quimica do solo i
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SOL 250
CONSTITUIÇÃO, PROPRIEDADES E CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS
NOTAS DE AULA
QUÍMICA DO SOLO
Fevereiro / 2001
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QUÍMICA DO SOLO
I - Introdução
O solo é um corpo natural formado pela interação da atmosfera, hidrosfera e
biosfera com os materiais da litosfera (figura 1). Sua constituição química reflete,
portanto, a contribuição de cada fator de formação (tempo, material de origem,
clima, atividade biológica, relevo) e pode variar bastante em função das diferenças
destes.
Os solos são sistemas trifásicos compostos pelas fases sólida, líquida e
gasosa. A fase sólida é constituída por materiais minerais derivados das rochas ou
sedimentos associados a compostos orgânicos. A composição desta fase é
relativamente estável num intervalo de tempo curto, mudando apenas pelas adiçõesou remoções por erosão e deposição hídrica e eólica e por atividade biológica.
A fase líquida, denominada solução do solo, é formada pela água proveniente
da atmosfera ou corpos d’água e lençol freático. Esta solução contém íons
dissolvidos, podendo também conter compostos orgânicos solúveis e materiais
coloidais (argila) em suspensão.
A fase gasosa ou atmosfera do solo, é composta pelos gases presentes no
espaço poroso. A fase gasosa do solo apresenta composição distinta da do aratmosférico em função dos gases produzidos pela atividade biológica (e.g.
respiração de raízes) e reações químicas do solo. A estrutura, textura e a
porosidade do solo, assim como a presença de água, afetam as taxas de difusão
destes gases para a atmosfera.
2 - Composição química do solo
A composição química da fase sólida é em grande medida determinada pelos
materiais de origem do solo. A fase sólida é proveniente dos materiais derivados das
rochas e /ou sedimentos, associados aos compostos de origem orgânica (figura 2).
A constituição química das rochas ou sedimentos é variável em função de sua
origem e natureza, afetando as características do solo formado. Esta influência
tende a se reduzir na medida em que o intemperismo atua, podendo levar solos
derivados de materiais de origem diferentes a apresentarem feições e composição
química similares.
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Influência da litosferaInfluência da atmosfera/hidrosferaInfluência da biosfera
Figura 1. Influência dos fatores de formação.
O intemperismo provoca a desagregação física e a decomposição química
dos minerais primários das rochas e sua transformação em minerais secundários. O
intemperismo é acelerado em condições de temperaturas elevadas, associadas a
precipitações abundantes e intensa atividade biológica, como ocorre nos trópicos
úmidos. Nestas condições os minerais primários de fácil intemperismo são
destruídos, restando apenas aqueles de elevada resistência ao intemperismo.O Quadro 1 apresenta os teores dos principais elementos químicos
encontrados nos solos. A análise deste quadro indica a predominância do silício e do
alumínio na composição dos solos, refletindo a predominância destes elementos nas
rochas da superfície (litosfera). Os altos teores de ferro e alumínio em alguns solos
são resultantes de materiais de origem mais ricos e da concentração residual destes
elementos pela perda gradativa decorrente do processo de intemperismo que
acarreta a lixiviação dos demais elementos. Os teores dos nutrientes essenciais (N,P, K, Ca, Mg, S) são geralmente baixos nos solos, seja pelos baixos teores
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verificados nos materiais de origem, seja pelo progressivo empobrecimento pelo
intemperismo e lixiviação. A maior fertilidade química está associada a materiais de
origem mais ricos, solos pouco intemperizados ou condições locais de acumulação.
Figura 2. Perfil do solo.
Como comentado anteriormente, a influência dos materiais de origem na
composição do solo decresce à medida que estes se intemperizam. Solos pouco
intemperizados preservam ainda minerais primários, fontes de nutrientes para o
solo. Os solos tropicais muito intemperizados praticamente não contêm minerais
primários intemperizáveis, sendo contituídos quase exclusivamente por minerais
secundários (argilas e óxidos) e quartzo (Quadro 2).
Fragmentos do material de origem
Horizonte A com acúmulo de M. O.
Horizonte B com maior expressão dedesenvolvimento pedogenético
Material de origem
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Quadro 1. Composição química dos solos. Adaptado de LINDSAY (1979).
Elementoquímico
Pesoatômico
Concentração nalitosfera
Faixa de Concentraçãocomum nos solos
g mg/kg mg/kg AlumínioCarbonoCálcioFerroPotássioMagnésioManganêsNitrogênioOxigênio
FósforoEnxofreSilícioTitânio
26,9812,0140,0855,8539,1024,3154,9414,0116,00
30,9732,0628,0947,90
81.000950
36.00051.00026.00021.000
900-
465.000
1.200600
276.0006.000
10.000 - 300.000-
7.000 - 500.0007.000 - 550.000
400 – 30.000600 – 6.00020 – 3.000
200 – 4.000-
200 – 5.00030 – 10.000
230.000 – 350.0001000 – 10.000
Quadro 2. Relação entre materiais de origem e minerais do solo.
