’ye kadar bioopal tespit edilmiştir. Son zamanlarda yaygınlaşmış olan anız yakma olayı tarlaların Ap horizonunun bioopal bakımından

Tablo 15. Topraklardaki oksitler (bileşimleri, yapıları, renkleri oluşumları ve bulundukları yerler

Ele me nt

Oksitin adı

Kimyasal

bileşimi Yapısı Rengi Oluşumu Bulunuşu

Si

α-Kristobalit SiO₂ . nH₂O Amorf Renksiz Normal sıcaklıkta silikatların ayrışması ile

Sıcak ve nemli iklim etkisinde alkalen topraklarda (lateritleşme)

β-Kristobalit SiO2 . nH2O Amorf Renksiz Yüksek sıcaklıkta silikatların ayrışması ile

Volkan tüflerinde ve bunların topraklarında Opal SiO2 . nH2O Amorf Renksiz Amorf silis asidi ile

kristobalitin karışımı

Sıcak ve nemli iklim etkisinde alkalen topraklarda Bio-opal SiO₂ . nH₂O Amorf Renksiz Tahıllar ile otların

(gramineler) yaprak ve saplarında

Tarla topraklarının A_p ve otlakların A_h horizonlarında Al Alüminyum

hidroksit

Al(OH)3.nH2O Amorf Renksiz Hafif asit veya nötr ortamda silikatların hidrolizi ile

Toprak oluşumu sırasında, Esmer Orman Topraklarında ve diğer toprakların Ah

horizonlarında Gibsit

(hidrarjillit)

γ-Al(OH)3 Amorf Renksiz Kaolinitin ayrışması veya aluminyum hidroksitin su kaybetmesi

Toprakların birikme horizonunda asit ortamda kil minerallerinin ayrışması ile (podsollaşma)

Fe Demir 3-Hidroksit

Fe(OH)₃.nH₂O Amorf Pas esmeri kahverengi

Organik madde etkisinde hafif asit veya nötr ortamda silikatların hidrolizi ile

Esmer Orman Toprağının A_h ve B_v horizonunda, diğer toprakların A_h horizonlarında Götit α-FeOOH İğne, lifli

kristal

Pas esmeri kahverengi veya sarımsı kahve

Demir 3-hidroksitin su kaybetmesi veya 2 değerli demir bileşiklerinin oksitlenmesi

Toprakların birikme horizonlarında

Lepi - dokrokit

γ-FeOOH Yapra- ğımsı kristal

Turuncu Fe(OH)2 ve FeS’ün CO2’ce zengin hafif asit veya nötr ortamda oksitlenmesi ile

Durgun su ve taban suyu horizonlarında

Hematit α-Fe₂O₃ Altıgen prizmalı kristaller

Koyu kırmızı (kan kırmızısı)

Tropik ve yarı tropik bölgelerde hızlı hidroliz ile oluşan demir 3-hidroksitin su kaybetmesi ile

Plastosol’lerde

(Terra fuska ve Terra rosa)

Mağhemit γ-Fe2O3 Prizmalı Kahveren gi koyu kırmızı

Organik maddece zengin topraklarda hızlı oksitlenme (yanma) sonucunda

Toprak yangınları ve turbalık yangınları olan yerlerde Mn Mangan

3-Hidroksit

Mn(OH)₃.nH₂O Amorf Kara, koyu esmer

Hafif asit, nötr,hafif alkalen ortamda bazı piroksen ve amfiboller ile biotitin hidrolizi sonucunda

Esmer Orman Toprağının Ah

ve B_v horizonunda, diğer toprakların Ah horizonlarında

Manganit α-MnOOH Kristalli Kara, koyu esmer

Mangan 3-hidroksitin su kaybı ile

Toprakların birikme horizonunda

Pirolusit β-MnO2 Kristalli Kara, koyu esmer

Mangan 3-hidroksit ve manganitin su kaybı ile

Fe ve Mn konkresyonlarında

20) % 1 silisyum % 2.14 SiO₂’ye eşdeğerdir.

M. Doğan Kantarcı

daha da zenginleşmesine sebep olmaktadır. Bioopalin mevcudiyeti toprağın önceki kullanımı hakkında fikir verir.

Silikatların ayrışması sırasında teşekkül eden ortosilis asidi H₄SiO₄ su kaybederek kuvarsa SiO₂ dönüşür²¹⁾. Esasen ortosilis asidi çok zayıf ve suda güç çözünen bir asittir.

Ortosilis asidinin pH 2-8 arasında çözünürlüğü toprağın reaksiyonuna pek bağlı değildir.

Ancak pH 8-9 arasında ortosilis asidi suda daha fazla çözünmektedir. Bu nedenle sıcak ve nemli iklim şartları altında kireçli anakayadan oluşmuş olan alkali topraklarda lateritleşme hızlanmaktadır. Bazı lateritlerde serbest SiO2 hemen hiç kalmayacak kadar yıkanabilir (lateritleşmeye bakınız). Ayrıca organik maddenin fazla bulunduğu üst toprakta da silis asidinin suda fazla çözünebildiği ve bunun ise üst toprakta bioopalin fazla bulunuşuna bağlı olduğu belirtilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970).

2) ALÜMİNYUM OKSİTLER

Silikatların ayrışması sırasında alüminyumun önemli bir kısmı alüminyum oksit halinde kil mineralinin teşekkülünde yer alır. Alüminyum oksitin oktahedronları ile silisyumoksidin tetrahedronları kil minerallerinin tabakalı yapısını oluşturur (kil minerallerine bak.).

Ayrışma ürünlerinin bir kısmı yıkanıp gider, bir kısmı ise gibsit (hidrarjillit) γ- Al(OH)3 halinde çökelir (kaolinit desilifikasyonu-hidroliz bahsi). Tropikal bölgelerin topraklarında böhmit γ-AlOOH ve Diaspor α-AlOOH ayrışma ürünleri olarak bulunur. Serin ve nemli bölgelerde ise aluminyum özellikle asit reaksiyonlu topraklarda yıkanıp birikme olayına karışır (podsolleşmeye bakınız) (Tablo 15).

