Cap 08

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A Fração Coloidal:
I
local de Atividade
Química e Física
do Solo
A visão que se tem das argilas é
a de intrincadas dobras do
útero - cujas fitnfões são receber,
conter, elJvolver e dar a vida.
- WI~LIAM BRYANT LOGAN
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Por que a água de eflu~ntes poluídos com esgotos, depois de irrigada nos solos, retoma aos
aquíferos subterrâneos completamente despoluída? Por que é mais difícil recuperar a produti-
vidade do solo depois de desmatar uma floresta tropical sobre Oxisols do que em uma floresta
temperada sobre Alfisols? Por que, após um acidente em uma usina nuclear, os alimentos
produzidos em alguns solos, mas não todos,:que recebem os ventos atingidos pelas partículas
radioativas irão conter elevados níveis de radioatividade? A resposta para estes e muitos outros
mistérios ambientais reside na natureza das menores partículas do solo, os coloides das argUas
e do húmus. Essas partículas não são apenas fragmentos muitíssimo pequenos de rocha e de
matéria orgânica; trata-se de materiais altamente reativos com superfícies eletricamente car-
regadas. Por causa do seu tamanho e formato, elas fazem com que o solo possua uma
enorme quantidade de área superficial reativa. São os coloides que permitem que os
solos atuem como um grande reator químico e eletrostático da natureza.
Cada minúscula partícula colciidal carrega uma multidão de íons com cargas
positivas e negativas (cátions e ânions) que são atraídos por forças eletrostáticas'
situadas na sua superfície. Os íons são atraídos com força à superfície dos coloi-
des do solo para que suas perdas nas águas de drenagem sejam reduzidas, mas
estão suflcieiltemente livres para permitir que as raízes das plantas tenham aCe$-
so aos que, entre eles, são nutrientes. Outras formas de adsorção retêm os íoris
com maior força, fazendo com que os nutrientes não fiquem imediatamente
disponíveis para serem absorvidos pelas plantas, como também não reajam
com a solução do solo ou se percam por lixiviação. Além dos íons nutrientes ;
para as plantas, os coloides também retêm moléculas de água, biomoléculas
(p. ex., DNA, antibióticos), vírus, metais tóxicos, pesticidas, além de uma
série de outros minerais e substâncias orgânicas. Consequentemente, os
coloides do solo têm um grande impacto em quase todas as funções dos
ecossistemas.
Veremo~ que 'diferentes solos são dotados de diferentes tipos de ar-
gilas, as quais, juntamente com o húmus, apresentam comportamen-
tos físicos e químicos muito diferentes. Certos tipos de minerais de
argilas são muito mais reativos do que outros; alguns tipos são muito mais
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262 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
intensamente influenciados pela acidez do solo e por outros fatores ambientais. O estudo
detalhado dos colo ides do solo irá aprofundar sua compreensão acerca da arquitetura (Ca-
pítulo 4) e da água do solo (Capítulos 5 e 6)\ O conhecimento da estrutura, origem e com-
portamento dos diferentes tipos de colo ides do solo também vai ajudá-lo a compreender os
processos químicos e biológicos para que você possa tomar melhores decisões a respeito do
uso dos recursos do solo. ' .
8.1 PROPRIEDADES GERAIS E TIPOS DE COLOIDES
DESOLO
Tamanho
O conjunto das partículas de argila e de húmus do solo é denominado fração coloidal, por-
que ambas apresentam tamanhos extremamente pequenos e comportamento coloidal seme-
lhantes. Essas partículas são tão pequenas que não podem ser vistas com um microscópio
óptico comum, mas somente com um microscópio eletrônico. As partículas se comportam
como coloides quando têm tamanho inferior a 1 /Lm (0,000001 m) de diâmetro, embora
alguns cientistas considerem um valor de 2 /Lm de diâmetro como }imite superior da fração
coloidal, valor esse que coincide com a definição de argila. I..' I
I Área superficial !
.' Como foi visto na Seção 4.2, pode-se dizer que, quanto menor for o tamanho das partículas
em uma dada massa de solo, maior será a área da superficial exposta para adsorção, catálise,
precipitação, colonização microbiana, entre outros fenômenos de superfície. Por causa do
tamanho pequeno, todos os coloides do solo expõem uma grande superfície externa por uni-
dade de massa (ou simplesmente superfície específica), que é cerca de 1.000 vezes maior que
a área superficial da mesma massa de partículas de areia. Algumas argilas silicatadas também
possuem uma grande superfície interna entre as lâminas das camadas de suas unidades cris-
talográficas. Para compreender a magnitude relativa da área das superfícies internas, lembre-se
de que a estrutura dessas argilas é muito parecida à deste livro. Ou seja, se você fosse pintar
as superfícies externas do livro (as capas e as bordas), uma pincelada completa de tinta seria
suficiente. Porém, para cobrir as superfícies internas (os dois lados de cada página existentes
dentro do livro), você precisaria de uma grande lata de tinta.
A superfície específica total dos coloides do solo varia de 10m 21g (para argilas que apre-
sentam somente superfície ext~rna) a mais de 800 m2/g (para argilas com extensas superfícies
internas). Colocando esses resultados em perspectiva, pode-se calcular que a área exposta em
1 ha (área aproximada de um campo de futebol) de um solo com 1,5 m de espessura e textura
argilosa (45% de argila) deve ser de aproximadamentd 8.700.000 km2 (equivalente à área total
dos Estados Unidos).
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Cargas de superfície
As superfícies interna e externa dos coloides do solo apresentam cargas eletrostáticas negativas
elou positivas. Para a maioria dos coloides de solo, as cargas eIetronegativas são predominan-
tes, embora alguns colo ides minerais de solos muito intemperizados e ácidos apresentem um
. balanço positivo de cargas. Como será visto nas Seções 8.3 a 8.7, a quantidade e a origem das
cargas de superfície variam significativamente com os diferentes tipos de coloides e, em alguns
casos, com as mudanças das condições químicas, como, pór ex~mplo, o pH do solo. As cargas
na superfície dos coloides atraem ou repelem as substâncias que estão presentes na solução do I
S'olo, bem como as partículas coloidais mais próximas. Essas reações, por sua vez, influenciam I
significativamente o comportamento físico-químico d-;solo.
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Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 263
Adsorção de cátions e de ânions
A atração de íons com cargas positivas (cátions) para as superfícies dos coloides de solo ne-
gativamente carregadas é de particular importância. Cada partícula coloidal atrai. milhares de
, AJ3+ C 2+ M 2+ K+ H+ N + al' d 'd d ' .lOns como , a , g, , e a, em e, em menor quantl a e, outros catlons.
Nos solos úmidos, os cátions estão presentes no estado hidratado (cir2undados por uma ca-
mada de moléculas de água), mas visando simplificar este texto, serão mostrados apenas os
cátions (p.ex., Ca2+ ou H+), em vez das suas formas hidratadas (p.ex., Ca(H20)/+ ou o íon
hidrônio H30+. Esses cátions hidratados vibram constante e concomitantemente como uma
multidão quando estão próximos da superfície coloidal, sendo por ela adsorvidos por atração
eletrostática nas suas cargas negativas. Frequentemente, alguns cátions rompem a ligação e se
desprendem da multidão que estava ao redor do coloide, movendo-se em direção à solução
do solo. Quando isso acontece, outro cátion com mesma carga irá simultaneamente se mover
a partir da solução do solo e se ligar à carga liberada pelo cátion que dali havia se despren-
dido. Esse processo de troca catiônica será discutido detalhadamente (Seção 8.8), devido a
sua fundamental importância na ciclagem dos nutrientes e em outros processos ambientais.
A multidão de cátions próximos às superfícies dos colo ides estão adsorvidos (fracamente
retidos) na superfície coloidal. Pelo fato de esses cátions poderem trocar o lugar de adsorçãor
com os cátions que estão se movendo livremente na solução de solo, o termo íons trocáveiJ
é também usado para se referir aos íons que estão nesse estado de adsorção. {
Os coloides, junto <r0mos cátions adsorvidos, são algumas vezes descritos como uma dupla
camada iônica, em qué os coloides com cargas elétricas negativas atuam como um enorme ânion
que forma a camada iônica interior; já a multidão dos cátions adsorvidos constituem a camada
iônica externa (Figura 8.1). Como os cátions presentes na solução do solo estão constantemente
/
Figura 8.1 Representação
simplificada de um cristal de
argila silicatada, dos cátions
adsorvidos e dos íons presentes
na solução do solo no entorno
dos coloides. °detalhe (à di-
reita) mostra que a argila é for-
mada por camadas compostas
de lâminas, nas quais existem
cargas negativas tanto nas
superfícies externas como inter-
nas. A partícula negativamen-
te carregada atua como um
grande ânion em torno do qual
existe uma multidão de íons
positivamente carregados, que
estão adsorvidos ao coloide
por causa da atração entre car-
gas de sinal oposto. A concen-
tração dos cátions diminui com
a distância em relação ao coloi-
de. Ânions (como CI-, N03- e
5°42-), que são repelidos pelas
cargas negativas, podem ser
encontrados na solução do solo
o mais afastado possível dos
coloides. Alguns minerais de
argila (não mostrados) apresen-
tam também cargas positivas
que podem atrair ânions.
Ânions e
cátions na
solução
Cátions na
solução
Superfícies externas
Al3+ Afl+
W K+
A13+ H+
K+ K'
so/-
Mg2+ W
Ca2+
NOi
W
A13+
Mg2+
H+
CI-
Ca2+
Mg2+
Cátions
adsorvidos
v
Dupla camada iôniCa--
Coloide
com cargas
, negativas
•
264 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
trocando seus lugares com os que estavam adsorvidos nos coloides, a composição iônica da solu-
ção do solo reflete aquela dos que estão adsorvidos. Por exemplo, se Ca2+ e Mg2+ predominam
como íons trocáveis, eles também predominarão na solução do solo. Sob condições naçurais, a
proporção de cátions presentes é fortemente influenciada pelo material de otigem do solo e tam-
bém pelo grau no qual o clima tem promovido perdas de cátions por lixiviação (ver Seção 8.9).