________________________________________________________________________________________Minerais na Rocha Presença nas frações do solo ELEMENTOS
PREDOMINANTESpouco intemperizado – muito intemperizado
________________________________________________________________________________________
Quartzo Areia Areia Silício, Oxigênio
Feldspatos Areia/silte --- Silício, Oxigênio, AlumínioCálcio/Sódio
Micas Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio, K,Mg, Fe, H.
Argila Argila
Piroxênio Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio,(Mg, Fe)/Ca.
Olivina Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio,Mg, Fe
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3 - Composição mineralógica das frações granulométricasdo solo
A composição mineralógica das frações granulométricas está relacionada ao
o grau de intemperismo dos solos. O processo do intemperismo leva à fragmentação
física e decomposição química do material de origem, dando origem a minerais
secundários, mais estáveis no ambiente da superfície.
A fração areia pode conter minerais primários, originados do material de
origem do solo, no caso dos solos pouco intemperizados. Com o avanço do
intemperismo, apenas o quartzo se mantém nesta fração (figura 3). Os minerais de
menor resistência ao intemperismo, como os feldspatos,piroxênios, olivinas e biotita,
se decompõem em minerais secundários, formando as frações menores. Na fração
grosseira podem ser também encontrados nódulos e concreções formados
pedogeneticamente pela cimentação por óxidos de ferro presentes nas frações mais
finas.
A fração silte é composta por fragmentos dos minerais de origem e/ou
microagregados formados por partículas de argila cimentadas. Nos solos altamente
intemperizados, predomina a segunda situação, sendo freqüentemente observados
teores significativos de silte nos resultados analíticos. Isto se deve à forteestabilidade dos microagregados, impossibilitando aos procedimentos de dispersão
na análise textural uma perfeita separação das frações.
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Figura 3. Fotomicrografia de secção fina de latossolo, observada em
microscópio ótico.
A fração argila é composta por minerais secundários originados do
intemperismo dos minerais primários. O processo de formação dos minerais
primários se dá pelo rompimento da rede cristalina destes e pela remoção dos íonspela água que atravessa as fraturas nas rochas. Em condições de intemperismo
pouco acentuado, quando a remoção de cátions e sílica não é muito drástica,
formam-se os minerais de argila silicatados do tipo 2:1. O ferro contido nos minerais
primários vai se precipitar como óxido/hidróxido. O avanço do intemperismo
proporciona progressiva perda de cátions e sílica, desestabilizando os minerais 2:1 e
favorecendo a formação das argilas 1:1.
A transformação de minerais 2:1 em 1:1 também depende das condiçõeslocais de drenagem e da razão remoção/acumulação dos produtos de
decomposição, podendo ocorrer reversão deste processo em locais de acúmulo,
como depressões e áreas mal drenadas.
No final do intemperismo ocorrem condições favoráveis à transformação das
argilas 1:1 em hidróxidos de alumínio (gibbsita). Os solos mais intemperizados são
oxídicos, como alguns Latossolos, nos quais se verifica uma concentração relativa
dos óxidos de ferro e alumínio, após a remoção dos demais elementos pelo
intemperismo. Certas condições de intemperismo podem levar os minerais primários
Fração areia:Solos pouco intemperizados: quartzo efragmentos de materiais de origemSolos muito intemperizados: quartzo
Fração silte:Solos pouco intemperizados: fragmentos demateriais de origemSolos muito intemperizados: microagregados
Fração argila:Solos pouco intemperizados: argilas 2:1,argilas1:1 e óxidosSolos muito intemperizados: argilas 1:1 eóxidos
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diretamente ao último estágio de intemperismo, a gibbsita. Isto se verifica em
condições de lixiviação elevadas, como no caso de regiões tropicais úmidas.
A argila é a fração mais importante do solo. Suas propriedades físicas e
químicas, como a retenção de umidade, capacidade de troca de cátions e ânions e
as propriedades como a friabilidade, plasticidade e pegajosidade são derivadas de
sua natureza coloidal.
4 - Fração coloidal do solo: natureza e composição
Colóides são materiais de qualquer natureza com tamanho inferior a 2 μm.Neste tamanho, os materiais adquirem propriedades particulares, relacionadas ao
aumento relativo da superfície específica e ao pequeno tamanho das partículas.
As partículas destas dimensões possuem grande área específica,
acentuando-se os fenômenos de superfície como adsorção e troca de íons. As
partículas coloidais podem formar suspensões estáveis que podem percolar com a
água em meio poroso. Quando em suspensão, partículas coloidais apresentam o
chamado Movimento Browniano, decorrente da agitação térmica das moléculas deágua, que contribui para a estabilidade da suspensão.