3) DEMİROKSİTLER

Erüptif kayalardaki demirli minerallerin (biotit, piroksenler, amfiboller, olivin, vd.) ayrışması sırasında demir de oksitlenerek Fe2O3 halinde ayrılır. İndirgenme şartlarının bulunduğu ortamlarda ise demir 2 değerli olarak demirkarbonat (siderit) FeCO3, demir fosfat (vivianit) FeHPO₄, demir sülfat FeSO₄ veya demir sülfit FeS olarak teşekkül eder.

Demiroksitlerin amorf veya kristal halde bulunuşları, kristal şekilleri, bileşimleri, topraklaşmaya, toprağın horizonlarına veya toprağın gelişimine göre önemli ve ayırtedici farklar gösterir^22-23).

Nemli ve ılık iklim şartlarında 2 değerli demir hidroksit Fe(OH)2 veya demir oksihidroksit FeOOH veya 3 değerli demirhidroksit Fe(OH)₃ teşekkül eder. Demirhidroksitler amorf yapıda esmer renkte ve kil çapındadırlar (Ø < 0.002 mm). Bunlara kısaca amorf demir oksit denir. Amorf demir oksitler toprak taneciklerinin ve parçacıklarının (strüktür

21) O O HO OH

Si Si

O O HO OH

Silisyumdioksit Orto silis asidi SiO₄ veya SiO₂ Si(OH)₄ veya H₄SiO₄

Not: Silis asidi topraktan borat çözeltisi ile dışarı alınır. Boratlar silis asidi ile reaksiyona girmezler. Asit reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha fazla olduğu için borat çözeltisine de daha fazla geçer. Alkali reaksiyonlu topraklarda silis asidi daha önce yıkanmış olduğu için borat çözeltisine geçen miktar da azdır.

22) * Kantarcı, M.D.1979-1 * Kantarcı, M.D.1981-2.

23) Benzer topraklaşma ve gelişme özellikleri alüminyum oksitler ile mangan oksitlerin şekillerine ve bileşimine göre de tayin edilebilir. Ancak demirin laboratuvarda incelenmesi ve arazide renk farkları ile ayırtedilmesi daha kolaydır.

42 elemanlarının) yüzeyini kaplarlar. Toprağın esmerleşmesi bu amorf demirhidroksitin teşekkülü ile mümkün olur (Bak. Esmer Orman Toprağı – Toprağın Gelişimi)²²⁾ . Amorf demir oksitler organik maddece zengin topraklarda veya toprak horizonlarında (Ah-horizonu) teşekkül ederler. Bunlar pozitif elektrik yüküne sahiptirler ve negatif elektrik yüklü olan kil mineralleri ile bağlanırlar. Böylece kilin kırıntılanmasını sağlarlar (Bak. Toprağın Strüktürü).

Ancak amorf demir oksitlerin yıkanması kil taneciklerinin de serbest kalan toprak içinde yukarıdan aşağı taşınıp birikmesine sebep olur (Bak. Solgun Esmer Orman Toprağı-Kilin Taşınıp Birikmesi – Toprağın Gelişimi)^22-23) . Asit şartların hakimiyeti sonucunda amorf demir oksitlerin organomineral bileşikler yaparak yıkanması toprağın yıkanması ve podsolleşme olayının en belirgin göstergesidir (Bak. Boz-Esmer Orman Toprağı – Podsolleşme – Toprağın Gelişimi)^22-23).

Amorf demir oksitler pozitif elektrik yüklerinden dolayı asit şartlarda organik maddelerin ayrışma ürünlerinden olan negatif elektrik yüklü ve küçük moleküllü polifenoller ve suda çözünebilir fulvik asitlerle organo mineral bileşikler (çelatlar) yaparlar.

Organomineral bileşiklerin teşekkülü sırasında amorf demir oksitler indirgenirler. Çelatlar suda çözünebilir ve yıkanıp alt toprakta birikirler (Bak. Podsolleşme)^22-23).

Ilıman bölgelerin topraklarında organik maddenin de etkisi ile asit ortamda gelişen yavaş hidroliz sonucunda götit (α + FeOOH) teşekkül eder. Götit, FeSO4 veya FeCl2

bileşiklerinin oksidasyonu sonucunda da oluşur. Bu topraklarda hematit bulunmaz. Tropik ve yarı tropik bölgelerin topraklarında ise hızlı ve devamlı bir hidroliz sonucunda 3 değerli demir hidroksit Fe(OH)3 oluşur. Fe(OH)3 su kaybederek hematit’e (α- Fe2O3) dönüşür. Bu ortamda organik maddenin azlığı önemli bir etkendir. Alkalen ortamda amorf demir hidroksit molekül halindeki suyunu kaybederek götit’e dönüşebilir. Fakat hematit götit’e dönüşemez. Bu nedenle ılıman bölge topraklarının aksine, tropik ve yarı tropik bölge topraklarında götit ile hematit birlikte bulunabilir²²⁾.

İki değerli Fe(OH)2 ve FeS gibi demir bileşiklerinin oksijence fakir fakat CO₂ bakımından zenginleşmiş ortamda (durgun su şartları) oksitlenmesi ile lepidokrokit (γ- FeOOH) teşekkül eder. Özellikle killi ve kireçsiz durgunsu topraklarında lepidokrokit teşekkül eder ve portakal kırmızısı-turuncu rengi ile belli olur^16-24) . Lepidokrokit suda çözünebildiği için yıkanarak ortamdan ayrılabilir. Veya toprakta oksijenin arttığı devrede oksitlenerek götite dönüşür^16-24).

Organik maddelerin çok bulunduğu topraklarda iki ve üç değerli demir oksitlerin yüksek ısı altında hızla oksitlenmesi sonucunda (toprak ve turbalık yangınları gibi) mağhemit γ-Fe2O3 teşekkül eder²²⁾.

Demirin anakayadaki minerallere bağlı formuna topraklaşmamış demir, topraklaşmış formuna topraklaşmış veya pedogen demir denir (1).