Ânions como Cl-, N03 -,e S042- (também envoltos por moléculas de água, não mostra-
das) podem também ser atraídos por certos coloides do solo que apresentam cargas positivas
em sua superfície. Apesar de a troca de ânions não ocorrer tão intensamente como a observa-
da para os cátions trocáveis, veremos (Seção 8.11) que se trata de um importante mecanismo
para adsorver ou reter constituintes negativamente carregados, especialmente nos horizontes
subsuperficiais de solos ácidos. Quando se pensa em coloides do solo, deve-se sempre ter em
mente que eles carregam consigo cátions ou ânions trocáveis, além de outras moléculas e/ou
Íons complementares a eles mais fortemente ligados.
Adsorção de água
Além deadsorver cátions e ânions, os colo ides do solo atraem e retêm um grande número de
moléculas de água. Geralmente, quanto maior a área superficial externjl do colo ide de solo,
maior será a quantidade de água retida quando um solo está seco ao arl Mesmo quando essa
água não está disponível para as plantas (ver Seção 5.8), ela é de gran~e importância para a
sobrevi~ência de micro-organismos do solo, especialmente as bactériaS. As cargas nas super-
fi~ies in,ternas e externas dos coloides atraem a extremidade da molécula de água com carga
oposta à do coloide. Algumas moléculas de água são atraídas por cátions trocáveis, cada um
dos quais permanece hidratado com uma camada de moléculas de água. As moléculas de água
que são adsorvidas entre as unidades cristalográficas podem causar o afastamento entre as suas
camadas, fazendo com que a argUa se torne mais plástica, aumentando assim o seu volume. Os
colo ides que adsorvem grandes quantidades de água podem tornar um solo impróprio para
construções (Seções 4.9 e 8.14). À medida que o coloide do solo seca, qualquer água existente
entre as suas camadas é removida, fazendo com que se aproximem.
Tipos de coloides no 50101
Os solos contêm vários tipos de coloides, cada um com sua composição, estrutura e proprie-
dades particulares (Tabela 8.1). Os coloides mais importaptes nos solos podem ser agrupa-
dos em quatro classes.
Argilas silicatadas bem cristalizadas Essas argilas são o tipo dominante na maioria dos solos
(exceto em Andisols, Oxisols e Histosols - ver Capítulo 3). Sua estrutura cristalina em cama-
das (bem visível na Figura 8.2a) é muito parecida com as páginas de um livro. Cada camada
(ou "página") consiste em duas a quatro lâminas com átomos de oxigênio, silício e alumínio
fortemente ligados e estreitamente arranjados. Embora ,apresentem, em sua maioria, cargas
negativas, as argUas silicatadas diferem significativamente com relação a formato das partículas
(caulinita, mica de granulação fina e esmectita, mostradas na Figura B.2a-c), intensidade de
cargas, pegajosidade, plasticidade e capacidade de expansão e contração.
Argilas silicatadas não cristalinas Também consistem em átomos de Si, Ai e O fortemente
ligados, mas sem apresentarem um arranjo cristalino bem definido. Os dois principais mine-
rais de argila deste tipo, a alofana e imogolita, normalmente são formados a partir de cinzas
vulcânicas e são característicos dos Andisols (Seção 3.7). Eles apresentam grandes quantidades
de cargas negativas e positivas e alta capacidade de retenção de água. Embora maleáveis (plás-
I Para uma revisão das estruturaS e propriedades das argilas, consulte Meunier (2005); e para as propriedades da
argila e húmus no solo, consulte Dixon e Schulze (2002). -
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Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 265
Tabela 8.1 Principais propriedades de alguns coloides do solo
--=~=-"-===~~- .....-'::'O_":::.="'C.:3~~.,..-:r-,,,=_ ""':":..•...:..L~~~.-:"'!:...""""'~=~,~ . ..:.:::..-:-:" ==-"' __...::".=.,.--===--
Área superficial,
n':l2/g
+10 a-5
+20a -5
+20 a -150
-10 a -40
-1 a -15
-80 a -150
-100 a -200
-10 a -40
0,42
0,48
1,41
0,72
1,0--2,0
1,0--1,5
1,0
Espaço entre Carga líquida, b
lâminas,a nrn cmoljkg
,----------- ------------
0,1-2,0 Variável 70-100
0,1":'5,0' Cristais 5-30
hexagonais
<0,1 Cristais 80--200
hexagonais
<0,1 Variável 100-300
<0,1 Tubos ou 100-1000
esferas ocos
Óxido de AI
S-ilicatado 2:1
Silicatado 1:1
Tamanho,
Tipo ,...m Formato Externa Interna
Silicatado 2:1 0,01-1,0 Flocos 80--150 550-650
Silicatado 2:1 0,1-0,5 Placaslflocos 70-120 600--700
Silicatado 2:1 0,2-2,0 Flocos 70-175
Colai de
Esmectita
Vermiculita
Mica de
granulação fina
Clorita
Caulinita
Gibbsita
Goetita Óxido de Fe
Alofana e Silicatos não
Imogolita cristalinos (
Húmus Orgânico 0,1-1,0 Amorfa Variávelc - I -100 a -500
co===.====-.='==---:--------. .~~_~~_" . _~~O:;'==_-=:: __~=-- ::r==-_-::c:.=.~._ ~_=':-=_::c __3-L~~_
• Distância medida a partir do topo de uma camada até a base da camada similar seguinte, 1 nm = 10-9 m ~ 10 A.
bCentimol de carga Iíquid~ por quilograma de colo ide (cmoljkg), uma medida de capacidade de troca iônica (Seção 8.9).
cÉmuito difícildeterminar' a área superficial da matéria orgânica. Diferentes técnicas resultam em valores que variam de 20 a 800 m2/g.
ticas) quando úmidas, essas argilas apresentam grau de pegajosidade muito baixo. A alofana e
a imogolita também são conhecidas por causa da alta capacidade de adsorver fosfatos e outros
ânions, especialmente em condições ácidas. '
Óxidos de ferro e alumínio Esses óxidos são encontrados em muitos solos, mas são espe-
cialmente importantes nos altamente intemperizados das regiões tropicais quentes e úmidas,
onde predominam Ultisols e Oxisols. Eles são formados principalmente de átomos de alumínio
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.1
, ,
Figura 8.2 \Microfotografias de três minerais de argila silicatadas e de um ácido húmico normalmente encontrado
em solos. (a) Caulinita de lIIinois(note a forma hexagonal dos cristais no lado superior direito da imagem). (b) Mica de
granulação fina de Wisconsin. (c) Montemorilonita (mineral do grupo das esmectitas) de Wyoming. (d) Ácido fúlvico
(ácido húmico) da Georgia. QaJ-[clCortesia do Or. Bruce F.Bohor,llIinoís State GeologicalSurvey; [dI Cortesia do Or. KimH. Tan. University of
Georgia: Fotos usadas com permissão da Soi! Science Society of America). -
266 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
ou de ferro coordenados com átomos de oxigênio (estes últimos estão frequentemente associa-
dos a átomos de hidrogênio, formando grupos hidroxílicos). Alguns óxidos, como a gibbsita
(um óxido de Al) e a goethita (um óxido de Fe) ~presentam estruturas cristalinas bem defini-
das; outros óxidos não são bem cristalizados, ocorrendo na forma amorfa e frequentemente
recobrindo as partículas do solo. Os coloides oxídicos apresentam pouca plasticidade e pega-
josidade. A carga líquida varia de moderadamente positiva a levemente negativa.
Orgânicos (húmus) Os coloides orgânicos são importantes em quase todos os solos, especial-
mente nas porções mais superiores dos perfis. Esses colo ides não são minerais, nem apresen-
tam estrutura cristalina (Figura 8.3d). Em vez disso, consistem em cadeias e anéis de átomos
- de c~rbono ligados a átomos de hidrogênio, oxigênio e nitrogênio. As partículas de húmus
estão, frequentemente, entre os menores coloides do solo e possuem alta capacidade de adsor-
ver água, mas quase não apresentam plasticidade ou pegajosidade. Devido ao fato de o húmus
não ser coesiv~, os solos compostos principalmente por essa substância (Histosols) possuem
baixíssima capacidade de suporte e, por isso, sãõ inaptos para a construção de edifícios ou de
estradas. O húmus possui elevadas quantidades de cargas negativas e positivas por unidade de
massa, mas a carga líquida é sempre negativa e varia com o pH do solo.
8.2 ORGANIZAÇÃO DAS ESTRUTURASDAS A{GILAS
SILI<:ATADAS 1
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6s so16s com predominância de um tipo de minerais de argila silicatada, como a ~aulinita,
. comportam-se de forma muito diferente dos outros com predominância de minerais de argila
silicatada de outro tipo, como a montmorilonita. Para entender bem essas diferenças, é neces-
sário conhecer as principais organizações das estruturas dos minerais das argilas silicatadas. Co-
meçaremos examinando a principal unidade estrutural a partir da qual as camadas dos minerais
de argila silicatadas são formadas, considerando depois os arranjos particulares para cada mine-
ral, que são a razão da formação de todas as importantes cargas que existem nas suas superfícies.
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Lâminas de tetraedros de silício e de octaedros de alumínio
ou magnésio
Modelos tridimensionais Os minerais de argilas silicatadas mais importantes são conhecidos como fllossilica-
rotativos de minerais das tos (do grego phyllon, folha ou lâmina), por causa da semelhança desses minerais com
argilas silicatadas e suas lâminas ou estruturas planares. Como ilustrado na Figura 8.3, eles são compostos de
unidades estruturais: lâminas de tetraedros e ocraedros. Duas a quatro dessas lâminas podem ser unidas e
www.soils1.cses.vt.edu/
MJENR_exports/intro.shtrnl empilhadas (ou "ensanduichadas") com as lâminas adjacentes fortemente ligadas en-
tre si por meio do compartilhamento de alguns dos átomos de oxigênio (Figura 8.3).
O tipo específico das combinações de lâminas que formam essas camadas varia de um tipo de
argila para outro e controla muito as suas propriedades físicas e químicas. As relações entre
planos, lâminas e camadas, mostradas na Figura 8.3, devem ser cuidadosamente estudadas.