As partículas coloidais são pouco afetadas pela força gravitacional,
comparada às forças elétricas e passíveis de interações interparticulares por forças
relativamente mais fracas, como pontes de hidrogênio e forças de van der Waals.
A forma das partículas exerce papel importante na definição de suas
propriedades, ao influenciar a superfície em contato com o meio. Nas argilas
silicatadas, minerais em forma de placas, este efeito é muito expressivo, uma vezque esta forma proporciona uma grande superfície de contato passível de interação
(Quadro 3).
A presença de cargas elétricas na superfície das partículas de argila é
responsável pelos fenômenos de troca e pela formação de ligações.
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Quadro 3. Área superficial específica (ASE) e Capacidade de Troca Catiônica(CTC) de constituintes da fração argila do solo.
PARTÍCULA ASE m2g-1 CTC cmolckg-1
CaulinitaÓxidosMicasVermiculitaMontmorilonitaMatéria orgânica
7 – 30-
40 – 150500 – 800600 – 800800 - 900
0 – 12 – 4
10 – 40100 – 15080 – 150200 - 300
No solo, as partículas de argila não se encontram normalmente dispersas na
solução, mas floculadas na forma de agregados. A formação destes agregados pode
ser favorecida por vários agentes cimentantes, como a matéria orgânica e os óxidosde ferro. Esta cimentação é muito importante, pois favorece maior estabilidade dos
agregados, propiciando a manutenção de propriedades do solo como estrutura e
porosidade. A floculação das partículas é afetada pela concentração e a natureza
dos íons presentes na solução e pela própria mineralogia das argilas, dentre outros
fatores. Mesmo floculadas, as argilas apresentam grande superfície específica
devido à porosidade interna dos agregados.
O fenômeno da floculação está relacionado ao surgimento de forças de
atração de curta distância entre as partículas, as chamadas interações do tipo van
der Waals. Por outro lado, a existência de cargas elétricas na superfície das argilas
produz uma força de repulsão entre as partículas, dada a predominância de cargas
do mesmo sinal. Nestas circunstâncias, a dispersão é favorecida. O balanço final
entre as forças de floculação e de dispersão vai ser determinado pela distância entre
partículas. Esta distância, por sua vez, vai depender da espessura da dupla camada
difusa.
Dupla camada difusa é a denominação dada ao conjunto dos íons que
circundam as partículas coloidais em suspensão. Nas argilas silicatadas
predominam as cargas elétricas negativas. Estas atraem os íons carregados
positivamente, formando uma camada mais concentrada próxima às partículas. Em
função da concentração e das características do íon presente, esta camada pode
ser mais ou menos espessa permitindo, respectivamente, uma menor ou maior
aproximação entre partículas. Dentre as características do íon que são importantes
na definição da espessura da dupla camada estão a valência do íon e o raio iônico
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hidratado. Maior valência para um mesmo raio iônico produz compressão da dupla
camada. De forma análoga, maior raio iônico hidratado para uma mesma valência
permite a expansão da dupla camada.
A dispersão do solo, efetuada no procedimento de rotina para a determinação
dos teores de areia, silte e argila, utiliza os conceitos de dupla camada difusa. No
solo, estes conceitos ajudam a compreender fenômenos como a dispersão das
argilas, que podem se movimentar no perfil causando o bloqueio de poros e
mudanças importantes nas propriedades físicas.
Figura 4. Modelo esquemático da Dupla Camada Difusa.
5 - Composição química, estrutura e origem das cargas emcolóides do solo
Os colóides podem ser divididos quanto à sua origem em inorgânicos e
orgânicos. No solo, entretanto, ambos estão associados, muitas vezes formando
complexos organominerais estáveis. Estes complexos podem estar unidos por
ligações químicas relativamente fortes, protegendo a matéria orgânica e retardando
sua decomposição.
Os colóides inorgânicos se dividem em dois grupos:
a) Argilas silicatadas.
b) Óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio.
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5.1 - Argilas silicatadas
As argilas silicatadas do solo são, em sua maioria, minerais secundários
originados da decomposição de minerais primários. São filossilicatos, ou seja, são
minerais formados por camadas em forma de lâminas empilhadas, constituídas por
octaedros de alumínio e tetraedros de silício ou seus substituintes isomórficos. As
argilas silicatadas podem ser subdivididas em dois grupos: 2:1 e 1:1.
Figura 5. Tetraedro de silício e octaedro de alumínio.
5.1.1 – Argilas do tipo 2:1.