(1) Topraklaşmamış demir = Toplam demir ( Fet) – Topraklaşmış demir (Fed)^22-24) . Topraklaşmış demir, aktif demir (Fea = amorf demir hidroksit) ve kristalleşmiş demir (Fek) (demir oksitler) olarak ayırtedilir. Aktif demir suda çözünebilen ve yıkanabilen amorf demir hidroksitlerde bağlıdır. Suyunu kaybederek kristalleşmiş demir oksitler ise artık yıkanamaz (2).

(2) Kristalleşmiş demir oksitler = Pedogen demir (Fe_d) – aktif demir (Fe_a)^22-24).

Demir oksit ve hidroksitlerin teşekkül şartları, amorf veya kristal durumunda oluşları, kristal şekilleri toprak genetiğinde çok önemli olarak kabul edilir. Toprağın oluşum ve gelişim

24) Durgunsu toprakları ve lepidokrokit için bakınız:

 Kantarcı, M.D.1979-1

 Kantarcı, M.D.1980-2

olaylarında demir bileşikleri değerli birer gösterge olarak incelenirler (Tablo 15 ve Toprağın Gelişimi).

4) MANGANOKSİTLER

Piroksenler, amfiboller ve mikalardan biotit gibi bileşiminde manganez bulunan silikatların ayrışması ile manganoksitler de teşekkül eder. Hafif asit, nötr veya hafif alkalen ortamda silikatların hidrolizi sırasında mangan 3- hidroksit Mn(OH)3.nH2O amorf olarak teşekkül eder. Amorf mangan 3-hidroksit aynen amorf demir 3-hidroksit ve amorf aluminyum 3-hidroksit gibi, toprakta yıkanma birikme olaylarında etkili olur, organik bileşiklerle organomineral bileşikler (çelat) yapar ve toprağın oluşumu ile gelişiminde rol alır (Bak.Toprağın Gelişimi). Mangan 3-hidroksitin su kaybı ile manganit γ-MnOOH kristalleri oluşur. Manganit toprakların birikme zonunda bulunur. Mangan 3-hidroksitin veya manganitin su kaybı ile pirolüsit β-MnO2 kristalleri teşekkül eder. Mangan oksitlerin hepsi koyu esmer-siyahımsı renktedirler. Demir oksitlerle birlikte bulundukları için demir oksitlerin toprağa verdikleri kırmızı pas veya esmer rengin daha koyu görünmesine sebep olurlar.

Mangan oksitlerin erüptif minerallerdeki miktarları az olduğu için topraktaki bulunuşları da azdır.

3.4. Kil Mineralleri²⁵⁾

Toprağın Ø < 0.002 mm olan bölümü kil bölümü olarak kabul edilir. Kil bölümünde çok küçük çapa kadar öğütülmüş primer mineraller veya çok küçük çaplı kuvars parçacıkları ve kristalleri ile mika pulları ile sekunder olarak teşekkül etmiş kalsit CaCO₃, götit α-FeOOH, hidrarjillit (Gibsit) Al2(OH)6 (veya kısaca Al(OH)3), opal ve bioopal SiO2.nH2O, demir, aluminyum ve mangan oksit kristalleri kil mineralleri ile birlikte bulunmaktadır. Kil mineralleri silikatların ayrışması sonucunda sekunder olarak oluşmuş hidroksilli aluminosilikatlardır. Kil mineralleri alçak basınç ve düşük sıcaklıkta oluştukları için pulcuklar halindedirler. Yapıları tabakalı ve yaprakçıklıdır. Basıncın ve sıcaklığın düşüklüğü iri kristalli kil minerallerinin gelişimini önlemiştir. Yaprakçıklı yapıdan dolayı kil mineralleri su alınca şişerler ve yaprakçıklar birbirinden belirli bir mesafeye kadar uzaklaşır. Böylece kil minerallerinin yüzeyleri de (iç yüzey) artmış olur. Kil minerallerinin yaprakçıkları 2, 3 veya 4 tabakalıdır. Tabaka sayısına göre kil minerallerinin iç yüzeyi değişiktir.İki tabakalı kil minerali olan kaolinitin 1 gramında 80 m², üç tabakalı olan montmorillonitin 1 gramında 800 m² yüzey vardır²⁶⁾. Su alıp şişen kil minerallerinin bu iç yüzeyine bazı katyonlar da girerek yerleşirler. Böylece kil mineralleri bir yandan toprağın su tutma kapasitesini bir yandan da katyon tutabilme kapasitesini arttırırlar. Kil minerallerinin toprakta bulunuşu toprağın bitki besleme gücünde çok önemli etkiler yapar.

3.4.1. Kil Minerallerinin Kristal yapısı

Kil mineralleri yaprakçıklı bir yapıya sahiptirler. Yaprakçıkların herbiri iki, üç veya dört tetrahedron ve oktahedrondan meydana gelmişlerdir. Tetrahedronlar bir silisyum katyonu etrafında yeralmış dört oksijen anyonundan, oktahedronlar ise bir aluminyum katyonunun etrafında yeralmış altı oksijen anyonundan oluşurlar. Tetrahedronlar ile oktahedronların üst

25) Türkiye’de orman topraklarındaki kil mineralleri için bakınız :

 Mitchell, W.A. – A.Irmak, 1957.

 Gülçur, F. 1958.

 Gülçur, F. 1964-a ve b.

 Tunçkale, İ.H. 1965.

 Irmak, A. – F.Gülçur, - W.A.Mitchell 1967 I-II.

 Şölen, V.1983.

 Eruz, E. – M.Yeniyol 1984.

26) Bu hesaba göre; 20 cm kalınlığında % 10 montmorillonit ihtiva eden bir toprakta kil mineralinden dolayı 24 km²’lik bir iç yüzey sözkonusudur (Irmak, A.1972).

44

üste gelip aralarındaki oksijen köprüleri ile birbirine bağlanmaları sonucunda tabakalı bir yaprakçık meydana gelir. Yaprakçıkların üst üste gelmesi ile de kil mineralleri oluşur (Şekil 6.1.).

Şekil 6.1. Kil minerallerinin yaprakçıklarında tetrahedron ve oktahedron tabakalarının sıralanışı.