Substituições isomórficas
Quando os minerais das argilas ou seus precursores estão se cristalizando, os cátions com
tamanho semelhantes podem substituir parte dos átomos Si, Al e Mg nas respectivas lâminas
tetraédricas e octaédricas. Veja também, observando a Tabela 8.2, que o raio iônico do alu-
mínio é um pouco maior que o do silício; consequentemente, este cátion consegue se ajustar
no ce~tro do tetraedro no lugar do silício sem muita alteração da.estrutura básica do cristal.
Esse processo, no qual um elemento preenche a posição normalmente ocupada por outro com
tamanho similar, é chamado de substituição isomómca. Esse fenômeno é responsável por
grande parte da variabilidade dos diferentes tipos de argilas silicatadas.
1
http://www.soils1.cses.vt.edu/
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 267
Espaço
entre Cristal
camadas
Camada
Espaço
entre
camadas
Camada
Lpaço
lentre
;camadas
Cátions e água
adsorvidos
Lâmina de
( tetraedros
•. l,âni.in!l.c!e: •.
bctaedros
Lâmina de
tetraedros
> Lâmina de
( tetraedros
. lãinimi d~ .-
; ; ,---ilcil?éi:lr.b'llL! i;,
Lâmina de
tetraedros
}--
}-
}--
Planos de o }--Planos de SiPlanos de
O,OH tPlanos deAlouMgPlanos de }--O,OHPlanos de Si
Planos de O
Planos de
O,OH
Planos de
AlouMg
Planos de
O,OH
Planos de Si
Planos de O
PlanosdeO
Planos de Si
(b)
Oxigênio
apical
Oxigênios
basais
(a)
o ~
Silício Oxigênio
/
Figura 8.3 Componentes básicos moleculares e estruturais das argilas silicatadas. (a) Uma estrutura tetraédrica
simples, com quatros lados, composta por um íon de silício rodeado (ou ligado) a quatro átomos de oxigênio; e uma
estrutura octaédrica simples, na qual um íon de alumínio (ou de magnésio) está rodeado por seis hidroxilas ou por
átomos de oxigênio. (b) Nos cristais das argilas, milhares dessas lâminas tetraédricas e octaédricas estão interligadas,
formando planos de íons de silício e de alumínio (ou magnésio). Esses planos se alternam com planos de átomos de
oxigênio e grupos de hidroxilas. Note que os átomos de oxigênio apicais estão quase sempre unindo as camadas te-
traédricas com as octaédricas. Os planos de silício associados com os planos de oxigênio-hidroxilas formam a lâmina
tetraédrica. Da mesma forma, um plano de alumínio ou de magnésio associado aos planos de oxigênio-hidroxilas for-
ma a lâmina octaédrica. As diferentes combinações formadas pela~ lâminas tetraédricas e octaédricas são chamadas
de camadas. Em algumas argilas silicatadas, essas camadas são separadas por espaços entre camadas, nos quais po-
dem ser encontrados água e cátions adsorvidos. (Modelos de estruturas: cortesia de Darrel G. ShuJtze, Purdue University, Estados Unidos)
Tabela 8.2 Raio iônico e localização dos elementos encontrados em minerai's de
. argilas silicatadas
I
fon Raio, nm (10-9 m) Encontrado nas
Si4+ 0,042 }}A13\" 0,051 Lâmina tetraédricaFe3+ 0,064Mg2+ 0,066 Lâmina octaédrica
Zn2+ 0,074 Sítios de troca ou entre camadas
Fe2+ 0,076
Na+ 0,095
Ca2+ 0,099
K+ 0,133
02- 0,140 } Ambas as lâminas
OW 0,155
/
268 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
A substituição isomórfica pode ocorrer também em lâminas octaédricas. Por exemplo,
Íons de ferro e ~inco possuem tamanhos semelhantes aos dos.Íons alumínio e magnésio (Tabe-
la 8.2). Dessa f<;>rma,tanto o Zn quanto o Fe ppdem se ajustar no centro da lâmina c;>ctaédrica.
Em algumas argilas silicatadas, a substituição pode ocorrer, concomitantemente;: tanto nas
lâminas tetraédricas como nas octaédricas.
Fontes de cargas
A substituição isomórfica é de vital importância, visto que esse processo é a fonte primária
tanto de cargas negativas quanto positivas nos minerais das argilas silicatadas. Por exemplo, o
Íon Mg2+ é um pouco maior que o ÍonAlH, mas possui uma carga positiva a menos. Logo,
se um Íon Mg2+ substitui um Íon Al3+ na lâmina octaédrica. as cargas positivas do Mg serão
insuficientes para neutralizar as cargas negativas dos oxigênios; assim, a carga líquida será
igual a 1- (Figura 8.4,à direita). Da mesma forma, cadaAl3+ que substitui um Si4+ na lâmina
tetraédrica gera uma carga líquida negativa naquele ponto de substituição, porque as cargas
negativas dos quatro oxigênios estão sendo apenas parcialmente neutralizadas. Na maioria dos
minerais das argilas silicatadas, as cargas negativas predominam (ver Seção 8.8). Como vere-
mos mais adiante (Seções 8.3 e 8.6), as cargas adicionais temporárias rodem ser formadas por
grupos funcionais expostos nas bordas das lâminas tetraédricas e oct3;~dricas. .
i
18.3 ORGANIZAÇÃO MINERALÓGICA DAS A~GILAS
I SILlCATADAS
Baseado no número e disposição das lâminas tetraédricas (Si).e octaédricas (Al, Mg,Fe) con-
tidas nas unidades ou camadas cristalinas do mineral, as argilas silicatadas cristalinas podem
ser classificadas em ,dois grupos principais: argilas 1:1, nas quais cada camada contém. uma
lâmina de retraedro; e uma lâmina de octaedros, e argilas 2:1 nas quais cada camada tem uma
lâmina de octaedros ensanduichada entre duas lâminas de tetraedros.
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Argilas silicatadas do tipo 1:1
Modelo rotacionai3-D Para ilustrar as propriedades das argilas silicatadas do tipo 1:1, iremos focar na cauli-
inte~ativo do cristal de nita; que é, de longe, a argila mais comum desse grupo existente nos solos. Como está
caulinita: implícito no termo argila silicatada 1:1, cada camada de caulinita consiste em uma
http://virtual-museum.soils. 1 d d 1 1 d d al
wisc.edu/kaolinite/index. âmina tetraé rica e si ício e uma âmina octaé rica e umÍnio. Quando essas ca-
html madas de lâminas tetraédricas e octaédricas são empilhadas alternadamente umas so-
Figura 8.4 Diagramas simplificados das lâminas
octaédricas de minerais silicatados mostrando o
efeito da substituição isomórfica sobre a carga líqui-
da. Note que, para cada átomo de oxigênio, uma
de suas duas cargas é balanceada por uma carga
positiva (+) advinda de um H+ (formando um grupo
hidroxila), ou de um átomo de Si da lâmina tetraédri-
ca (não mostrado, mas representado pelo sinal +).
Quando a lâmina está formando o cristal mostrado
à direita, o íon de magnésio (Mg2+) ocupa uma das
posições 'normalmente ocupadas por um íon de AI3+,
deixando assim uma carga'líquida 1- sobre a lâmina.
Tais cargas líquidas negativas na estrutura dO.cristal
podem ser contrabalançadas por cátions da solução
do solo adsorvidos sobre a superfície do cristal.
Lâmina
octaédrica
@ Oxigênio ~ Hidrogênio
3-
5+
3-
Balanço
=-1
Lâmina octaédrica
com substituição
isomórfica
'1> Alumínio ~ Magnésio
ou ferro
http://virtual-museum.soils.
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 269
Modelo rotacional 3-D
interi!tivo do cristal de
esmeetita:
http://virtual-museum.soils.
wisc.edu/soiLsmeetitel
index.html
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bre as outras, as hidroxilas da lâmina octaédrica de uma camada ficam adjacentes ao oxigênio
basal da lâmina tetraédrica da camada seguinte. Essas camadas adjacentes estão unidas por li-
gas;ões de hidrogênio (Seção 5.1), as quais impedem a expansão entre as camadas quando a
argila é umedecida. Deste modo, a água e os cátions geralmente não conseguem penetrar nas
camadas estruturais de uma partícula mineral do tipo 1:1. A superfície específica da caulinita é,
portanto, restrita a sua face exterior ou à área de superfície externa. Esse fato, aliado à ausência
de substituições isomórficas significativas neste mineral, faz com que a caulinita tenha uma
relativamente pequena capacidade de adsorver cátions trocáveis (Tabela 8.1). Em con- Argila caulinita usada no
traste com algumasargilás silicatadas do tipo 2: 1, as argilas 1:1 (como a caulinita) controle de pragas:
possuem 'menor pl~ticidade, viscosidade, coesão, expansão e contração, bem como íNWW.nysaes,cornell.
retêm menpságua do que as outras argilas. Devido a essas propriedades, os solos do- edu/pp/res;:,urceguidel
. d' 1 U . 1 1 - 'd . ui . , 1 - d d mfs/07kaohn.phmma os pe as arg as : sao 1 ealS para o c tlVOagnco a e sao a equa os para o uso
como leito de estradas e base de edifícios (Prancha 43). A estrutura não expansívell: 1 também
torna a caulinita útil para a fabricação de tijolos e vários tipos de cerâmicas (Quadro 8.1).
Argilas silicatadas expansíveis do tipo 2:1
Os quatro grupos gerais de argilas siliçatadas do tipo 2: 1 são caracterizados por uma lâmina!
octaédrica ensanduichada entre duas lâminas tetraédricas. Dois destes grupos, a esmectita e 4
vermiculita, incluem mineraise'xpansíveis; os outros dois, as micas de granulação fina (ilitap
e a c1orita, são relativa~ente não expansíveis. í
i
Grupo das esmectitas Os éristais tipo flocos das esmectitas (Figura 8.2e) possuem
alta quantidade de carga, predominantemente negativa, devido sobretudo às subs-
tituições isom6rficas. Ao contrário da caulinita, a esmectita tem uma estrutura do '
tipo 2: 1 caracterizada por possuir uma lâmina de átomos de oxigênio tanto na parte
superior como na parte inferior das suas àmadas. Deste modo, as camadas adja-
centes estão fracamente interligadas por intermédio de ligações oxigênio-oxigênio
e cátions-oxigênio, e o espaçamento entre elas é variável (Figura 8.7). A área de superfície
interna exposta entre as camadas excede, de longe, a área de superfície externa desses minerais
e contribui para a elevada superfície específica total (Tabela 8.1). Os cátions trocáveis e as
moléculas de água associadas são atraídos para os espaços entre as camadas; portanto, a capa-
cidade de adsorver cátions é muito alta - cerca de 20 a 40 vezes a da caulinita.