São formadas por unidades básicas constituídas de duas camadas de
tetraedros de silício separadas por uma de octaedros de alumínio (Figura 6). Estas
argilas se formam em estágios iniciais do intemperismo, necessitando de um pH
próximo à neutralidade e abundância de íons como cálcio e magnésio para suaestabilidade no meio. Estas argilas podem ser expansivas ou não expansivas.
As argilas 2:1 são caracterizadas por terem uma grande superfície específica.
Apresentam predominância de cargas permanentes, derivadas de substituições
isomórficas ocorridas na estrutura da argila.
Em virtude de sua disponibilidade de carga, de sua forma e de sua
capacidade de absorção de água, estas argilas podem conferir grande plasticidade e
pegajosidade ao solo. Também provocam o aparecimento de fendilhamento (trincas)acentuado devido à retração da massa de solo quando secam.
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Os principais grupos de argilas 2:1 são:
a) Esmectitas. Argilas 2:1 com substituição isomórfica nos octaedros de
alumínio por ferro ou magnésio no octaedros. Seus representantes mais
importantes são a montmorilonita, a nontronita e beidelita.
Figura 6. Estrutura das argilas 2:1 ( esmectitas).
b) Vermiculitas: Argilas 2:1 com substituição isomórfica nos tetraedros de
silício por alumínio nos tetraedros.
c) Ilitas: Argilas 2:1 que contêm moléculas de água em sua estrutura e não
são expansíveis.
d) Minerais 2:1 com hidroxi entre camadas (VHE, EHE): semelhantes às
anteriores, porém contendo polímeros de alumínio entre suas camadas,que estabilizam sua estrutura e impedem sua expansão. São mais
resistentes aos intemperismo e podem sr encontrados em Latossolos.
5.1.2 - Argilas do tipo 1:1
São argilas formadas por unidades básicas constituídas por uma camada de
tetraedros de silício sobreposta a uma camada de octaedros de alumínio (Figura 7).
São argilas muito estáveis, presentes em vários ambientes, podendo ser originadasa partir da decomposição das argilas 2:1 ou pela perda de uma camada de
tetraedros de silício, ou ainda por intemperismo direto dos minerais primários.
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Figura 7. Estrutura de uma argila 1:1 (caulinita).
Figura 8. Caulinita de depósito. Fonte: COSTA (1988).
Possuem uma superfície específica menor que as argilas 2:1, uma vez que
não expandem sua estrutura por adsorção de água. Apresentam baixa CTC e
predominância de cargas dependentes de pH. Seu tamanho e forma fazem com que
a expressão de plasticidade e pegajosidade seja muito inferior às argilas 2:1.
Estas argilas são denominadas como o grupo da caulinita, tendo também
como exemplos a haloisita, diquita e nacrita.
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5.2 - Óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio
São minerais originados da precipitação dos íons liberados e oxidados após a
destruição do retículo cristalino dos minerais primários, no caso dos óxidos de ferro,
ou do intemperismo das argilas ou minerais primários sob condições severas, no
caso do óxidos de alumínio. Podem ter tamanho e grau de cristalinidade variados,
podendo ser encontrados como cristais isolados, como recobrimento de agregados e
partículas, formando cimentantes, ou ainda associados à matéria orgânica.
Os principais óxidos de ferro e alumínio encontrados no solo são:
a) Hematita. Óxido de ferro (α-Fe2O3), responsável pela cor vermelha dos solos.
b) Goetita. Oxi-hidróxido de ferro (α-FeOOH), responsável pela coloração
amarelada dos solos.
c) Ferridrita. Óxido de ferro de baixa cristalinidade, resultante da precipitação de
ferro reoxidado, considerado precursor da hematita.
d) Gibbsita. Hidróxido de alumínio (Al(OH)3).
5.3 - Colóides orgânicos
Os colóides orgânicos são formados pela matéria orgânica do solo finamente
dividida, que no solo aparece associada aos colóides minerais, como agente
cimentante ou complexos organominerais.
A sua composição química é extremamente variada e complexa (figura 9),
como resultado da decomposição de diversos resíduos de origem biológica, embora
seja basicamente constituída de compostos de carbono, oxigênio, nitrogênio e
hidrogênio. As substâncias húmicas são a parte ativa e mais importante da matéria
orgânica do solo, sendo constituídas por produtos de condensação de moléculas
mais simples e apresentando estrutura complexa, cor escura e alta estabilidade no
solo. Sua classificação é derivada dos procedimentos de extração, não designando
espécies químicas isoladas, mas grupos complexos que no solo coexistem e
interagem entre si e com os demais componentes do solo (figura 10).
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Figura 9 – Modelo de estrutura de um acido húmico.http: www soils wisc edu virtual_museum som som_ch html
O fracionamento químico das substâncias húmicas dá origem às seguintes
frações:
a) Humina: fração insolúvel em meio alcalino.
b) Ácidos húmicos: fração solúvel em meio alcalino e insolúvel em meio ácido.
c) Ácidos fúlvicos: fração solúvel em meio alcalino e solúvel em meio ácido.
