2.2 Pårørende og nærmeste pårørende
2.2.2 Mindreårige barns rettsstilling som pårørende
Pela difratometria de raios-X da fração argila dos solos, solos aluvias e sedimentos da bacia do rio Doce foi possível observar uma similaridade na mineralogia desses materiais, sendo constituída basicamente por vermiculita, vermiculita com hidróxi entrecamada, ilita, caulinita, gibbsita, goethita e hematita (Figura 20 a 31).
Esta composição mineralógica apresentou-se com algumas variações nos solos desta bacia de acordo com sua classe. A presença de vermiculita, vermiculita com hidróxi entrecamada e ilita, identificados pelos pelos picos 1,410; 1,222 e 1,009 nm, respectivamente, foi detectada apenas nos Cambissolos (P7 e P11). O P7 se encontra na região de Resplendor (MG) formado por granitóides (CPRM, 2003) e o P11 na região de Linhares (ES) por sedimentos quaternários da formação Barreiras (CPRM, 2013). A gibbsita mostrou presença marcante pelos picos em 0,484 e 0,435 nm nos Latossolos Vermelhos e Amarelos (P1, P2, P5) e nos Cambissolos (P7 e P11) discutidos anteriormente (Figura 20 e 21). Nos Argissolos Vermelhos (P3, P4, P6 e P8) e os Latossolos Amarelos (P9 e P10) a gibbsita se apresentou com picos pouco expressivos. Estes solos não apresentaram minerais 2:1 com exceção do P6 que indicou pico de ilita em 0,998 e 0,334 nm (Figura 20).
Assim, a composição mineralogica destes perfis de solos de acordo com sua litologia indicam que os argilominerais formados tiveram sua origem a partir da alteração de plagioclásios, feldspato e muscovita. Os óxidos de ferro originaram-se principalmente a partir de anfibólios e biotita (CPRM, 2003; Bilal et al., 2000; CPRM 2013; Uhlein et al., 2013).
Figura 20. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos solos da parte alta da paisagem (P1, P2, P3, P4, P5, P6, P7). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 21. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos solos da parte alta da paisagem (P8, P9, P10 e P11) e do Neossolo Flúvico (P12). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 22. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos Neossolos Flúvicos (P13 e P14). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 23. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos Neossolos Flúvicos (P15 e P16). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 24. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos Neossolos Flúvicos (P17 e P18). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 25. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos Neossolos Flúvicos (P19 e P20). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 26. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos Neossolos Flúvicos (P21 e P22). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 27. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos sedimentos do rio Doce (S1, S2, S3, S4 e S5).1/MD: Margem Direita; 2/ME: Margem Esquerda; 3/MDA: Margem Direita Antes; 4/MED: Margem Esquerda Depois; 5/MDD: Margem Direita Depois. Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 28. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos sedimentos do rio Doce (S6 e S7).6/MEA: Margem Esquerda Antes; 3/MDA: Margem Direita Antes; 4/MED: Margem Esquerda Depois; 5/MDD: Margem Direita Depois. Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 29. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos sedimentos do rio Doce (S8 e S9).6/MEA: Margem Esquerda Antes; 3/MDA: Margem Direita Antes; 4/MED: Margem Esquerda Depois; 5/MDD: Margem Direita Depois. Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada;
Figura 30. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos sedimentos do rio Doce (S10 e S11).6/MEA: Margem Esquerda Antes; 3/MDA: Margem Direita Antes; 4/MED: Margem Esquerda Depois; 5/MDD: Margem Direita Depois. Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
Figura 31. Difratometria de raios-X da fração argila natural (amostra orientada) dos sedimentos do rio Doce (S12).6/MEA: Margem Esquerda Antes; 3/MDA: Margem Direita Antes; 4/MED: Margem Esquerda Depois; 5/MDD: Margem Direita Depois. Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Ct – caulinita; Il – ilita; Gb – gibbsita; Gt – goethita; Hm – hematita.
A presença marcante da caulinita, e parcial da gibbsita, na fração argila dos solos é indicativa de um grau elevado de desenvolvimento. Este é condicionado pela remoção de sílica, devido à sua maior solubilidade, resultando na formação de caulinita e com a continuidade do processo a conversão desta em gibbsita (Lindsay, 1979; Hsu et al., 1989). Esta transformação foi observada nos Latossolos Vermelho e Amarelo (P1, P2 e P5) como também no Argissolo Vermelho (P6) e Cambissolos (P7 e P11). Avaliando o teor total de Fe pela fluorescência de raios-X, a cor do solo e a presença ou ausência da gibbsita nos solos, não se observou uma correlação entre eles, onde a cor do solo não é função do teor de ferro presente e sim do seu tipo de óxido de ferro presente, igualmente mostrado por Kämpf & Schwertmann (1983).