Os cristais d~ esmectita do tipo flocos tendem a se empilhar uns sobre o~ outros, forman-
do pilhas onduladas que contêm milhares de ultramieroporos extremamente pequenos (Tabela
4.6). Quando os solos ricos em esmectita são molhados; a adsorção de água nes~es ultramicro-
poros fai -com que aconteça uma grande expansão; mas, quando secam, se contraem, fazendo
com que os solos reduzam os seu volume (Seção 8.14). A expansão, devido à saturação do solo
com água, contribui para os elevados graus de viscosidade, plasticidade e coesão, o que dificul-
ta o cultivo ou a escavação de solos ricos em esmectita. Fendas largas comumente aparecem
durante a secagem de solos nos quais a esmectita prevalece (como Vertisols, Figura 3.15). O
comportamento de expansão e contração torna os solos ricos em esmectita indesejá- Armazenamento seguro
veis para a maioria das atividades de construção, porém são bem adaptados para uma de resíduos nucleares: a
série de aplicações que exigem alta capacidade de adsorção e de formação de camadas técnica sueca que usa a
de baixa permeabilidade (ver Seção 8.14). A montmorilonita é a mais importante argila bentonita:
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das esmectitas em solos, embora outros tipos também possam ocorrer. SKBPage_8776.aspx
Grupo da vermiculita As venniculitas mais comuns são minerais do tipo 2:1 nos
quais predoininaÍn as lâminas de alumínio octaédricas. As lâminas tetraédricas da maioria das
vermiculitas possuem consideráveis quantidades de silício substituído pelo alumínio, possi-
bilitando uma capacidade de troca catiônica que normalmente excede a de todas as outras
argilas silicatadas, incluindo as esmectitas (Tabela 8.1). -
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I
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I
ção da porcelana (daí o termo china usado em inglês
para pratos de porcelana) até o início de 1700. Colo-
nizadores ingleses, no que hoje é a Geórgia, nos Es-
tados Unidos, descobriram um afloramento de argila
caulinítica branca em áreas de solo improdutivo. Os
colonizadores começaram então a exportar essa cau-
linita como o principal ingrediente para a fabricação
de porcelanas na Inglaterra, onde a argila caulinítica
da Geórgia foi primeiro usada para fabricar os agora
famosos objetos de cerâmica.
O mercado da caulinita pura e branca expandiu
quando os fabricantes começaram a usar a caulinita
como revestimento na produção de papel de alta qua-
lidade - mais macios,- brancos e apropriados para a
impressão. Outros usos industriais incluem pigmentos
de tintas, enchimentbs mi fabricação de plásticos, ma-
teriais cerâmicos utilizados para isolantes elétricos e
blindagem de calor (como no corpo dos ônibus es-
paciais). A caulinita,; usada em medicamentos do tipo
kaopectin, reveste;a parede do estômago e inativa
as bactérias causadoras de diarreia, porque estas são
adsorvidas na superfície das partículas de argila. Re-
centemente, as argilas cauliníticas têm sido usadas em
pulverizações, revestindo as folhas de plantas cultiva-
das como uma proteção não tóxica às pragas de inse-
tos e doenças fúngicas. Infelizmente, a mineração de
superfície da caulinita, que está sendo feita na Geór-
gia, Estados Unidos, para atender a essasnecessida-
des, tem causado danos ambientais e sociais.
Figura 8.5 Este solo com argila caulinítica es~á sen-
do escavado, moldado, seco, emp'i1hado e qu.eimado
para a fabricação de tijolos. (Foto: cortesia deR. Weil)
\'
A caulinita, O mineral da argila do tipo 1:1 mais ,co-
mum, tem sido usado por milhares de anos para fazer
ladrilhos, telhas, tijolos e vasos de cerâmica. O proces-
so básico não mudou muito até os dias de hoje. O ma-
terial de solos argilosos é saturado com água, amassa-
do e moldado, ou _manipulado em uma roda de oleiro
para obter a forma desejada, e depois endurecido
por seca"gem natural ou queima (Figuras 8.5 e 8.6). A
I'" massa de plaquetas de argila aderentes endurece irre-
i versivelmente quando queimada, e a propriedade nãoj expansível da caulinita permite que ela seja aquecida
, sem se fissurar com contrações. O calor também altera
Ii a cor cinza típica do material do solo para "tijolo ver-
I melho", devido à oxidação irreversível e à recristaliza-
jI ção do oxi-hidróxido de ferro, que frequentemente re-
l
i
l
',,'veste as partículas da caulinita do solo. Em contraste, a
caulinita pura, extraída de jazídas, quando queimada,
apresenta uma cor creme-clara. A caulinita não é tão
i plástica (moldável) p:omo <:llgumasoutras argilas; por
i isso, para a produção de 'cerâmicas, ela costuma ser
j misturada com outros tipos de argilas mais plásticas.
I Foi no século VII,r.'a China, que jazidas de caulinita
I. pura foram utilizadas pela primeira vez na produção
1i de objetos de uma çerâmica translúcida, leve e forte
JI' chamada de porcelana. O termo caulinita deriva doli nome chinês kao-lin, que significa "alto cume", por-
li que o material foi primeiramente extraído da encos-
l,
i;I' ta de um morro na província de Kiangsi. Os chineses
detinham o monopólio sobre a tecnologia da fabrica-
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Ii QUADRO 8.1
I Argila caulinita: usos antigos e modernos'\~..~,""~~~.,.~__.... ._... ... .. --------------1
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270 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 271
Lâmina teuaédrica -
:~~~~~~~€,\;i-.
Clorita (2:1)
Não expansível
(expansão mínima)
Mica de granulação
fina (2:1)
Não expansível
(expansão mínima)
Lâni;n~-~cta~ri~ i
'. . I
Lâmina teuaédriea -
Vermiculita (2:1)
Expansível
.. (expansão
moderada)
Esmectita (2:1)
Expansível
(expansão
máxima)
Lâmina tetraédriea -:
.~t;~';;M;i;;
;;~::;;;,.;r
•.. ' ," . _ 1,0-
Lâmina tetraédriea - 1,5
nm
l'Moléculas de água,MgZ+ e outros íonsnm1Mol~c.ulas ~~ água,vanos catlons
Caulinita (1 :1)
Não expansível
(não expande)
f Lãono
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.n~'o~e_ouoaeo~dorica,co-00.= í.L- -~roji;~~g9a~~JLq~t:-
Lâmina tetraédriea -
o 1-2
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;Ü?'ln,/Í-.~~M1':'!t
Figura 8.7 Desenhos esquemáticos ilustrando a organização das lâminas tetraédricas e octaéc;lricas em um mineral
do tipo 1:1 (caulinita) e quatro minerais do tipo 2:1. As lâminas octaédricas em cada uma das argilas do tipo 2:1 po-
dem ser dominadas tan'to pelo alumínio (dioctaedraO como pelo magnésio (trioctaedraO. No entanto, na maioria das
c1oritas, as lâminas tricictaedrais predominam, enquanto as lâminas dioctaedrais são geralmente mais comuns nos
outros três tipos de argilas 2:1. Note que a caulinita não é expansível. sendo as suas camadas unidas por ligações de
hidrogênio. A expansão,máxima dos espaços entre as camadas é encontrada na esmectita, sendo 'tue a vermiculita
se expande um pouco menos devido ao poder apenas moderado de ligação dos vários íons de Mg +. As micas de
granulação fina e a c10rita não expandem, porque os íons.de K+ (na mica de granulação fina) ou uma lâmina do. tipo
octaédrica de hidróxidos de AI, Mg, Fe e assim por diante (na c1orita)mantêm as camadas 2:1 fortemente ligadas. Os
espaçamentos entre as camadas são mostrados em nanômetros (1 nm = 10-9 m).
Os espaços entre as camadas estruturais das vermiculitas geralmente contêm moléculas de
água fortemente adsorvidas, íons hi.droxi-Al e cátions como o magnésio (Figura 8.7). No en-
tanto, esses constituintes atuam principalmente como pontes para manter as unidades ligadas,
em vez de as separar. Por esta razão, as vermiculitas são argilas que têm uma capacidade de
expansão limitada, expandindo mais que a caulinita, mas muito menos do queas esmectitas.
Minerais silicatados 2:1 não expansíveis
Os principais minerais 2: 1 não expansíveis são as micas de granulação fina e ,as doritas. Dis-
cutiremos primeiro as micas das frações granulo métricas mais finas (ou argilas).
Grupo das micas A biotita e a muscovita são exemplos de micas não intemperizadas tipica-
mente encontradas como minerais primários das frações areia e silte. As micas de granulação
fina e os seus produtos do intemperismo, como ilita e glauconita, são encon:trados na fração
argila dos solos. Sua estrutura é tipo 2: 1, bastante semelhante à de seus primos minerais pri-
mários. A principal fonte de carga das micas de granulação nna é a substituição do Si
4
+ pelo
Al3+ nas lâminas tetraédricas. Isso resulta em um polo de carga negativa na lâmina tetraédrica
e atrai íons de potássio (K+) que possuem o tamanho ideal para se encaixar confortavelmente
em "buracos" heKagonais existentes entre os grupos de oxigênio dos tetraedros, fazendo assim
com que cReguein muito perto dos polos negativamente carregados. Devido à atração mútua
para os íons K+, as camadas adjacentes das micas de granulação fina estão fortemente liga-
das entre si (Figura 8.7), tornando não expansível a mica de granulação fina. Devido ao seu
carácter não expansível, as micas de granulação fina são mais parecidas com a caulinita do
Tudo sobre substâncias
húmicas:
www.ar.wroc.pl/-weber/
humic.htm#start
,
272 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
que com as esmectitas no que diz respeito à sua capacidade de adsorver água e ao seu grau de
plasticidade e vicosidade.