FIGURA 9. Produtos de atividade biológica atuando na agregação do solo.
Agregado
Gomas de origem biológica
http://www.soils.wisc.edu/virtual_museum/som/som_ch.htmlhttp://www.soils.wisc.edu/virtual_museum/som/som_ch.htmlhttp://www.soils.wisc.edu/virtual_museum/som/som_ch.html
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6 - Formação de cargas no solo
A presença de cargas na superfície dos colóides do solo é responsável por
sua capacidade de retenção de íons (capacidade de troca catiônica e aniônica). Ascargas são também responsáveis pelas ligações entre os constituintes do solo,
dadas pela ação de agentes cimentantes (que estabelecem ligações químicas que
estabilizam os agregados) e pela interação das partículas com a água e compostos
químicos adicionados ao solo. Às cargas também estão associadas várias das
propriedades importantes do solo, como coesão, plasticidade e a dinâmica
floculação/dispersão.
As cargas podem ser permanentes, como no caso dos minerais de argila 2:1,ou dependentes de pH, como nos demais componentes da fração coloidal do solo.
Os principais mecanismos de formação de cargas, por grupos, são:
a) Colóides inorgânicos.
1- Substituição isomórfica: troca de um elemento por outro de raio iônico
semelhante, mas valência diferente. Causa desbalanços elétricos na
estrutura das argilas durante o processo de formação da argila. Ocorre
principalmente nos minerais 2:1.
2- Bordas quebradas: resultante das descontinuidades das lâminas de
argila. É mais importante nas argilas não expansivas.
3- Cargas dependentes de pH: originárias da protonação ou
desprotonação de grupamentos OH- em função do pH do meio. Ocorre
principalmente nos óxidos e argilas 1:1 (Figura 11).
4- Sítios de troca bloqueados: ocorre nas argilas do tipo VHE, onde
surgem cargas bloqueadas pelos polímeros de alumínio com a
elevação do pH.
Figura 11 Cargas dependentes de pH nas argilas
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b) Colóides orgânicos.
O principal mecanismo de formação de cargas na matéria orgânica é a
dissociação de grupamentos funcionais carboxílicos, alcoólicos e fenólicos,
dependentes de pH (Figura 12). Estes grupos se dissociam com maior
facilidade que os grupos OH das argilas 1:1 por seu menor PCZ, sendo esta a
razão da dominância a matéria orgânica como fonte de sítios de troca na CTC
dos solos tropicais mais intemperizados.
Figura 12 – Formação de cargas elétricas em colóides orgânicos do solo
7 – Interações colóide/solução: fenômenos de adsorção etroca de ânions e cátions.
A presença de cargas na superfície dos colóides permite a ocorrência de
fenômenos de troca de íons. Isto é possível porque os íons são atraídos para a
superfície pela força eletrostática, mas não formam ligações muito fortes com as
partículas, mantendo-se na camada de hidratação ao redor do colóide. Isto permite
que os íons estejam constantemente “entrando e saindo” dos sítios de adsorção, em
um permanente movimento de “vai e vem”. Alterações na composição da solução dosolo podem ocasionar a troca dos íons adsorvidos, caso os íons adicionados tenham
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maior afinidade ou estejam em maior concentração. Os principais fenômenos de
interação superfície/solução são a Capacidade de Troca Catiônica (CTC) e a
Adsorção Aniônica.
a) Capacidade de Troca Catiônica (CTC)
A CTC do solo é responsável pela retenção e liberação dos cátions dos
colóides para a solução do solo, permitindo sua maior permanência no
sistema de forma a serem absorvidos pelos microorganismos e plantas, e
reduzindo sua progressiva lixiviação. Estas ligações se dão pela formação de
complexos de esfera externa (interação onde o cátion mantém sua camada
de hidratação e se liga por forças eletrostáticas) entre os cátions, como Ca+2,
Mg+2, K+, NH4+, e a superfície dos colóides (Figura 14). Suas principais
características são:
a. Estequiometria: as reações sempre ocorrem de forma
estequiométrica, ou seja, para cada mol adsorvido há um mol
dessorvido.
b. Velocidade: as reações são rápidas.
c. Independência de temperatura: Mudanças de temperatura dentro
de uma faixa estreita não afetam de forma expressiva seu
comportamento.
d. Reversibilidade: as reações são prontamente reversíveis,
permitindo o deslocamento de íons para a solução e a adsorção de
novos cátions.
Fatores que afetam a CTC:a) Força trocadora do cátion: cátions de maior valência e menor raio
hidratado tendem a deslocar outros de menor valência.
b) Efeito do cátion complementar: a troca entre dois cátions pode ser
facilitada se há um terceiro de maior força de adsorção.
c) Natureza do material coloidal: algumas argilas podem reter o
potássio de forma não trocável.
d) Efeito de diluição x valência: a diluição favorece a adsorção doscátions de maior valência.