İki tabakalı yaprakçıkların yapısında yeralan tetrahedronların oksijenleri yaprakçığın üst yüzeyinde bir oksijen tabakası oluşturur. Oktahedronların alt yüzeyindeki oksijenler ise açıkta kalan (-) yükleri (elektronlar) ile hidrojenle birleşerek bir OH-tabakası oluştururlar (Şekil 6.1 ve 6.2).

O (OH) K Mg Al Si

T : Tedrahedron O : Oktahedron

KAOLİNİT (İki tabakalı)

İLLİT (Üç tabakalı)

KLORİT (Dört tabakalı) Şekil 6.2. İki, üç ve dört tabakalı kil minerallerinin kristal yapısı.

Böyle iki tabakalı bir kil yaprakçığının diğer bir kil yaprakçığı ile üst üste gelmesi sonucunda tetrahedronların oksijen tabakası ile oktahedronların hidroksit tabakası karşı karşıya gelmiş olur. İki tabakanın arasında yeralan H⁺ iyonları bir OH-O bağlantısının kurulmasını sağlarlar. Böylece iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları arasında elektriksel bir çekim gücü meydana gelir. Bu nedenle iki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıklarının arasına su molekülleri giremez ve yaprakçıklar birbirinden pek fazla uzaklaşamaz.

O^-2 Si⁺⁴ OH Al⁺⁶

T

O

T T

O

O^-2 Si⁺⁴ OH Al⁺

6

T

O

T T

O

ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALLERİ

T T

O

T

O T : TEDRAHEDRON O : OKTAHEDRON

Ortak oktahedron

tabakası T

Al T

O

O

Si

7.2 A Si (Al)

Al(Mg) Si (Al) T

T O

O T

T

10 A

K K

10 A

Si (Al)

Si (Al) T

T O

O T

T

14 A

O ^{Mg (Al,Fe+3)}

1. Yaprakçık

2. Yaprakçık Mg (Al,Fe⁺³)

İKİ TABAKALI KİL MİNERALLERİ

Yaprakçıkların su almadan önce aralarında 2.7 angström (2.7 Å)²⁷⁾ olan mesafe su alma ile değişmez (Şekil 7).

Şekil 7. Kil minerallerinin yaprakçıklarının arasına su moleküllerinin girişinin mineralin tabakalı yapısı ile ilişkisi.

Üç tabakalı yaprakçıkların yapısı ortada bir oktahedron, alt ve üstte birer tetrahedron tabakası şeklindedir (Şekil 6.2). Tetrahedronlardan dolayı yaprakçığın iki yüzeyinde de oksijen tabakaları yeralır. Kil yaprakçıklarının üst üste gelmesi ile oksijen tabakaları da karşı karşıya gelmiş olurlar. Negatif yüklü oksijen iyonlarını birbirine bağlayan katyon olmadığı için yaprakçıklar birbirine elektriksel olarak bağlanamaz. Bu nedenle 3 tabakalı kil minerallerinde yaprakçık aralığı meselâ montmorillonitte 3.4 Å kadar iken, su alınca yaprakçıkların arasındaki mesafe 14-18 Å’a çıkar. Yani kil minerali su alarak şişer (Şekil 7).

Tetrahedronlardaki Si⁺⁴ ve oktahedronlardaki Al⁺³ katyonları yerine Fe, Mn veya Mg katyonları geçebilir. Tetrahedronlardaki Si⁺⁴ yerine Al⁺³ katyonu da geçer. Birbirine yaklaşık çapta (aynı koordinasyon sayısına sahip katyonlar) fakat farklı pozitif elektrik yüküne sahip katyonların yerdeğiştirmesi (izomorf yer değiştirme = izomorf substitusyon) ile kil minerallerinde negatif yük fazlası ortaya çıkar. Negatif yük fazlası Na⁺, K⁺, Ca⁺², Mg⁺² ve diğer katyonların kil minerallerine bağlanması ile nötrleştirilir. Ancak bu katyonlar kendilerinden daha aktif bir katyon (meselâ H⁺) ile yerdeğiştirebilirler. Bu yerdeğiştirme olayı kil minerallerinin toprağın katyon tutabilmesi ve gerektiğinde katyon değişimi özelliğini

27) Å : Angström 1 Å = 0.00000001 cm = 10^-8 cm. ; 1 Å =10^-10 m = 0.1 nm (nanometre); 1nm = 10^-9 m Yaprakçıkların arasına su girer ve kil minerali şişer.

H H H H H H

H

O

H

O

T

T O

T

T O

İKİ TABAKALI KİL MİNERALİ

Yaprakçıkların arasına su giremez ve kil minerali şişmez.

T

T O O

ÜÇ TABAKALI KİL MİNERALİ

T : Tedrahedron O : Oktahedron

M. Doğan Kantarcı

46

kazanmasını sağlar. Kil mineralleri katyon değişimi özelliklerinden dolayı bitki beslenmesinde çok önemli role ve etkiye sahiptirler.

3.4.2. Kil minerallerinin Sınıflandırılması

Kil mineralleri kristal yapılarına ve mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılırlar. Kil minerallerinin kristal yapıları yaprakçıklarının kalınlığını, su alıp şişme yeteneklerini, katyonların izomorf yerdeğiştirebilme durumunu da etkiler. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi oluştukları anamateryalin mineralojik bileşimine bağlı olarak değişiklik gösterir. Kil minerallerinin kimyasal yapısındaki elementler ve bunların oksitlerinin oranları farklı kil mineralleri arasında belirgin bir ayırımın yapılamayacağını göstermektedir (Tablo 16). Bu nedenle kil minerallerinin sınıflandırılmasında daha az değişken olan kristal yapıları esas alınır (Tablo 17).