I
Cloritas Nas doritas da maioria dos solos, é o' ferro ou o magnésio (em vez do ah,lmÍnio)
que ocupa a maioria das posições octaédricas. Comumente, uma lâmina octaédrica de hidró-
xidos com predomínio de magnésio está "ensanduichada" entre as camadas adjacentes do tipo
2: 1 (Figura 8.7). Deste modo; às vezes diz-se que a clorita tem uma estrutura 2: 1:1. As cloritas
não são expansíveis, pois as lâminas octaédricas de Mg mantêm as camadas fortemente inter-
ligadas. As propriedades coloidais das cloritas são, portanto, muito semelhantes às das micas
de granulação fina (Tabela 8.1).
8.4 CARACTERíSTICAS DOS COLOIDES NÃO SILlCATADOS
Óxidos de ferro e alumínio
Estas argilas consistem em lâminas octaédricas rias quais o ferro (p. ex., goethita) ou o alumí-;:
nio (p. e:lf.,gibbsita) se situam nas posições dos cátions. Elas não possuem lâminas tetraédricas
ou de silício em suas estruturas. As substituições isomórficas por Íons de carga variada rara-
mente ocorrem; portanto, essas argilas não possuem grandes quantidadcfs de cargas negativas.
A pequena quantidade de carga líquida que essas argilas possuem (positi~a e negativa) é oriun-
da da remoção ou adição de íons de hidrogênio na superfície de gru~os óxido-hidrof'Ílicos
(Seção 8.6). A presença desses oxigênios ligando os grupos de hidroxilas permite que.-a super-
f{cie dessa argila adsorva e se combine com ânions, como os fosfatos e arseniatos. As argilas
oxídicas não são expansÍveis e, geralmente, apresentam relativamente pequena viscosidade,
plasticidade e adsorção de cátions. Elas podem ser usadas como materiais muito estáveis para
fins de construção.
Em muitos solos, bs óxidos de ferro e de alumínio estão misturados com as argilas sili-
catadas. Esses óxidos podem formar revestimentos nas superfícies externas dessas argilas ou
se depositar na forma de "ilhas" no espaço entre as camadas das argilas do tipo 2: 1, como as
vermiculitas e esmectitas. Em ambos os casos, a presença de óxidos de ferro e alumínio pode
substancialmente alterar o comportamento coloidaldas argilas silicatadas a eles associadas,
mascarando as suas cargas e interferindo na expansão e na contração, bem como fornecendo
superfícies que retêm ânions.
A alofona e a imogolita são minerais das argilas que comumente estão associados com
materiais de origem vulcânica, mas também podem se formar a partir de rochas Ígneas e são
encontrados em alguns Spodosols. Aparentemente, as cin~as vulcânicas liberam quantidades
significativas de Si(OHt e Al(OH)r' materiais que se pr~cipitam como gels em um período
relativamente curto de tempo. Esses minerais são geralmente de natureza pouco cristalina, e
a imogolita é um produto com um estado mais avançado de intemperismo do que a alofana.
Ambos os tipos de minerais têm uma elevada capacidade de reter ânions, assim como de se
ligar ao húmus, protegendo-o da decomposição.
Húmus
ohúmus é uma substância orgânica não cristalina, constituída de g'randes moléculas
orgânicas cuja composição química varia consideravelmente, mas em geral contém
. de 40 a 60% C, 30 a 50% O, 3 a 7% H e 1 a 5% N. O peso molecular dos ácidos
húmicos, um tipo comum de húmus coloidal, varia de 10.000 a 100.000 g/moL A
identificação da estrutura real dos coloides de húmus é muito difícil. A estrutura
típica proposta para os ácidos húmicos é mostrada na Figura 8.8. Nota-se que ela contém
uma série complexa de cadeias de carbono e estruturas em anéis, com inúmeros grupos fun-
cionais quimicamente ativos por toda parte. A Figura 8.9fornece um diagrama simplificado
T,
I
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Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 273
/
(CH"""
o
o
OH
HO C=N
O 9:.oH CH,OH~I ~d~
O O' ~(CH,l"5
O OH
Figura 8.8 Uma representa-
ção da provável estrutura de
um ácido húmico, que é um
componente primário qo hú-
mus coloidal dos solos. Uma
inspeção cuidadosa revelará
a presença de muitos dos
grupos ativos de hidroxilas
(OH) ilustrados na Figura 8.9,
assim como certos grupos de
nitrogênio e grupos contendo
enxofre. (Adaptadode Schultene
Schnitzer[1993],coma permissãoda
Springer-VerlagPublishers)
í
{
,I
para ilustrar os três tipos principais de grupos hidroxílicos (-OH) que provavelmente são os
responsáveis pela alta quantidade de cargas associadas a esses colo ides. Cargas negativas ou
positivas sobre os coloides de húmus e des~nvolvidas pelos íons H+ podem ser perdidas ou
adquiridas por estes grupos. Portanto, tanto os cátions como os ânions podem ser atraídos e
adsorvidos pelos coloides de húmus. Uma grande carga líquida negativa está sempre associada
com o húmus, e os seus sítios de carga negativa sempre superam os positivos (Tabela 8.1).
Devido à sua grande área de superfície e à presença de' muitos grupos hidrofílicos
(que atraem água), o húmus pode absorver grandes quantidades de água por unidade de
massa. No entanto, por também conter sítios hidrofóbicos, ele pode adsorver fortemente
uma grande variedade de substâncias hidrofóbicas e compostos orgânicos apoIares (Seçáo
8.12). Por causa de sua extraordinária influência sobre as propriedades e o comportamento
do solo, investigaremos mais profundamente a natureza e a função do húmus no solo no
Capítulo, 11.
Figura 8.9 Diagrama simplificado mostran-
do os principais grupos químicos responsáveis
pela elevada quantidade de carga negativa
nos coloides do húmus. Todos os três grupos
em destaque incluem hidroxilas (-OH) que
podem perder seu íon de hidrogênio por dis-
sociação e. assim, se tornarem negativamente
carregadas. Note que os grupos fenólicos,
carboxílicos e alcoólicos, no lado direito do
diagrama, são mostrados em seu estado dis-
sociado, enquanto aqueles do lado esquerdo
ainda estão com os seus íons de hidrogênio
associados. Note ta'mbém que a associação
com um segundo íon de hidrogênio faz com
que sej£!!!1liberados sítios que exibem cargas
positivas. (Diagrama:cortesiade R.Weil)
0-
Grupo
alcoólico
hidroxílico
Moléculas orgânicas grandes e complexas de.
húmus que consistem em cadeias e anéis,.
constituídos principalmente de átomos
de carbono e de hidrogênio
OH
I
Grupo
\ fenóllco
hidroxílico
o"\:
//OH
Grupos
carboxílicos
274 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
8.5 GÊNESES E DISTRIBUiÇÃO GEOGRÁFICA DOS COLOIDES
DOS SOLOS .
Gênese dos coloides
A desagregação e alteração de resíduos vegetais por micro-organismos e a síntese de novos
compostos orgânicos mais estáveis resultam na formação de um material ~oloidal orgânico de
cor escura chamado de húmus (consulte a Seção 11.4 par.a mais detalhes).
As argilas silicatadas são o resultado do intemperismo de uma grande variedade de mine-
r;is por, pelo menos, dois processos distintos: (1) uma pequena alteração física e química de
certos minerais primários e (2) a decomposição dos minerais primários, seguida da recrista-
lização de alguns dos seus produtos para formar as argilas silicatadas.
Estágios relativos do intemperismo As condições específicas que propiciam a formação dos
tipos mais imporrantes de argila são mostradas na Figura 8.10. Note que as micas de granu-
lação fina e as clorÍtas ricas em magnésio são rêpresentantes dos primeiros estágios de intem-
perismo dos silicatos, e a caulinita e, por fim, os óxidos de ferro e alumínio, os estágios mais
avançados. As esmectitas (p. ex., montmorilonita) representam estágios intermediários. Dife-
rentes estágios de intemperismo podem ocorrer nas zonas globais climáticas ou nos horizontes
dentro de um único perfil. Como ressaltado na Seção 2.1, o silício tJnde a se perder com o
. {
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Microclina
Ortoclásio
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ou
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o li.•.. rolU z Clorita~ ,o' primáriaVi U
m Hidr6xido
:2: de sódio
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FeldspatosQl
ou Augitati::
Hornblenda
Outros
Clima quente e úmido (-Si)
Remoção rápida de bases
Bastante Mg na zona de intemperismo
Esmectita
(montmorilonita)
Remo ão lenta de bases
Remoção rápida de bases
Clima quente e úmido (-Si)
Figura 8.10 Condições gerais para a formação das várias argilas silicatadas e óxidos de ferro e alumínio. As micas de
granUlação fina, dorita e vermiculita são formadas por uma ação intempérica menos intensa de minerais alumino-sili-
catados primários, enquanto a caulinita e os óxidos de ferro e alumínio são produtos dei um intemperismo muito mais
intenso. Condições de intensidade de intemperismo intermediárias levam à formação da esmectita. Em cada caso, a
gênese das argilas silicatadas é acompanhada pela remoção, em solução, de elementos como K, Na, Ca e Mg. Vários
dos minerais das argilas dessa sequência de intemperismo podem estar present.es em um único perfil do solo, com as
argilas menos intemperizadas situadas no horizonte C e as mais intemperizadas nos horizontes A ou B.
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Localde Atividade Química e Físicado Solo 275
avanço do intemperismo, fazendo com que a relação Si:Al seja menor nos horiwntes do solo
que estão mais intemperizados.
Camadas mistas e interestratificadas Em um determinado solo, é comum encontrarmos
misturados intimamente vários minerais silicatados das argilas. De fato, as propriedades e as
composições de alguns coloides minerais são int<;rmediárias às dos niinerais bem definidos
descritos na Seção 8.3. Por exemplo, uma camada mista ou um mineral da argila interestra-
tificada, em que algumas camadas são mais parecidas com a mica e outras com a vermiculita,
podem ser chamados de mica interestratificada com vermiculita.