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e) Efeito do ânion: a formação de precipitados insolúveis ou gases
voláteis pode afetar a troca.
Figura 14. Representação da troca catiônica no solo
b) Adsorção Aniônica.
Embora ânions como NO3-, SO4
= e Cl- possam se comportar como os
cátions, sendo trocáveis e obedecendo às mesmas condições discutidas para
a CTC, alguns ânions importantes como os fosfatos e molibdatos sofrem uma
adsorção aniônica. Nestes últimos ocorre a formação de complexos de esfera
interna, onde o íon perde a camada de hidratação ao se ligar diretamente ao
sítio de troca, o que resulta em uma ligação mais forte e estável (uma
combinação de ligações covalentes e iônicas). As principais características
desta ligação são:
a. Especificidade.
b. Influência das características da superfície e do ânion.
c. Não obediência aos princípios de estequiometria e reversibilidade.
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Figura 15. Representação da adsorção aniônica no solo
8 – Resultados de análise química de solos.
Os resultados de uma análise de solo refletem suas características químicas.
Os diversos itens de uma planilha de análise devem ser entendidos com base nos
conceitos técnicos anteriormente apresentados.
A compreensão dos resultados é fundamental para que as interpretações e
recomendações efetuadas possam ser corretas e eficazes. Os itens abaixo assim se
relacionam às características anteriormente descritas:
a) Valor S (ou SB): representa a soma das bases, ou seja, o conjunto dos
cátions extraídos da superfície dos colóides (cmolcdm-3).
S = Ca2+ + Mg2+ + K+ + Na+
b) CTC efetiva: CTC medida no pH do solo.CTCefetiva = S + Al
3+
c) Valor T: representa a CTC potencial, medida a pH 7,0.
T = S + (Al3+ + H+)
d) Saturação de bases (V): representa a quantidade de sítios de adsorção do
solo ocupados com os cátions Ca2+, Mg2+, K+ e Na+.
V = (S/CTCefetiva) * 100
e) Saturação de alumínio: representa a quantidade de sítios de adsorção dosolo ocupados com o cátion Al3+.
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Al3+% = (Al3+trocável/(S + Al3+
trocável )) * 100
f) Eutrofismo e Distrofismo: um solo é considerado Eutrófico ou Distrófico se
sua saturação por bases é superior ou inferior a 50%, respectivamente.
g) Alicidade: Um solo é denominado Álico se sua saturação por alumínio é
superior a 50%.
h) Acidez potencial: representa a quantidade de íons hidrogênio e alumínio
liberados dos colóides por uma solução tamponada a pH7,0.
i) Acidez trocável: representa a quantidade de íons alumínio liberados dos
colóides por uma solução de sal neutro não tamponada .
9.1. Acidez do Solo
A acidez é definida como a concentração de íons hidrogênio em solução. As
moléculas de água se dissociam em H + e OH - , de acordo com sua constante de
dissociação:
14
2
10
O H
OH H K
w
Na água pura,
710 OH H O pH é definido como o logaritmo do valor de concentração do hidrogênio,
com o sinal trocado. Na água pura o pH é, portanto, igual a 7. O aumento da
atividade de H+ em solução determina valores de pH menores que 7,0, e o aumento
dos íons OH-
eleva o pH a valores maiores do que 7,0. pH = -log [H
+ ]
A água presente no solo apresenta sais dissolvidos, colóides minerais e
orgânicos e seres vivos em constante atividade. Estes elementos são capazes de
alterar direta ou indiretamente o pH. O solo pode também apresentar minerais
primários capazes de liberar elementos que afetam o pH. Além disto a superfície do
solo está em contato com a atmosfera, recebendo sua influência. Em se tratando de
um sistema aberto, está constantemente recebendo fluxos de matéria,
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especialmente pelas soluções percolantes ou água que ascende dos lençóis
subterrâneos. O balanço final da ação destes diversos contribuintes determina o pH
final do solo.
Em função de seu pH, os solos podem ser separados em ácidos, neutros e
alcalinos. Em geral, a grande maioria dos solos nas condições tropicais úmidas é
ácida. Os solos, com o avanço do intemperismo, tornam-se progressivamente mais
ácidos, em função da perda dos cátions alcalinos e alcalino-terrosos (p.e. cálcio e
potássio) e da progressiva liberação de alumínio pela degradação das argilas. Solos
sob florestas temperadas de coníferas também se acidificam pela natureza ácida do
material orgânico depositado na serrapilheira. Os solos alcalinos podem ocorrer em
regiões áridas ou semi-áridas, onde as condições climáticas impedem a perda dos
cátions e permitem seu acúmulo.