Tablo 16. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %) (Scheffer-Schachtschabel 1970’ten)

Kil mineralleri SiO2 Al2O3 Fe2O3 TiO2 CaO MgO K2O Na2O Kaolinit

Montmorillonit ve Nontronit İllit

Vermikulit Klorit

45-48 42-55

50-56 33-37 22-35

38-40 0-28

18-31 7-18 12-24

- 0-30

2-5 3-12 0-15

- 0-0.5

0-0.8 0-0.6

-

- 0-3

0-2 0-2 0-2

- 0-2.5

1-4 20-28 12-34

- 0-0.5

4-7 0-2 0-1

- 0-3

0-1 0-0.4

0-1

İki tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 7.2 Å olup bunlardan kaolinit su alınca şişmez, halloysit su alınca l0.1 Å’a kadar şişer. Üç tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su aldıklarında kil mineralinin cinsine göre 14-18 Å’a kadar şişerler. Dört tabakalı kil minerallerinin ise esas kalınlığı 14 Å olup bunlar su alıp şişmezler. Amorf kil mineralleri ise röntgen ışınlarında kristal yapısı göstermeyen bol su ihtiva eden alüminyum silikatlardır (Tablo 17).

Kil minerallerinde oktahedral tabaka daha önce de belirtildiği gibi çevresine 6 oksijen toplanabilen (koordinasyon sayısı) katyonlar tarafından meydana getirilir. Çevresine 6 oksijen toplayabilen katyonlar Al⁺³ ve Mg⁺² veya Fe, Mn olabilir. Oktahedral tabakada bu katyonların girebileceği yerlerin 2/3’ü 2 Al⁺³ ile doldurulmuşsa bu yapıya dioktahedral, eğer sözkonusu yerlerin her üçü de 3 Mg⁺² tarafından doldurulmuşsa trioktahedral yapıdan bahsedilir (Tablo 17).

Tetrahedron ve oktahedronlarda aynı koordinasyon sayısına sahip katyonların yerdeğiştirebildiği kil minerallerinde, boşta kalan negatif yükler iç ve dış yüzeye yerleşen değiştirilebilir katyonlarca dengelenmişlerdir (Tablo 17).

3.4.3. Topraktaki Önemli kil Mineralleri 3.4.3.1. İki Tabakalı Kil Mineralleri

İki tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir tetrahedron bir de oktahedron tabakasının oksijen köprüleri ile birbirine bağlanması sonucunda meydana gelmişlerdir.

Bunların arasında en yaygın olarak bulunanları kaolinit ve halloysit’tir. Trioktahedrik bir

yapıya sahip olan serpantin Mg₆Si₄O₁₀(OH)₈ nadir olarak bulunur. İki tabakalı mineraller 1:1 veya Si:Al (tetrahedrondaki silisyumdan dolayı Si, oktahedrondaki alüminyumdan dolayı Al ile belirtilerek) olarak gösterilir.

KAOLİNİT

Kaolinitin iki tabakalı olan yaprakçıklarının tetrahedronların bulunduğu yüzeyi oksijen tabakası, oktahedronların bulunduğu yüzeyi hidroksit tabakası ile kaplıdır (Şekil 6.1 ve Şekil 6.2, Şekil 7). Üst üste gelen yaprakçıkların alt yüzeyindeki hidroksit tabakası (H⁺ katyonu arada yeraldığı için) birbirini elektriksel olarak çeker. Bu nedenle esas kalınlığı 7.2 Å, yaprakçık arası açıklığı 2.7 Å olan kaolinit su alıp şişmez ve yaprakçıklar birbirinden uzaklaşmaz²⁷⁾ (Tablo 17, Şekil 7). Kaolinitin yaprakçıkları arasındaki 2.7 Å’lık aralığa katyonlar giremez. Ayrıca izomorf yerdeğiştirme olmadığı için negatif elektrik yükü de pek yoktur. Kaolinit, bu özelliğinden dolayı iç ve dış yüzeyi su alma ile değişmediği gibi değiştirilebilir katyonları da negatif elektriksel güç ile pek az bağlayabilir. Kaolinitin katyon değişim kapasitesi 3-15 me/100 gr arasında olup pek düşük sayılır²⁸⁾ .

Kaolinit ihtiva eden topraklar ıslandıkları vakit suyu emmedikleri için cıvıklaşırlar.

Katyon değişim kapasiteleri de düşük olur. Bu topraklara kireç karıştırılarak kırıntılılık ve süzeklik sağlanamaz. Ancak bol organik madde (humus) ile ıslâh edilebilir. Bu nedenlerle kaolinitli topraklar sorun çıkaran ve bitki beslenmesi bakımından da zayıf topraklar olarak kabul edilirler.

HALLOYSİT

Halloysit de kaolinit gibi bir tetrahedron, bir oktahedron tabakasının üst üste gelmesi ile teşekkül etmiştir. Ancak kaolinitin aksine silikat tabakaları arasında su molekülleri yeralmıştır. Bu nedenle 7.2 Å olan esas kalınlık su alıp şişerek 10.1 Å’a kadar artabilir.

Yaprakçıklar arasındaki 2.7 Å olan kaolinit’de değişmediği halde Halloysit’de su alıp şişme sonucunda artar. Halloysit su alıp şişebildiği için toprakta suyun tutulmasında faydalı olur.

Halloysitin katyon değişim kapasitesi 5-10 me/100 gr’dır (Tablo 17).

3.4.3.2. Üç Tabakalı Kil mineralleri

Üç tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir oktahedron tabakasının altına ve üstüne iki tetrahedron tabakasının birleşmesi sonucunda oluşmuşlardır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7).

Daha önce de belirtildiği gibi tetrahedronların dış yüzleri oksijen tabakası ile kaplı olduğundan yaprakçıklar arasında bu iki oksijen tabakasını bağlayacak bir katyon bulunmamaktadır (Şekil 6.1 ve 6.2, Şekil 7). Bu nedenle 3 tabakalı kil mineralleri su aldıklarında yaprakçıklar birbirinden uzaklaşırlar. Bu olay su alan kil minerallerinin şişmesi olarak tanımlanır. Yaprakçıklar arasındaki açıklığa katyonlar girerek yerleşirler ve iki yandaki negatif elektrik yüklerine sahip oksijen tabakaları arasında elektriksel bağ ile tutulurlar.