Avaliando os difratogramas da argila tratada com NaOH para a concentração de óxidos (Apêndice B) se observa a presença da goethita, com
solos em estudo (P1 a P11) com seus respectivos hkl em 110 e 111. Mesmo em diferentes proporções, esses óxidos de ferro se fazem presentes em todos os solos estudados da bacia do rio Doce tanto nas cores 7,5YR ou mais amarelos (P2, P5, P7, P9, P10 e P11) ou 2,5YR ou mais vermelhos (P1, P3, P4, P6 e P8). A presença da hematita, mesmo nos solos vermelhos (Apêndice B), se deve à sua maior estabildade termodinâmica dentre os óxidos de Fe, precipitando em menor constante de solubilidade (10-44<Kps<10-41) (Cornell & Schwertmann, 2003; Kampf & Curi, 2000; Mello & Perez, 2009). Estes minerais podem coexistir por apresentarem características distintas, como as mineralógicas (como nível de substituição isomórfica de Fe por Al na estrutura, grau de cristalinidade, tamanho e forma do mineral), material de origem, estádio de intemperismo e condições biopedoclimáticas do seu local de formação (Resende, 1976; Melo et al., 2001).
Os Neossolos Flúvicos avaliados na bacia do rio Doce foram formados por depósitos quaternários aluviais (CPRM, 2003; CPRM, 2013). Pelo seu caráter aluvial de formação pela estratificação em camadas, a composição mineralógica desses solos são reflexos dos minerais presentes nas rochas desta bacia que por erosão ou carreamento pelos seus afluentes chegaram ao rio principal e por processo de sedimentação formaram suas planícies aluviais. Avaliando os difratogramas da fração argila natural (Figura 21 a 31) e da concentração de óxidos (Apêndice B) dos Neossolos Flúvicos (P12 a P22) e sedimentos (S1 a S12) sua composição mineralógica foi de vermiculita, vermiculita com hidróxi-entrecamada, ilita, caulinita, gibbsita, goethita e hematita. Os difratogramas da fração argila dos Neossolos Flúvicos e sedimentos apresentaram picos em 0,717; 0,258; 0,238 nm, caracteristicos das reflexões 001, 002 e 003 da caulinita, mineral este facilmente observado nos difratogramas da fração argila natural (Figura 21 a 31) e da fração argila desferrificada (Apêndice A). Pela maior condição de úmidade nesses ambientes, estes apresentaram cor 7,5YR ou mais amarelos resultando na predominância do mineral goethita com picos em 0,416; 0,269 nm (Apêndice A) por sua maior estabildade termodinâmica dentre os óxidos de ferro (Cornell & Schwertmann, 2003; Kampf & Curi, 2000; Mello & Perez, 2009).
A gibbsita apresentou seus picos em 0,485 e 0,435 nm em todos os Neossolos Flúvicos e sedimentos avaliados. Como nesses ambientes a
dessilificação propícia a formação deste mineral (Lindsay, 1979; Hsu et al., 1989).
Para a correta identificação dos minerais 2:1 se procedeu na fração argila sua saturação com Mg e Mg + Glicerol, K a 25, 350 e 550 °C (Figura 32 e 33). Observou-se que com a saturação com Mg e Mg + Glicerol que o pico com reflexão basal a 1,4 nm não sofreu qualquer alteração, excluindo a possibilidade de ser o mineral esmectita que sofreria com este tratamento uma espansão de sua distância interbasal até 1,8 nm (Douglas, 1989). Nos diferentes tratamentos com K e aquecimento, foi possível observar o colapso do pico de 1,4 nm para 1,0 nm onde é detectada naturalmente a ilita, sendo portanto a confirmada a identificação da vermiculita. Pela presença da vermiculita e a presença do pico em 1,2 nm e seu comportamento frente aos tratamentos, se pode afirmar a presença de vermiculita com hidróxi-entrecamada. Uma maior atividade de Al no sistema induz a formação deste mineral em solos ácidos pelo aumento da instabilidade dos aluminossilicatos (Fanning & Keramidas, 1989; Douglas, 1989) conferindo uma maior resistência à vermiculita (Ker, 1988; Resende et al., 2005).