A acidez afeta todos os fenômenos químicos e biológicos que ocorrem no
solo. Aliada à constituição química, A acidez determina a capacidade produtiva e as
limitações nutricionais ao crescimento das plantas. O pH afeta a solubilidade e
disponibilidade dos nutrientes e de elementos tóxicos aos vegetais, afetando
também as condições de decomposição da matéria orgânica e de sobrevivência e
proliferação de organismos.
9.2. Reação do Solo
9.2.1. Fontes de Acidez do Solo
A acidez do solo é proveniente do balanço entre os grupamentos químicos
capazes de gerar H+ e aqueles capazes de gerar OH-. Dentre os principais grupos
geradores de acidez podem ser destacados:
9.2.1.1. Minerais de Argila
(a) íons H+ trocáveis adsorvidos na superfície do argilomineral e que são dissociados
a pH baixo (4,0). Esquematicamente a dissociação pode ser representada por:
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(b) íons Al3+ trocáveis adsorvidos na superfície do mineral de argila que passam à
solução do. O caráter ácido deve-se às reações de hidrólise do Al3+ hidratado em
solução, conforme mostram as reações:
Al3+ +3H2O ⇌ Al(OH)3 + 3H+
(c) dissociação dos H+ dos grupos Si-OH e Al-OH estruturais dos minerais de argila
a valores de pH maiores que 5,5.
9.2.1.2. Matéria Orgânica
Os grupamentos da superfície dos colóides orgânicos, como os grupos
carboxílicos, alcoólicos e fenólicos liberam prótons (H+) na solução do solo, de
acordo com as reações:
De modo geral, os grupos carboxílicos são ácidos mais fortes do que os fenólicos.
9.2.2.3. Ácidos Solúveis
A decomposição microbiológica da matéria orgânica pode conduzir à
formação de ácidos orgânicos solúveis, como os ácidos acético, málico e oxálico,
que contribuem para a acidificação do solo. Além disso, a mineralização de
compostos orgânicos libera compostos de N e S reduzidos que, ao sofrerem
oxidação, liberam prótons na solução, de acordo com as reações:
A oxidação de amônio a nitrato se dá em duas etapas:
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A oxidação biológica de compostos orgânicos também produz CO2, o qualreage com água para formar ácido carbônico, que se dissocia rendendo prótons
(H+), de acordo com as reações:
9.2.3. Fontes de Alcalinidade no Solo
Os compostos químicos capazes de originar íons OH- por reação com a água
constituem as fontes da alcalinidade no solo. Este é o caso dos minerais que contêm
os metais alcalinos e alcalino-terrosos. Quando cátions metálicos como K+, Na+,
Ca++ e Mg++ predominam no complexo de troca, eles podem influenciar a
concentração de íons H+ (ou OH-) na solução do solo, de acordo com o equilíbrio:
De um modo geral, quanto maior for a participação dos elementos alcalinos e
alcalino-terrosos no complexo de troca, maior será o pH do solo. As condições que
levam a um aumento da participação desses elementos (também denominados de
"bases trocáveis") no complexo de troca também determinam, via de regra, um
aumento no pH do solo. Entretanto, isto não significa que a adição desses
elementos ao solo deverá aumentar o pH. Nessa situação, a reação do solo
dependerá do ânion acompanhante. No caso da utilização de carbonatos, o pHtende a aumentar. Já ânions como sulfatos, cloretos e nitratos praticamente não
alteram o pH do solo. No caso do sulfato e do nitrato pode ocorrer um abaixamento
de pH se houver adsorção deste ânion e o deslocamento em quantidades
apreciáveis de íons H+ da superficie das argilas pelo cátion adicionado.
Os solos geralmente se comportam como ácidos fracos e os metais alcalinos
tendem a formar bases fortes. Portanto, em condições de pH neutro, sais formados
por esses cátions com ânions provenientes de ácidos fracos tendem a se dissociarpara recompor parcialmente o ácido, com o ânion capturando prótons do meio. A
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fração coloidal do solo, negativamente carregada, comporta-se como o ânion de um
ácido fraco.. Ex:
Os metais alcalinos e alcalino-terrosos são constituintes dos minerais
primários, cujo intemperismo consome prótons do meio liberando esses cátions
(bases trocáveis) na solução, os quais podem, então, ser adsorvidos pela fase
sólida.
9.2.4. Capacidade Tampão da Acidez do Solo
A capacidade tampão da acidez dos solos (CTH) é função das características
do complexo de troca catiônica, sendo definida como a "resistência que os solos
apresentam a mudanças de pH". O poder tampão, também pode ser definido como
sendo a quantidade de base necessária para elevar em uma unidade o pH do solo,
por exemplo, para elevar de 5 para 6 o pH do solo. Este, porém, não varia
linearmente, em função das diferenças de comportamento componentes do solo.