Ancak bu katyonlar daha aktif bir katyon ile yerdeğiştirebilirler. Üç tabakalı kil mineralleri 1:1:1 veya Si:Al:Si (tetrahedron Si, oktahedron Al, tetrahedron Si) olarak gösterilirler. Üç tabakalı kil mineralleri arasında toprak özellikleri bakımından önemli olanlar illit, vermikulit ve montmorillonit’tir. Ayrıca pirofillit Al2Si4O10(OH)2 ile Talk Mg3Si4O10(OH)2 nadir olarak toprakta rastlanan üç tabakalı killerdendir (Tablo 17).

28) me : miliekivalan.

Tablo 17. Kil minerallerinin sınıflandırılması (ağırlığa göre %)

(Irmak, A. 1970 ile Scheffer-Schachtschabel 1972’den derlenmiştir. )

Tabaka sayısı

Yaprakçık kalınlığı

Kil mineralinin

adı

Ortahedral tabakanın

yapısı

İzomorf yer değiştirme

Şişme (açılma)

Ortahedral tabakanın katyonları

Tetrahedral tabakanın katyonları

Oksijen, Hidroksil veya

su grubu

İç ve dış yüzeyde tutulan katyonlar

Katyon değişim kapasite

si

7.2 Å Kaolinit Dioktahedral Yok Yok Al2 Si2 O5(OH)4 - 3-15

2 Halloysit Dioktahedral Yok 10.1 Å ^Al2 Si2 O5(OH)4 . 2H2O - 5-10

1:1 Si:Al

Serpantin

(nadir) Trioktahedral Yok Yok Mg3 Si2 O5(OH)4 -

Mika Dioktahedral Yok Yok

10 Å Glaukonit Yok Yok Al 0.35 Si 3.65 O10(OH)2 K ve

diğer^(*)

5-40 3

2:1 Si:Al:Si

İllit Dioktahedral Var 10-15-20

Å

Fe⁺³ 0.20 Al 1.55 Mg 0.25

Si 3.50 Al 0.50

O10(OH)2 . yH2O K 0.58 Diğer^(**) 0.17

20-50

Vermiküllit Trioktahedral Var 15 Å ^{Mg 2.61} Fe⁺³ 0.10 Al 0.39

Si 2.95 Al 1.05

O10(OH)2 . yH2O Diğer^(**) 0.66 100-200

Montmorillonit Dioktahedral Var 15-20 Å

18 Å

Al 1.50 Mg 0.63

Si 3.91 Al 0.09

O10(OH)2 . yH2O Diğer^(**) 0.33 80-120

Pirofillit (nadir) Yok Yok Yok Al2 Si4 O10(OH)2 -

Talk (nadir) Yok Yok Yok Mg3 Si4 O10(OH)8 -

4 2:2

Si:Al:Si:Al

14 Å Klorit

Dioktahedral (Leptoklorit) Trioktahedral (Ortoklorit)

Yok Yok Mg 4.65

Fe⁺³ 0.40 Al 0.90

Si 3.20 Al 0.80

- 10-40

Amorf Alofan SiO2 / Al2O3  100

(*)

Glaukonit’te (K, Ca/2, Na)_0.85 , (Al_0.47 , Fe⁺³_0.97 , Mg_0.40)

(**) Ca / 2, Mg / 2, K, Na, H₂O

yH₂O : Su miktarı değişik 48

İLLİT

İllitlerin bir kısmı mikaların (muskovit, biotit) hidratlanması ile, bir kısmı da silikatların ayrışması ve yeniden teşekkül sonucunda oluşurlar. İllit mineralleri esas itibariyle mikaların pulcuklarının aralanması ve bu aralıkların su alıp şişebilir bir duruma gelmesi ile teşekkül eder. Mika pullarının aralanması önce kenarlardan su alarak başlayıp iç kesime doğru gelişir. Bu olay mika pullarının ve özellikle potasyumun hidratlanması olayıdır. Potasyum katyonlarının (su dipolleri ve hidronyum etkisi ile) hidratlanması sonucunda mika pulcukları birbirinden ayrılır. Bu arada hidratlanan K⁺ katyonu da hidronyum tarafından yaprakçıklar arasından dışarıya alınır. Böylece yaprakçıkların arası daha da açılır ve giderek mika illit’e dönüşmüş olur (Şekil 8). Bu nedenle illit ile mika arasında birçok ara safhası bulunur. İllitler daha küçük tane çapında oluşları (Ø < 0.002 mm), pek az kristalleşmiş olmaları²⁹⁾, daha az potasyum (% 4-6), fakat daha fazla kristal suyu ihtiva etmeleri ile mikalardan ayırtedilirler.

Buna karşılık diğer kil minerallerinden daha fazla potasyum ihtiva ettikleri ve mikalarla aralarında birçok geçiş safhası bulunduğu için illitler mikamsı kil mineralleri olarak tanınırlar.

İllitlerin kimyasal bileşimi oluştukları mikalara bağlı olarak değişir. Bir kısım illitlerin mikaların hidratlanması ile gelişmesi, bir kısmının toprak oluşumu sırasında silikatların ayrışması olayının sonucunda oluşmaları ve bir kısım illitlerin de denizel tortulların ayrışması ve yeniden oluşum sürecinden sonra oluşmaları (Glaukonit), illitlerin kimyasal bileşimlerinin birbirinden epeyce farklı olmasına sebep olarak gösterilir.

İllit minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su alıp şiştiklerinde kalınlık artar Kalınlığın artması illitin vermikulite geçiş safhasında 15 Å’e, montmorillonite geçiş safhasında 20 Å’e ulaşır. İllitlerin katyon değişim kapasiteleri 20-50 me/100 g arasındadır.

Mikamsı kil mineralleri arasında Glaukonit de (Glokoni) bulunur. Glaukonit denizel tortulların içinde bulunan yeşil renkli sekunder bir mineraldir. Bileşimi esas itibariyle magnezyumlu-potasyumlu demir silikattır (K, Na) (Mg, Fe, Al, Ca)3 (Si3Al) O10(OH)2. Ancak Glaukonitin bileşimi çok değişkendir. Bu mineralin sığ denizlerde ve sahile yakın kesimlerde 50-100 m derinlikte teşekkül ettiği ve glaukonitli kum taşlarını meydana getirdiği bildirilmiştir (Bayramgil, O.1959).Glaukonitin mikamsı bir kil minerali olarak formülü aşağıda verilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970’ten). Glaukonitin katyon değişim kapasitesi 5-40 me/100 g’dır.