Figura 32. Difratometria de raios-X da fração argila natural dos tratamentos para identificação dos minerais 2:1 no horizonte Bi do Cambissolo Háplico (P7). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Il – ilita; Ct –
Figura 33. Difratometria de raios-X da fração argila natural dos tratamentos para identificação dos minerais 2:1 no horizonte C4 do Neossolo Flúvico (P16) e no horizonte C7 do Neossolo Flúvico (P21). Vm – vermiculita; VHE – vermiculita com hidróxi entrecamada; Il – ilita; Ct – Caulinita; Gb – gibbsite; Gt – goethite.
P16
Os picos em 1,00; 0,50; 0,33 nm indicam a presença da ilita, um mineral 2:1 hidratado não expansível, observado nos difratogramas da fração argila natural (Figuras 20 a 31). A ocorrência deste mineral aconteceu em todos os Neossolos Flúvicos e sedimentos e em alguns solos (P1, P6, P7 e P11) da bacia em estudo. Nos difratogramas da fração argila desferrificada (Apêndice A) é possível a vizualização do pico em 0,395 nm correspondente à muscovita. Sendo um mineral primário bastante resistente ao intemperismo, sua presença na fração argila de solos altamente intemperizados é possível, onde diversos autores já encontraram resíduo desta mica (Arkcoll et al., 1985; Melo et al., 2002; Melo el al., 2003).
Assim, pode-se afirmar que a ilita e vermiculita presentes nesses materiais foi formada a partir da muscovita e ou do feldspato, minerais estes presentes no material de origem (CPRM, 2003; Bilal et al., 2000; CPRM 2013; Uhlein et al., 2013). As reflexões basais da ilita e muscovita são as mesmas em 1,00; 0,33 e 0,50 nm e diferem em 0,395 sendo este valor apenas para a muscovita. A visualização do pico em 0,395 nm so foi possível no difratograma da fração argila desferrificada (Apêndice A), devido à remoção dos óxidos de ferro e pelo processo de orientação da amostra, ocasionando uma magnificação na intensidade do pico.
Confirmando a participação da muscovita na composição mineralógica dos solos da bacia em estudo, a relação entre a intensidade dos picos 001 e 002 da ilita foi muito superior à unidade (R = (001) / (002) = >1) em todos as amostras analisadas. Segundo Pal et al. (2001), valores de R próximos de 1,0 indicam a ocorrência de apenas muscovita (mica dioctaedral).
Com a presença de vermiculita, vermiculita com Al-hidróxi entrecamada e ilita, considerando estes relacionados à interestratificação ao acaso da vermiculita-ilita e utilizando o método de Mering (Sawhney, 1989) estimou-se esta interestratificação sendo de 95 % de mica e 5 % de vermiculita para os solos, Neossolos Flúvicos e sedimentos da bacia do rio Doce.
A caulinita foi o mineral mais abundante encontrado na fração argila dos solos, Neossolos Flúvicos e sedimentos desta bacia. Assim, para melhor caracterização mineralógica se utilizou um microscópio eletrônico de transmissão acoplando a um detector de energia dispersiva para se obter a
da caulinita foi observada com suas arestas parcialmente aredondadas pelo processo de intemperismo (Figura 34). Resultados semelhantes foram encontrados por Singh & Gilkes (1992) para solos australianos e Corrêa (2008) para solos dos tabuleiros costeiros, Amazônia e Recôncavo Baiano.O EDS acoplado ao microscopio foi utilizado para verificar a composição elementar da caulinita e do óxido de ferro para confirmar sua identificação (Figura 34a). O microscópio eletrônico de transmissão é capaz de gerar uma imagem que possibilita a verificação se o material em estudo é cristalino ou amorfo. Uma imagem com o campo claro é formada pelo feixe direto (Figura 34d) e uma outra com o campo escuro por um feixe difratado (Figura 34e). Assim, pode-se vizualizar o efeito da difração gerada pela caulinita.
Figura 34. Microscópia eletrônica de transmissão da fração argila natural do horizonte subpuperficial do P3 - Argissolo Vermelho (d;e) e do P10 - Latossolo Amarelo (a;b;c) Óxido de Ferro Caulinita Óxido de Ferro a Caulinita b c d e