,
Distribuição das argilas de acordo com a geografia e ordens
dos solós-
A argila de qualquer tipo de solo é geralmente constituída de uma mistura de diferentes mine-
rais coloidais. Em um determinado solo, essa mistura pode variar de 1J1l1 horizonte para outro,
porque o tipo de argila que se forma não depende apenas de influências climáticas e condições
do perfil, mas também da nátureza do material de origem. A situação pode ser ainda mais
complexa devido à presença, no material de origem, de argilas que foram formadas em u~
ciclo anterior e, talvez totalmente diferente, de regime climáticoatual. No entanto, alguma,k
generalizações são possíveis. / I
Os Ultisols e Oxisols bem-drenados e altamente intemperizados dos trópicos e subtrópicós
quentes e úmidos te1].àem a-ser dominados pela caulinita misturada com óxidos de ferro e
alumínio. As argilas-dos gr~pos da esmectita, vermiculita e micas de granulação fina são mais
comuns em Alfisols, Mollisols e Vertisols, onde o intemperismo é menos intenso. Quando o ma-
terial de origem é rico em micas, micas de granulação fina como a ilita podem se formar. Os
materiais de origem ricos em cátions metálicos (particularmente de magnésio) ou que estão
sujeitos à drenagem restrita - que desestimula a lixiviação desses cátions - levam à formação
de esmectitas.
8.6 FONTE DAS CARGAS DOS COLOIDES' DOS SOLOS
Há duas fontes principais de cargas dos coloides dos solos: (1) hidroxilas e outros grupos
funcionais nas superfícies das partículas coloidais que liberam ou recebem íons H+, podendo
assim liberar cargas negativas ou positivas; e (2) o desequilíbrio de cargas em algumas esttutu-
ras dos cristais de argila, provocado pelas substituições Ísomórficas de um cátion por outro de
tamanho_similar, mas com cargas diferentes.
Todos os coloides, quer sejam orgânicos ou inorgânicos, exibem as cargas em suas super-
fícies que estão associadas a grupos hidroxílicos (OH-); tais cargas são fortemente depen-
dentes do pH. A maioria das cargas associadas ao húmus, às argilas do tipo 1:1, aos óxidos
de ferro e de alumínio e às alofanas são deste tipo (examine as Figuras 8.9-e 8.11 para ver
exemplos dessas cargas no húmus e na caulinita). No entanto, no caso das argilas do tipo 2: 1,
essas cargas de superficie são complementadas por um número muito maior de outras cargas
provenientes de substituições isomórficas de um cátion por outro nas lâminas octaédricas
e/ou tetraédricas. Uma vez que estas cargas não são dependentes do pH, são denominadas
cargas permanentes ou constantes. Um exemplo de como essas mudanças acontecem é
ilustrado na Figura 8.4. As substituições isomórficas também podem ser uma fonte de cargas
positivas se o cátion substituto tiver uma carga maior do que o íon que está substituindo. A
carga líquida dos' coloides é o balanço (ou equilíbrio) entre as cargas negativas e positivas. No
entanto, em todas as argilas silicatadas do tipo 2: 1, a carga liquida é negativa, uma vez que
essas substituições isomórficas, que formam ã-cargas negativas, superam em_muito aquelas
das çargas positivas (Figura 8.12).
Elementos da Naturezae Propriedades dos Solos
Carga líquida
superficial =.-1
(;t Hidrogênio ~ Alumínio
T
I
IpH = 4
Carga líquida
superficial = +1
@Silício
pH = 5,5
-1 (C)
pH =7
,.,...<ii
-1 (A)
-Y2 (8)
Carga líquida
superficial = -3
@Oxigênio
276
(
Figura 8.11 Modo como as cargas dependentes do pH se formam err{um bordo quebrado
de um cristal de caulinita. Três fontes de carga líquida superficial negat~\ta, em condições de
pH elevado, são ilustradas (à esquerda). (A)Uma carga (-1) a partir do pxigênio dos octaedros
,Ique perdeu o seu íon H+ por dissociação (o H se dissociou do grupo hidroxila da superfície em
/ direção à solução do solo). Note que tal dissociação pode gerar cargas negativas em qualquer
superfície planar com hidroxilas e não apenas em um bordo quebrado. (8) Metade (-Y2) de uma
carga de cada um dos oxigênios octaédricos que normalmente estaria compartilhando seus elé-
trons com o alumínio. (C) Uma carga (-1) a partir de um átomo de oxigênio tetraédrico que nor-
malmente estaria equilibrado pel<;lligação com um íon de silício, se não estivesse em um bordo
quebrado. Os diagrainas do cenÚo e da direita mostram o efeito da acidificação (diminuição do
pH), que aumenta a atividade de íons H+na solução do solo. No menor pH mostrado (à direita),
todos os oxigênios do bordo têm um íon H+associado, dando origem a uma carga líquida posi-
tiva sobre o cristal. Esses mecanismos de geração de carga são semelhantes aos ilustrado para
o húmus na Figura 8.9.
As características das cargas de certos colo ides dos solos são apresentadas na Tabela 8.3.
Observe a alta porcentagem de cargas negativas constantes em algumas argilas do tipo 2: 1
(p. ex., esmectitas e vermiculitas). O húmus, a caulinita,a alofana e os óxidos de Fe e Al pos-
suem, principalmante, cargas negativas variáveis dependente do pH e apresentam modestas
quantidades de cargas positivas em valores de pH baixo. As cargas negativas e positivas desses
coloides são de vital importância para o comportamento dos solos na natureza, especialmente
com relação à adsorção de Íons de carga oposta dissolvidos na solução do solo. Este assunto
será retomado a seguir.
8.7 ADSORÇÃO DE CÁTIONS E ÂNIONS
No solo, as superfícies com cargas negativas e positivas existentes sobre os coloides atraem e
mantêm uma complexa multidão de cátions e ânions. A Tabela 8.4 relaciona alguns cátions
e ânions mais importantes. A adsorção desses Íons pelos coloides do solo afeta grandemente
as suas dispotübilidades biológicas e mobilidades, influenciando tanto a fertilidade do solo
quanto a qualidade ambIental. É importante observar que ,a solução do solo e as superfícies
coloidais da maioria dos solos são dominadas principalmente por apenas alguns tipos de
cátions e ânions, sendo outros tipos encontrados em quantidades menores ou apenas em
situações especiais, como nos solos contaminados. Na Figura 8.1, os Íons adsorvidos foram
ilustrados de forma sImplificada, mostrando cátions (positivos) ligados a superfícies de carga
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 277
Argila atraída,
secadadOfiO(+)~: A
Figura 8.12 Uma demonstração simples da natureza
das cargas negativas da argila. Os fios conectados aos
terminais n~gativos (-) e positivos (+) de uma bateria
de 9 volts são mergulhados por alguns minutos em uma
suspensão aquosa de um solo argiloso. Depois, eles
são secados. com um pedaço de papel (no detalhe),
mostrando que o fio do terminal positivo (+) atraiu
a argila. enquanto o fio do negativo (-) não a atraiu.
(Adaptado de Weil [2009])
I
I
I
I
I,
I
I.
l
f
1
negativa de um coloide do solo. Na verdade, tanto os cátions como os ânions são geralmente
atraídos para locais diferentes do mesmo coloide. Nos solos de uma região de clima tempera!
do, os ânions são comumente adsorvidos em quantidades muito menores do que os cátion~,
porque esses solos contêm mais comumente argilas silicatadas do tipo 2: 1, nas quais predC)'-
minam cargas negativ*. Nos trópicos, onde os solos são mais intemperizados, ácidos e ricos
em argilas do tipo 1:1' e óxidos de Fe e Ai, as quantidades de cargas negativas existentes sobre
os coloides não é tão alta, e as cargas positivas são mais abundantes; portanto, a adsorção de
ânions é mais acentuada nesses solos.
Complexos de esferas externa e Interna
Lembrando que as moléculas de água da solução do solo envolvem (hidratam) os cátions
e ânions, podemos visualizar um complexo de esfera externa, onde as moléculas de água
formam ligações entre o Íon adsorvido e a superfície coloidal eletricamente carregada (Figura
8.13). Às vezes, várias camadas de moléculas de água estão incluídas. Desta maneira, o Íon,
por si só, não consegue se aproximar o suficiente da superfície coloidal para formar uma liga-
ção com uma determinada carga local. Por isso, o Íon é fracamente retido somente por uma
atração eletrostática, sendo que a carga dos Íons hidratados oscilantes equilibra, de um modo
Tabela 8.3 Características das cargas de coloides mais comuns sob condições de pH7
Carga negativa
------------~-_._--_._-----
Cargas positivas
Total Dependente do dependentes do pH,
Tipo de coloide cmoljkg Constante, % pH,% cmoljkg
Orgânicos 200 10 90 O
Esmectita 100 95 5 O
Vermiculita 150 95 5 O
Micas de granulação fina 30 80 20 O
Clorita 30 80 20 O
Caulinita \ 8 5 95 2
Gibbsita (AI) 4 O 100 3
Goethita (Fe) 4 O 100 3
Alofana 30 10 90 15
278 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
geral, o excesso de carga de sinal contrário da superfície coloidal. Portanto, os Íonssituados
em um complexo de esfera externa podem ser facilmente substituídos por outros Íons de carga
semelhante.
A adsorção via formação de um complexo de esfera interna, ao contrário, não requer a
participação de moléculas de água. Portanto, uma ou mais ligações diretas são formadas entre
o Íon adsorvido e os átomos da superfície coloidal. Um exemplo já discutido é o caso dos Íons
K+ que se encaixam perfeitamente nos espaços entre tetraedros de silício em um criStal de
mica. Da mesma forma, um forte complexo de esfera interna pode ser formado por reações de
Cu2+ ou Ni2+ com os átomos de oxigênio dos tetraedros de silício. Outro exemplo importan-
te, desta vez envolvendo um ânion, ocorre quando um Íon de H2PO 4+ está diretamente ligado
por elétrons compartilhados com o alumínio dos octaedros da estrutura do coloide (Figura
T
Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo 279
~~ ~~~,Jf:~~~~
~~
(1)
fonsdifundidos
r.A ~ Sítios'V '¥ negativamente
~ h,' í::iiJ carregados~"e'~fJi~
(2)
Complexo de
esfera externa.