(K,Ca/2,Na)0.85(Al0.47,Fe⁺³0.97,Fe⁺² 0.19 Mg0.40)(Si3.65, Al0.35)O10(OH)2

VERMİKÜLLİT

Vermiküllit biotit’ten gelişmiş olan illitin fazla miktarda K⁺ kaybetmesi ve yaprakçıkları arasında K⁺ yerine Mg⁺⁺ katyonlarının girmesi ile gelişir (Şekil 8).

Vermiküllitin esas kalınlığı 10 Å olduğu halde su alıp şişerek Mg⁺⁺ veya Ca⁺⁺ ile doyurulduğunda kalınlık 15 Å’e ulaşır (Gliserin ile 14 Å). Vermiküllitin katyon değişim kapasitesi 100-200 me/100 g arasındadır. Eğer vermiküllit mineralleri yüksek miktarda K⁺ veya NH4+

katyonları ile karşılaşırlarsa bu katyonlar değiştirilebilir durumdaki Mg⁺⁺ ve Ca⁺⁺

yerine geçerler. Bu durum vermiküllitli toprakların yüksek miktarda potasyumlu veya amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda oluşur. Yeniden K⁺ ve NH₄⁺ ile doygun hale gelen vermiküllit minerallerinin su kaybedip kururlarsa tekrar su almakla şişmediği kalınlığın 10 Å’e indiği ve illite dönüştüğü görülür. İllite dönüşme ile artık potasyumun toprak suyuna geçmesi zorlaşır veya mümkün olmaz (potasyumun ve amonyumun fiksasyonu).

29) Hidratlanma olayı ile su alan ve K⁺ kaybeden mikaların kristal yapıları bozulduğu ve mika giderek illite dönüştüğü için illitler mikalara oranla daha zayıf bir kristalleşme gösterirler.

50

MONTMORİLLONİT (SMEKTİT)

Montmorillonit mineralleri illit ve vermikülite benzeyen bir kristal yapısına sahiptirler (Şekil 6.2, 8). Ancak su alıp şiştiklerinde ve Mg⁺⁺ ile doyurulduklarında 10 Å olan esas kalınlık 20 Å’e, 3.4 Å olan yaprakçık aralığı ise 14 Å’e kadar şişer (gliserinle de aynı şişme görülür). Montmorillonitlerde su alıp şişme ve yaprakçıkların birbirinden uzaklaşması olayı mineralin doyurulduğu katyona önemle bağlıdır. Ca⁺⁺ veya Mg⁺⁺ ile doyurulmuş montmorillonitler esas kalınlık olan 10 Å’den 20 Å’e kadar şiştikleri halde, Na⁺ ile doyurulmuş montmorillonitlerde 160 Å’e kadar şişme tesbit edilmiştir (Scheffer- Schachtschabel 1970). Ortamda daha fazla sodyumun bulunması montmorillonitin yaprakçıklarının birbirinden bir daha biraraya gelemeyecek kadar uzaklaşmalarına sebep olur (Tuzlu topraklarda Na-montmorillonit teşekkülü). Vermiküllit ise Na⁺ ile doyurulduğunda ancak 15 Å’e kadar şişebilir.

Montmorillonitler illitlerden veya bazalt gibi bazik erüptif kayalardaki minerallerden gelişebilirler. Genellikle tortul materyallerde bulunan montmorillonitler illitlerden gelişmiştir (Şekil 8). Saf montmorillonitler daha çok volkanik tüflerin ayrışması ile oluşurlar (Bentonit’ler).

Montmorillonitlerden demirce zengin olanı Nontronit adını alır. Nontronitte demir katyonları oktahedronlara yerleşmiştir. Renk sarıdan esmer yeşile kadar değişir.

MİKA MİKA YAPRAKLARININ

AYRILMASI VE K⁺ İYONLARININ SERBEST KALMASI

MİKA - İLLİT İLLİT

(SU ALINCA ŞİŞMEZ)

İLLİT KENARLARI

AÇILMAYA BAŞLAMIŞ İLLİT

AÇILMIŞ İLLİT VERMİKÜLLİT

VEYA MONTMORİLLONİT

POTASYUM

DEĞİŞTİRİLEBİLİR KATYON

Şekil 8. Mikanın İllit’e ve daha sonra vermiküllit ve montmorillonit’e dönüşmesi.

M. Doğan Kantarcı

Montmorillonitlerin katyon değişim kapasitesi 80-120 me/100 g arasında değişir.

Yüksek miktarda K⁺ veya NH₄⁺ katyonları ile illite dönüşmezler (K-fiksasyonu yok). Su kaybedip kuruduktan sonra yeniden su alıp şişebilirler.

3.4.3.3. Dört Tabakalı Kil Mineralleri

Dört tabakalı kil mineralleri tetrahedron ve oktahedron tabakalarının tet/okt/tet/okt olarak üst üste sıralanması ile teşekkül ederler (Şekil 6.2). Bu tip bir tabakalanma ile oluşan yaprakçıkların alt yüzünde tetrahedronlara ait oksijen tabakası, üst yüzünde de oktahedronlara ait hidroksilli tabaka bulunur. Yaprakçıkların üst üste dizilmesi sonucunda bir yaprakçığın oksijen tabakası ile diğer yaprakçığın hidroksilli tabakası karşı karşıya gelmiş olur (Şekil 6.2).

İki oksijen tabakası arasında kalan ve hidroksil iyonlarına ait olan H⁺ katyonları yaprakçıkların birbirine kuvvetle bağlanmalarına sebep olur. Benzer durum iki tabakalı kil minerallerinde (kaolinit) sözkonusudur. Bu nedenle dört tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 14 Å olmasına rağmen su alıp şişme yetenekleri hemen yok gibidir. Dolayısıyla katyon değişim kapasitesi de düşüktür. Dört tabakalı kil mineralleri 1:1:1:1 veya 2:2 veya Si:Al:Si:Al şeklinde gösterilirler. Dört tabakalı kil minerallerini klorit temsil eder.

