Quimica Do Solo I

8/19/2019 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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Quimica Do Solo I

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