1. Kil Mineralleri Toprağın Æ < 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 sekonder olarak teşekkül etmiş kalsit CaCO 3 , a - FeOOH, hidrarjillit (Gibsit) A1 2 (OH) 6 (veya kısaca A1(OH) ), opal ve bioopal SiO2.nH O, demir, alüminyum ve mangan oksit kristalleri kil mineralleri ile birlikte bulunmaktadır. Kil mineralleri silikatların ayrış ması sonucunda sekonder 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 mine rallerinin 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 yaprakçıkla rı 2, 3 veya 4 tabakalıdır. Tabaka sayısına göre kil minerallerinin iç yüzeyi değişiktir. İki tabakalı kil minerali olan kaolinitin l gramında 80 m , üç tabakalı olan montmorillo nitin 1 gramında 800 m yüzey vardır. Su alıp şişen kil minerallerinin Bu iç y üzeyine 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.

1.1. 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 alüminyum katyonunun etrafında yeralmış altı oksijen anyonundan oluşurlar. Tetrahedronlar ile oktahedronlarm üst üste gelip aralarındaki oksijen köprüleri ile birbirine bağlanmaları sonucunda tabakalı bir yaprakçık meydana gelir. Yaprakçıkların üst üste gelmesi ile de kil mineralleri oluşur (Şekil 1.1.).

Şekil 1.1. Kil minerallerinin yaprakçıklannda 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 1.1 ve 1.2).

Şekil 1.2. 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. Yaprakçıkların su almadan önce aralarında 2.7 angström (2.7Å) olan mesafe su alma ile değişmez (Şekil 1.3).

Şekil 1.3 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 1.2). 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 1.3). 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 kazanmasını sağlar. Kil mineralleri katyon değişimi özelliklerinden dolayı bitki beslenmesinde çok önemli role ve etkiye sahiptirler.

1.2. Kil minerallerinin Sınıflandırılması Kil mineralleri kristal yapılarına ve mineralojik bileşimlerine göre sınıflandırılırlar. Kil minerallerinin kristal yapılan 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 oranlan farklı kil mineralleri arasında belirgin bir ayırımın yapılamayacağını göstermektedir (Tablo 1.1). Bu nedenle kil minerallerinin sınıflandırılmasında daha az değişken olan kristal yapıları esas alınır (Tablo 1.2). Tablo 1.1. Kil minerallerinin kimyasal bileşimi (ağırlığa göre %) (Scheffer-Schachtschabel 1970'ten)

İki tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 7 İki tabakalı kil minerallerinin esas kalınlığı 7.2 Å olup bunlardan kaolinit su alınca şişmez, halloysit su alınca 10.1 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 1.2). 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+ ile doldurulmuşsa bu yapıya dioktahedral, eğer sözkonusu yerlerin her üçü de 3 Mg+2 tarafından doldurulmuşsa trioktahedral yapıdan bahsedilir (Tablo 1.2).

Tetrahedron ve oktahedronlarda aynı koordinasyon sayısına sahip katyonların yerdeğiştirebildiği kil minerallerinde, boşta kalan negatif yükler iç ve dış yüzeye yerleşen değiştirilebilir katyonlarca dengelenmişlerdir (Tablo 1.2). 1.3. Topraktaki Önemli kil Mineralleri 1.3.1. 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 bulunanlan kaolinit ve halloysiftir. 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. 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 uzaklaşmaz. 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 sayılır.

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 1.2).

1.3.2. Üç Tabakalı Kil mineralleri Üç tabakalı kil minerallerinin yaprakçıkları bir oktahedron tabakasının altına ve üstüne iki tetrahedron tabakasının birleşmesi sonucunda oluşmuşlardır. Daha önce de belirtildiği gibi tetrahedronların dış yüzleri oksijen tabakası ile kaplı olduğundan yaprakçıklar arasında bu iki oksijen tabakasını bağlayacak bir katyon bulunmamaktadır. 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 A12Si4O10(OH)2 ile Talk Mg3Si4O10(OH)2 nadir olarak toprakta rastlanan üç tabakalı killerdendir (Tablo 1.2).

Tablo 1.2. Kil minerallerinin sınıflandırılması (ağırlığa göre %)(Irmak, A. 1970 ile Scheffer-Schachtschabel 1972'den )

İLLİT İllitlerin bir kısmı mikaların (muskovit, biotit) hidratlanması ile, bir kısmı da silikatların ayrışması ve yeniden teşekkül sonucunda oluşurlar. İllit mineralleri esas itibariyle mikaların pulcuklarmın 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. Bu nedenle illit ile mika arasında birçok ara safhası bulunur. İllitler daha küçük tane çapında oluşları (0 < 0.002 mm), pek az kristalleşmiş olmaları, 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 İllitler mikamsı kil mineralleri olarak tanınırlar. İllitlerin kimyasal bileşimi oluştukları mikalara bağlı olarak değişir. Bir kısım İllitlerin mikaların hidratlanması ile gelişmesi, bir kısmının toprak oluşumu sırasında silikatların ayrışması olayının sonucunda oluşmaları ve bir kısım İllitlerin de denizel tortulların ayrışması ve yeniden oluşum sürecinden sonra oluşmaları (Glaukonit), İllitlerin kimyasal bileşimlerinin birbirinden epeyce farklı olmasına sebep olarak gösterilir.

İllit minerallerinin esas kalınlığı 10 Å olup su alıp şişliklerinde 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, 0.1959).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. Vermiküllitin esas kalınlığı 10 Å olduğu halde su alıp şişerek Mg++ veya Ca++ ile duyurulduğunda 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).