Sítios
positivamente
carregados
(3)
Complexo de
esfera interna
Animação explicando a
troca de cátions:
http://hintze-online.com/
'sos/1997/ Articles/ ArtS/
.animat2.dcr
I
Figura 8.13 Uma reprE1sentação esquemática da adsorção de íons em torno de um coloide pel~ formação de com-
plexos de esfera extern,a e interna. (1) As moléculas de água envolvem cátions e ânions (como o Mg2+, CI-, e HP04-
mostrados) dissolvidos'na solução do solo. (2) Em um complexo de esfera externa (como mostrado para o íon adsor-
vido Ca2+), as moléculas de água formam a Iigaç~o entre o cátion adsorvido e a superfície ,negativamente carregada
do coloide. (3) No caso de um complexo de esfera interna (como indicado para o ânion adsorvido H2P04-), nenhuma
molécula de água intervém, e o cátion ou o ânion pode se ligar diretamente com o átomo do metal (neste caso, o alu-
mínio) da estrutura do coloide. (Diagrama:cortesia:de R.Weil) .
8.13). Os outros Íons não podem substituir com facilidade um íon ligado em um complexo
de esfera interna, porque este tipo de adsorção requer ligações relativamente fortes, que são
dependentes da natureza compatível de íons específicos e sítios específicos do coloide.
A Figura 8.13 ilustra apenas dois exemplos de complexos de adsorção em um tipo de
coloide. Em outros colo ides, superfícies carregadas de lâminas tetraédricas de silício formam
complexos de esfera interna e externa por meio de mecanismos semelhantes aos mostrados
nessa figura. Cargas permanentes provenientes das substituições isomórficas na:'estrutura in-
terior de um coloide (não mostrado na Figura 8.13) também podem causar adsbrção de com-
plexos de es(era externa.
8'.8 REAÇÕES DA TROCA DE CÁTIONS
Vanios considerar o caso de um complexo de esfera externa entre um coloide com
carga negativa em sua superfície e um cátion hidratado (como o Íon cl + ilustrado
na Figura 8.13). Tal complexo de esfera externa está apenas fracamente unido por
atração eletrostática. e os íons adsorvidos permanecem próximos da superfície co-
loidal e em constante movimento. Há momentos (microssegundos) em que o cátion
adsorvido encontra-se um pouco mais longe da superfície coloidal do que a distância média
que costuma.ficar~ Esse momento permite que um segundo cátion hidratado da solução do
solo (p. ex .• 'o Íon' Mg2+ ilustrado na Figura 8.13) se desloque para uma posição um pouco
mais perto do sítio negativo do coloide. Quando isso ocorre. o segundo Íon substitui o pri-
meiro, liberando-o para passar do estado anteriormente adsorvido para se difundir na solução
do solo. É desta forma que ocorre a troca de cátions entre o estado adsorvidõ e difundido.
http://hintze-online.com/
280 Elementos da Naturezae Propriedades dos Solos
Como mencionado na Seção 8.1, esse processo é chamado de troca catiônica. Mas se um
ânion hidratado semelhante substitui outro ânion hidratado em um colo ide de carga positiva,
o processo é denominado troca aniônica. Os íon~ ligados por complexos de esfera ex~erna e
que podem ser substituídos por reações de troca são chamados de cátions ou ânions tro.~áveis.
Como um conjunto, todos os colo ides de um solo, inorgânicos e orgânicos, capazes de reter
Íons trocáveis são chamados de complexo de troca de cáthms ou de ânions:
Princípios que regem as reações de troca catiônica
Reversibilidade Podemos ilustrar o processo de troca catiônica utilizando uma simples re-
-ação em que um íon de hidrogênio (talvez gerado pela decomposição da matéria orgânica
- Seção 9.1) desloca um íon de sódio que estava adsorvido na superfície de um colo ide:
T
IColoide I Na++ H +
(solução
do solo)
IColoide I H++ Na+
(solução
do solo)
(8.1)
A reação ocorre rapidamente e, como indicado pelas setas duplas, é reversível. Ela irá se dire-
cionar para a esquerda se o sódio for adicionado ao sistema. Essa reversi~ilidade é um princí-
pio fUndamental da troca de cátions. I
Equivalência de cargas Outro princípio básico das reações de troca tatiônica é aquele que
afirma que a troca é quimicamente equivalente, isto é, ela ocorre baseada no princípio carga
por carga. Portanto, embora um íon de H+ possa ser trocado por um de Na + (como na reação
antes mostrada), para substituir o íon divalente cl+ seriam necessários dois íons H+. Con-
siderando a reação inversa, um íon Ca2+ iria deslocar dois íons H+. Em outras palavras, duas
cargas de uma espécie catiônica substituem duas cargas de outra:
IColoide I Ca2++ 2H+ ~ IColoide I ~: + Ca2+
(solução (solução
do solo) do 5010)
(8.2)
Note que, baseádo neste princípio, seriam necessários três íons de sódio (3 Na +) para subsitu-
tir um único íon de alumínio (1A1H)e assim por diante.
lei da relação Considere uma reação de troca entre dois cátions semelhantes, por exemplo
Ca2+ e Mg2+. Se houver um grande número de íons de Ca2+ adsorvido em um coloide e al-
M 2+ I: d" d ' I - di' M 2+ d" d - dguns g lOrem a lClOna os a so uçao o so o, os 10ns g a lClOna os começarao a es-
locar o Ca2+ do coloide. Isso trará mais cl+ para a solução do solo, e esses Íons de Ca2+, por
sua vez, deslocarão alguns dos Mg2+ do coloide. A lei da. relação nos diz que, em equilíbrio, a
- d C 2+ M 2+ I'd ' - d C 2+ M 2+ 1proporçao e a e g no co 01 e sera a mesma que a proporçao e a e g na so u-
ção, e ambas serão a mesma que a relação do sistema global. Para ilustrar esse conceito, vamos
supor que 20 íons Ca2+ sejam inicialmente adsorvidos em um colo ide do solo e cinco Íons de
Mg2+ sejam adicionados ao sistema: I
I_C_o_lo_i_de_120 Ca 2++ 5Mg 2+ ~ I_C_o_lo_i_de_1~6~~~: + 1Mg 2++ 4Ca2+
(soluçãodo solo) (soluçãodo solo)
Relação: 4 Ca: 1 Mg (8.3)
Tutorial detalhado sobre
a eTC, M. J. Eick, Virginia
Tech:
www.soils1.cses.vt.edu/
MJE/shockwave/cec_
demo/version 1.1/ cec.shtm I .
Se os dois Íons de troca não possuem a mesma carga (p. ex., o K+ trocando com o
Mg2+), a reação torna-se um pouco mais complicada, e uma versão modificada da lei
da relação seria aplicável.
Até este poniô, nossa discussão sobre as reações de troca presumiu que todas as es-
pécies (elementos) iônicas trocam de lugar e participam da reação de troca exatamente
http://www.soils1.cses.vt.edu/
f. .~ Capítulo 8 A Fração Coloidal: Local de Atividade Química e Física do Solo
da mesma forma. Contudo, se quisermos entender como as reações de troca realmente ocor-
rem na natureza, essa hipótese deve ser modificada para levar em conta três fatores adicionais.
Efeitos dos ânions sobre a ação das massas As leis que regem a ação das massas nos dizem
que uma reação de troca será mais provável de acontecer em direção à direita, se o Íon liberado
for impedido de reagir no sentido inverso. Isso pode acontecer quando o cátion liberado para
o lado direito da reação precipita, volatiliza ou se associafortemente a um ânion. Para ilustrar
esse conceito, considere o deslocamento de Íons H+ de um coloide ácido por Íons Ca2+ adicio-
nados à solução do solo na forma de carbonato de cálcio:
281
IColoide I~: + CaCO 3
(adicionado) água (gás)
(8.4)
I
j
l
Il
I .
( :{
~
Quando o CaCO] é adicionado, um íon de hidrogênio é deslocado para fora do colo ide e se
combina com um átomo de oxigênio 'do CaCO] para formar água. Além disso, o C02produ-
zido é um gás que pode se vola~i1izar e deixar o sistema. A remoção desses produtos intensifica
a reação para a direita. Esse princípio eXplica porque o CaCO] (na forma de calcário) é eficaz
para neutralizar um solo ácido, enquanto o cloreto de cálcio não o é (Seção 9.8). f
I
Seletividade do cátion Até agora, temos considerado que ambas as espécies de cátions qU?
participam da reação de troca possuem igual afinidade pelo colo ide e, portanto, têm umll
chance igual de desloca} um ao outro. Na realidade~ alguns cátions se ligam com mais força do
que outros e por isso são menos suscetÍveis de serem deslocados do colo ide. Em geral, quanto
maior a carga e menor o rai~ hidratado do cátion, mais fortemente ele será adsorvido ao coloi-
de. A ordem da força de retenção por adsorção dos cátions mais comuns é:
Os cátions mais fracamante retidos oscilam a uma distância maior da superfície do coloide e,
portanto, são os mais propensos a serem deslocados para a solução do solo e descerem arrasta-
dos devido à lixiviação. Portanto, esta série explica por que em regióes úmidas os coloides do
1 - d . d' A13+ ( 'd al ") --. C 2+so o sao omma os por e outr~s lOns e ummlO e, nas reglOes maiS secas, por a ,
mesmo que o intemperismo dos minerais existentes nos materiais de origem forneça uma
grande quantidade de K+, Mg2+ e Na+ (Seção 8.10). A determinação da força de adsorção do
Íon H+ é dificultada porque os colo ides minerais saturados por hidrogênio se desmembram
para formar coloides saturados por alumínio. .
As foiças relativas de adsorção podem ser alteradas em determinados coloides, cuja pro-
priedade favorece a adsorção de cátions específicos. Um exemplo importante dessa "preferên-
clã' coloidal para cátions específicos é a elevada afinidade das micas de granlÜação fina e da
v~rmiculita pelos Íons K+ (e pelos Íons NH4 + e Cs +, de tamanho similar) (Seção 8.3), atraindo
esses Íons para os espaços intertetraedrais expostos nas bordas dos seus cristais. A influência de
diferentes coloides na adsorção de cátions específicos afeta a disponibilidade dy cátions para a
lixiviação ou sua recaptação pelas plantas. Alguns metais como o cobre, mercurio e chumbo
possuem uma grande afinidade seletiva para os sítios de .troca do húmus e de coloides dos óxi-
dos de ferro, o que faz com que a maioria dos solos seja bastante eficiente na remoção desses
potenciais poluentes da água .que percolam nos seus perfis.