KLORİT

Klorit bir magnezyum silikat olup klorit şistlerinde (başkalaşım kayalarından) bulunur.

Kloritlerin yaprakçıkları 4 tabakalı yapıda olduğundan su alıp şişmezler. Kloritlerin esas kalınlığı 14 Å’dur. Su alıp şişmedikleri için iç yüzey genişleyemez ve katyon değişiminde kullanılamaz. Bu nedenle kloritlerin katyon değişim kapasitesi 10-40 me/100 g arasındadır.

Asit topraklarda ayrışma sonucunda klorit yaprakçıklarındaki tabakalar arasından bir oktahedron tabakasının ayrılması sonucunda Al(OH)3 (Gibsit = Hidrarjillit) teşekkülü ile dört tabakalı klorit yaprakçığı üç tabakalı sekunder klorit’e dönüşür. Sekunder klorit yaprakçıkları tet/okt/tet/okt yapısı bozulduğu için su alınca şişme özelliği gösterirler (Formül için bak.

bölüm 2.1.1.5.1. mikalar – klorit).

3.4.3.4. Amorf Killer (Alofan)

Kristal özellikleri göstermeyen ve amorf yapıda olan killeri alofan temsil eder.

Alofanlar bünye suyu fazla ve SiO₂/Al₂O₃ oranı düşük sekunder aluminyum silikatlardır.

Alofanlar genellikle volkan külleri arasında yeralır ve volkanik bir oluşumu işaret ederler.

Alofanların katyon değişim kapasitesi 100 me/100 g’a kadar ulaşır (Tablo 17).

3.4.4. Kil Minerallerinin Oluşumu

Kil mineralleri erüptif kayalardaki silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden, tabakalı silikat minerallerinin (mikaların) hidratlanması ve yaprakçıklarının aralanmasından sekunder olarak oluşurlar. Ayrıca tortul materyallerdeki kil mineralleri olduğu gibi toprağa intikal edebilirler. Kil minerallerinin oluşumunda temel prensip şudur; aynı mineralden farklı iklim ve ortam (pH ve katyonlar) şartları altında farklı kil mineralleri oluşabildiği gibi, farklı

52

minerallerden aynı iklim ve ortam şartlarında aynı kil mineralleri de oluşabilir. O halde kil minerallerinin oluşumu, oluştukları mineralin özelliklerine bağlı olduğu kadar iklim, pH ve ortamdaki katyonlara da bağlıdır.

1) SİLİKATLARIN AYRIŞMA ÜRÜNLERİNDEN KİL MİNERALLERİNİN OLUŞUMU

Silikat minerallerinden feldspatlar, piroksenler ve amfibollerin ayrışması ve kristal yapılarının bu ayrışma sırasındaki değişimi ile kil mineralleri sekunder olarak teşekkül ederler. Silikatlardan kil minerallerinin teşekkülü sırasında iklim özellikleri, ortamın reaksiyonu (pH, asit veya alkali) ve ortamdaki katyonların cinsi ile miktarı oluşacak kil mineralinin cinsini tayin eder. Genel olarak silikatların ayrışması sonucunda kil minerallerinin teşekkülü olayı şekil 9’daki gibi şematik olarak gösterilir.

ASİT ORTAMDA İKİ TABAKALI KİL

MİNERALLERİ KAOLİNİT

PRİMER AYRIŞMA İYONLAR VE

SİLİKATLAR KOLLOİD BOL K⁺ ÜÇ TABAKALI KİL İLLİT

ÇÖZELTİLER MİNERALLERİ

BOL Ca⁺⁺ ÜÇ TABAKALI KİL

Mg⁺⁺ MİNERALLERİ MONTMORİLLONİT

Şekil 9. Yaprakçıksız silikat minerallerinin ayrışma ürünlerinden kil minerallerinin teşekkülü ve oluşum ortamının reaksiyonu ile ilişkisi (Irmak, A.1972’den).

Ortamda reaksiyonun alkalen oluşu, yüksek miktarda K⁺, Na⁺, Ca⁺⁺ ve Mg⁺⁺ bulunuşu öncelikle üç tabakalı kil minerallerinin teşekkülüne sebep olur. Eğer K⁺ iyonları fazla ise illit mineralleri, Mg⁺⁺ iyonları fazla ise montmorillonit mineralleri, çok fazla Mg⁺⁺ iyonunun varlığı halinde klorit teşekkül eder.

Ortamda reaksiyonun asit oluşu ayrışma ürünlerinin hızla yıkanıp ortamdan ayrılmalarına sebep olur. Bu defa serbest kalan silis asidi ile ortamda bulunabilen K⁺, Na⁺, Ca⁺⁺ ve Mg⁺⁺ iyonları tarafından iki tabakalı kil mineralleri meydana getirilir (Ortoklasın hidroliz yolu ile ayrışması bahsinde kaolinit oluşumuna bakınız 2.2.3.2.(3) ).

2) TABAKALI SİLİKATLARIN ARALANMASI İLE KİL MİNERALLERİNİN OLUŞUMU

Tabakalı silikat mineralleri olan mikalar (muskovit ve biotit) tabakalarının aralanması ile kil minerallerine dönüşürler. Öncelikle fiziksel etkiler sonucunda mikalar parçalanarak kil boyutuna kadar (Ø < 0.002 mm) ufalanır. Yüzeyin artışı kimyasal ayrışmanın daha da artmasına ve mika yaprakçıklarının kenarlarındaki K⁺ iyonlarının hidratlanarak yerlerine H⁺, Ca⁺⁺, Mg⁺⁺ gibi iyonların geçmesine sebep olur. Bu fiziksel ve kimyasal ayrışmaların sonucunda K⁺ kaybeden mika illite dönüşür (Şekil 8-10). Eğer illitin K⁺ kaybı devam eder ve yaprakçıklar aralanmaya devam ederlerse potasyumun yerine (ortamda varsa) Mg⁺⁺ ve Ca⁺⁺

geçer. Bu gelişme ile illit, vermiküllite veya montmorillonite dönüşür (Şekil 8-10).