MONTMORİLLONİT (SMEKTİT) Montmorillonit mineralleri illit ve vermikulite benzeyen bir kristal yapısına sahiptirler. Ancak su alıp şişliklerinde ve Mg++ ile duyurulduklarında 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 duyurulduğu katyona önemle bağlıdır. Ca++ veya Mg++ ile doyurulmuş montmorillonitler esas kalınlık olan 10 Å 'den 20 Å 'e kadar şişlikleri halde, Na+ ile doyurulmuş montmorillonitlerde 160 Å 'e kadar şişme tesbit edilmiştir (Scheffer-Schachtschabel 1970). Ortamda daha fazla sodyumun bulunması montmorillonitin yaprakçıklarmın birbirinden bir daha biraraya gelemeyecek kadar uzaklaşmalarına sebep olur (Tuzlu topraklarda Na-montmorillonit teşekkülü). Vermiküllit ise Na+ ile duyurulduğunda ancak 15 Å 'e kadar şişebilir.

Montmorillonitler iliklerden veya bazalt gibi bazik erüptif kayalardaki minerallerden gelişebilirler. Genellikle tortul materyallerde bulunan montmorillonitler illitlerden gelişmiştir. Saf montmorillonitler daha çok volkanik türlerin ayrışması ile oluşurlar (Bentonit'ler). Montmorillonitlerden demirce zengin olanı Nontronit adını alır. Nontronitte demir katyonları oktahedronlara yerleşmiştir. Renk sarıdan esmer yeşile kadar değişir. Montmorillonitlerin katyon değişim kapasitesi 80-120 me/100 g arasında değişir. Yüksek miktarda K+ veya NH/ katyonları ile illite dönüşmezler (K-fıksasyonu yok). Su kaybedip kuruduktan sonra yeniden su alıp şişebilirler.

Şekil.1.3. Mikanın illit'e ve daha sonra vermiküllit ve montmorillonit'e dönüşmesi

1.3.3. Dört Tabakalı Kil Mineralleri Dört tabakalı kil mineralleri tetrahedron ve oktahedron tabakalarının tet/okt/tet/okt olarak üst üste sıralanması ile teşekkül ederler. 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. İki oksijen tabakası arasında kalan ve hidroksil iyonlarına ait olan H+ katyonlan 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 A1(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. 1.3.4. Amorf Killer (Alofan) Kristal özellikleri göstermeyen ve amorf yapıda olan killeri alofan temsil eder. Alofanlar bünye suyu fazla ve SiO2/A12O3 oram düşük sekunder alüminyum silikatlardır. Alofanlar genellikle volkan külleri arasında yeralır ve volkanik bir oluşumu işaret ederler. Alofanlarm katyon değişim kapasitesi 100 me/100 g'a kadar ulaşır.

1.4. 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) şartlan altında farklı kil mineralleri oluşabildiği gibi, farklı 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) Silikatların Ayrışma Ürünlerinden Kil Minerallerinin 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. 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 (Ortoklasm hidroliz yolu ile ayrışması bahsinde kaolinit oluşumuna bakınız 2.2.3.2.(3)).

2)Tabakalı Silikatların Aralanması İle Kil Minerallerinin Oluşumu Tabakalı silikat mineralleri olan mikalar (muskovit ve biotit) tabakalarının aralanması ile kil minerallerine dönüşürler. Öncelikle fiziksel etkiler sonucunda mikalar parçalanarak kil boyutuna kadar (0 < 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).

1.5. Kil Minerallerinin Değişimi ve Ayrışması Şekil 10. Yaprakçıklı silikat minerallerinin aralanması ile kil minerallerinin teşekkülü ve ortamın reaksiyonu ile ilişkisi (Irmak, A.1972'den). 1.5. Kil Minerallerinin Değişimi ve Ayrışması Kil mineralleri oluşumlarını sağlayan faktörlerin devam eden etkisi altında bazı değişimlere uğrarlar veya bu faktörlerin değişimi ile ayrışırlar. İllit'in vermiküllite veya montmorillonite dönüşümü üç tabakalı kil minerallerinde kloritin sekunder klorite dönüşümü dört tabakalı kil minerallerinde özetlenmiştir.

Ortam şartlarının değişimi ile kil minerallerinin de yapısında değişiklik olabilir. Özellikle ortamın asitleşmesi sonucunda (pH 4.5) kil mineralleri tahrip olmaya başlarlar. Ortamın reaksiyonunun pH 3 ve pH 3'ün altına düşmesi kil minerallerinin hızla bozunmasına sebep olur. Ortamın asitleşmesi ile üç ve dört tabakalı kil mineralleri Ca++, Mg++, K+ ve Na+ kaybederek iki tabakalı kil minerallerine dönüşürler (Şekil 11). Daha sonra iki tabakalı kil mineralleri de ayrışıp silis kaybederek hidrarjillite (gibsit) dönüşürler (Şekil 11) (Podsollaşma ve hidroliz olayı ile ilişki kurunuz). Şekil 11. Asit ortamda kil minerallerinin bozunması (W.Laatsch 1957'ye göre Irmak, A.1972'den).

Daha önce de belirtildiği gibi toprakların fazla miktarda potasyumlu veya amonyumlu gübrelerle gübrelenmesi sonucunda vermiküllit illite dönüşür (potasyum ve amonyum fıksasyonu) (bak.vermiküllit). Ortamda fazla miktarda sodyumun bulunması ise (tuzlanma) kil minerallerinin yaprakçıklarmın bir daha biraraya gelemeyecek şekilde birbirinden uzaklaşmasına sebep olur (bak. montmorillonit).