Os solos se comportam como ácidos muito fracos, cujo potencial de reposição
dos íons H+ na solução é muito superior à atividade desses íons em solução. Este
fato permite compreender os conceitos de acidez ativa, acidez trocável e acidez
potencial dos solos, expressos mais adiante.
9.2.5. Causas da Acidificação Progressiva dos Solos
A acidificação dos solos ocorre em função do intemperismo, que acarreta a
perda progressiva de cátions básicos em condições de drenagem adequada. A água
das precipitações percola pelo perfil, carreando os produtos da solubilização dos
minerais primários, e, em condições mais avançadas de intemperismo, da destruição
das argilas silicatadas.
A progressiva perda de cátions básicos proporciona o abaixamento do pH, o
qual, por sua vez, desestabiliza as argilas, favorecendo a liberação do silício, que é
perdido por lixiviação, e do alumínio, que pode ser precipitado como gibbsita ou
adsorvido e, posteriormente, retornar à solução gerando acidez por hidrólise. Os
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íons H+ são continuamente produzidos no solo pela mineralização de compostos
orgânicos e produção de CO2 e pelo intemperismo dos silicatos de alumínio, que
libera Al3+ em solução.
As plantas produzem acidez via extrusão de prótons no processo de absorçãode cátions básicos, se constituindo em outra importante fonte de acidificação
progressiva dos solos.
Os ácidos HNO3 e H2SO4 podem ser produzidos no solo pelo uso de certos
sais como fertilizantes.
O conjunto desses fatores conduz à acidificação progressiva dos solos,
particularmente em regiões tropicais com precipitações que favoreçam a percolação
e condições de drenagem que permitam a lixiviação.
9.3. Medição da Acidez do Solo
A acidez do solo geralmente é avaliada determinando-se a atividade dos íons
H+ (pH) em uma suspensão de solo e água ou solo e soluções salinas.
(H+) = atividade do H+, em mol L-1. O pH está relacionado à concentração dos íons
H+
e OH-
na solução.
9.3.1. Acidez Ativa
Refere-se à concentração de íons H+ na solução do solo determinada por
titulação ou potenciometria da suspensão de solo/água ou solo/solução de sal
neutro.
9.3.2. Acidez Potencial
A acidez potencial corresponde à estimativa das substâncias ou aos
compostos que liberam íons H+ para a solução do solo, causando a acidificação do
meio. Compõem a acidez potencial o Alumínio trocável (Al3+) adsorvido às cargas
negativas das argilas e os grupos funcionais -COOH e -OH da matéria orgânica.
Colaboram ainda com a acidez potencial os grupamentos OH2 e OH ligados às
superfícies dos oxi-hidróxidos de ferro e alumínio e presente nas bordas quebradas
das argilas silicatadas.
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9.4. Problemas Causados pela Acidez do Solo
A acidez pode trazer problemas diretos e indiretos às plantas, seja pela
toxidez direta às plantas ou por afetar a disponibilidade de nutrientes e elementos
tóxicos.
O alumínio, conforme já discutido, constitui componente importante da acidez
dos solos. O Al+3 em altas concentrações pode ser tóxico às plantas, constituindo
uma das principais limitações agrícolas em solos ácidos. O Al+3 em concentração
elevada, além de causar toxidez às plantas, interfere na disponibilidade de outros
nutrientes. O exemplo mais típico desse efeito refere-se à solubilidade do fosfato no
solo. O fosfato tende a reagir com o Al solúvel, formando fosfatos de Al de baixa
solubilidade em solos ácidos.
9.5. Calagem
A calagem é a prática mais comum para correção da acidez dos solos.
Consiste na aplicação de carbonatos de cálcio e/ou magnésio que se dissociam e
reagem produzindo íons OH-. Estes neutralizam a acidez e, secundariamente,
fornecem cálcio e magnésio como nutrientes, elevando a soma de bases.
A necessidade de calagem não está somente relacionada ao pH do solo, mas
também à sua capacidade tampão (CTH) e à sua capacidade de troca de cátions
(CTC). Solos com maior CTH necessitam de mais calcário para aumentar o pH que
aqueles de menor CTH . A capacidade tampão relaciona-se diretamente com as
quantidades totais de argila e de matéria orgânica no solo, assim como com o tipo
de argila.
A neutralização de um solo ácido com calcário (CaCO3) pode ser
representada pela reação:
O calcário neutraliza a acidez representada por H + Al, sendo o Ca++ e o Mg++
adsorvidos aos colóides do solo no lugar dos cátions de caráter ácido. O alumínio é
precipitado como hidróxido de baixa solubilidade e o gás carbônico é perdido para aatmosfera.
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