Os cátions complementares Nos solos, os coloides encontram-se rodeados por diferentes
espécies de dítion~ adsorvidos. A probabilidade de um cátion adsorvido ser deslocado de. um
colo ide é fortemente influenciada pela forma como seus cátions vizinhos estão adsorvidos à
superfície coloidal. Por exemplo, considere um Íon Mg2+ adsorvido. Émais provável que um
Íon difundido na solução do solo substitua um dos seus Íons vizinhos em vez do Íon Mg2+, se
282 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
esses Íons vizinhos (às vezes chamados de Íons complementares) tiverem uma ligação fraca.
Se a ligação for forte, a chance dos Íons Mg2+serem deslocados é maior. Na Seção 8.10, vamos
abordar a influência dos Íons complementares 1,1adisponibilidade de cátions nutrientes para
serem absorvidos pelas plantas.
8.9 CAPACIDADE 'DE TROCA DE CÁTIONS
As seções anteriores trataram das reações de troca sob o ponto de vista:qualitativo. Passaremos
agora a analisar o ponto de vista quantitativo da capacidade de troca de cátions (CTC). A
CTC é expressa como o número de centimoles de carga positiva (cmol) que pode ser ad-
so~ido por unidade de massa. Um solo em particular pode ter uma CTC de 15 cmoljkg.
indicando, por exemplo. que 1 kg de solo pode conter 15 cmolc de Íons H+ e pode trocar
esse número de cargas de Íons H+ pelo mesmo número de cargas de qualquer outro cátion.
Essa forma de expressão enfatiza que as reações de troca ocorrem baseadas em carga por carga
(e não Íon por Íon). O conceito de um centi~ol de carga e seu uso em cálculos da CTC são
revisados no Quadro 8.2.
Métodos de determinação da CTC /'
A CTC é'uma importante propriedade química do solo usada no Soíl faxonomy (por exemplo,
na definição dos horizontes diagnósticos óxico. mólico e kândico - Sqção 3.2) para classificar
Óssolos e avaliar a sua fertilidade e comportamento ambiental. /
! Diferentes métodos podem ser usados para determinar a CTC, que podem redundar em
resultados diferentes para um mesmo solo. Vários procedimentos comumente usados para
determinar a CTC fazem uso de uma solução tampão para manter determinados níveis de pH
(geralmente pH 7,0, ,utilizando amônia como cátion saturante, ou pH 8,2, utilizando bário
como o cátion saturante). Se o pH do solo natural é menor que o pH da solução tampão,
então estes métodos quantificam não só os sítios de troca catiônica ativos no pH do solo em
particular, mas também os sítios de troca dependentes do pH (Seção 8.6) que liberariam car-
gas negativas em condições de pH 7,0 ou 8,2.
Como alternativa, o método para determinar a CTC pode usar soluções não tampo nadas
para permitir que as trocas se realizem em condições do verdadeiro pH do solo. Os métodos
que utilizam soluções tampão (NH4 + a pH 7,0 ou Ba2+ a pH 8.2) medem um potencial ou
um mdxímo de capacidade de troca de cátions de um solo. O método não tamponado mede
apenas a capacidade de troca catiônica efetiva (CTCE),'aquela na qual o solo. nas condições
do pH em que foi amostrado, pode manter cátions trocáveis. Como os diferentes métodos
podem resultar em valores significativamente diferentes de CTC. é importante conhecer o
método a ser utilizado quando se comparam solos levando em consideração suas CTCs. Isso é
especialmente importante se o pH do solo for muito mais baixo que o pH da solução tampão
usada nas determinações de laboratório. '
Capacidades de troca de cátions dos solos
A capacidade de troca de cátions (CTC) de uma amostra de solo é condicionada pela quan-
tidade relativa dos seus diferentes coloides e pela CTC de cada um desses coloides. A Figura
8.14 ilustra os valores mais comuns de CTC entre os diferentes tipos de solos e outros ma-
teriais-orgânicos e inorgânicos que têm CTC. Note que os solos arenosos. que geralmente
possuem pouco material coloidal. possuem CTC baixa em comparação com os de textura
franco-siltosa e franco-argilosa. Note também os elevados valores de CTC associados com
o húmus. em comparação com aqueles exibidos pelas argilas. especialmente a caulinita e os
óxidos de AI e Fe. A CTC do húmus geralmente desempenha um importante papel. às vezes
dominante, nas reações de troca de cátions nos horizontes A. Se as quantidades dos diferentes
T
I
I
Capítulo 8 AFraçãoColoidal:Localde AtividadeQuímicae Físicado Solo 283
QUADRO 8.2
Expressão química da troca de cátions
Um mal de qualquer átomo, molécula ou carga é definido como 6,02 'x 1023(número de
Avogadro) de átomos, moléculas ou cargas. Assim, 6,02 X 1023cargas negativas associadas
ao complexo coloidal do solo atrairia 1 mal de carga positiva dos cátions adsorvi'dos, como
Ca2+, Mg2+e H+. Portanto, o número de moles da carga positiva, fornecido pelos cátions
adsorvidos em qualquer solo, nos dá uma medida da capacidade de troca de cátions (CTC)
desse solo.
A CTC de solos.comumente varia de 0,03 a 0,5 moles de carga positiva (mole)por quilo-
grama (qu 3 a 50 cmole 1kg).
Usando o conceito do moi, é fácil relacionar os moles de carga com a massa de íons ou
compostos envolvidos nas trocas de cátions ou ânions. Considere, por exemplo, a troca
que ocorre quando íons de sódio' estão adsorvidos em um solo alcalino de uma região
árida e quando são substituídos por íons de hidrogênio:
IColoide I Na++ H+ ~ IColoide I H+ + Na+
Se 1 cmole de íons Na+ adsorvidos por quilograma de solo forem substituídos por íons H+ í
nessa reação, quantos gramas,de íons Na+ poderiam ser substituídos?
Uma vez que o íonNa+possui uma única carga, a massa de Na+ necessária para fornecer
1 moi de carga (1 molVé o p~so atômico do sódio, ou 23 9 (ver tabela periódica no Apêndi-
ce B).A massa com,1' centimol de carga (cmole>é 1/100 desse montante; assim, a massa de
1 cmole de Na+ substituíd9 é de 0,23 g Na+1kg solo. As 0,23 g de Na+ seriam substituídas
por apenas 0,01 9 de H, que é a massa de 1 cmole desse elemento muito mais leve.
Outro exemplo é a substituição de íons H+quando a cal hidratada [Ca(OH)21é adicio-
nada a um solo ácido. Desta vez, presumimos que 2 cmole H+Ikg solo é substituído por
Ca(OH)2' que reage com o solo ácido da seguinte forma:
Uma vez que o íon Ca2+em cada molécula de Ca(OHlz tem duas cargas positivas, a massa
de Ca(OH)2 necessária para substit~ir 1 moi de carga do íon H+é apenas metade do peso
molecular deste composto, ou 74/2 = 37 g. A proporção comparável para 1 centimo/ é
37/100, ou 0,37 gramas. Seriam necessárias duas vezes essa quantidade, ou 0,74 g de
Ca(OH)2' para substituir os 2 cmole de H substituídos na-reação mostrada acima.
Em cada exemplo anterior, o número de cargas forn~cidas pelo íon substituto' é equiva-
lente ao nún'lero de cargas do íon que será substituído. Assim, 1 mal de cargas negativas
atrai ,-moi de cargas positivas mesmo que as cargas sejam de íons H+,K+,Na+, NH/, Ca2+,
Mg2+,A13+ou qualquer outro cátion. Entretanto, tenha em mente que são apenas necessá-
rios a metade dos pesos atômicos de cátions divalentes, como Ca2+ou Mg2+, e apenas um
terço do peso atômico de A13+trivalente, para fornecer 1 moi de carga. Esse princípio de
equivalência química aplica-se tanto para a troca de ânions quanto para a de cátions.
coloides do solo forem conhecidas, será possível estimar a eTC de um solo usando os valores
de eTC ilustrados na Figura 8.14 (ver Quadro 8.3).
pH e capacidctde de troca de cátions
Nas seções ahteriÓres, foi salientado que a capacidade de rroca catiônÍCa da maioria dosso-
los aumenta de acordo com o pH. Em valores de pH baixos, os cátions trocáveis são retidos
somente pelas cargas permanentes das argilas do tipo 2:1 (Seção 8.8) e por uma pequena
porção das cargas dependentes do pH dos colo ides orgânicos, alofanas e algumas argilas
T
i
i
I
I
Histosols Vermiculitas
Esmectitas
Húmus
do solo
!
composto! Lrtiso/S
curtido i '
IMicasde. lFranc~.afgi'OsOSgranulaçao tfinae c10ritas'. t Franco-siltosos
tÓxidost Franco-arenosos
• de Fe •Areias-francas
eAI
tCauli ita
•
250
225
200
m
..><
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E~..c 150 -o
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U
<D
""O 125 -til
U
g
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""O 100 -
<D
""O
til
""O
'ü
til 75 -a.
til
U
50 -
25 -
O
284 Elementos da Natureza e Propriedades dos Solos
Figura 8.14 Intervalos de valores da capacidade de troca
de cátions (em condições de pH 7) que são típicas de vários
solos e materiais do solo. A elevada eTC do húmus indica
por que este coloide desempenha um papel tão importan-
te na maioria dos solos, especialmente naqueles ricos em
caulinita e em óxidos de Fe e AI e em outras argilas que
têm eTC muito baixa. (Diagrama:cortesiade R. Wei\)
do tipo 1:1. Com o aumento do pH, as cargas negativas de algumas argilas silicatadas do
tipo 1:1, da alofana, do húmus e até mesmo dos óxidos AI e Fe se tornam mais numerosas,
aumentando assim a capacidade de troca de cátions (Figura 8.15). .
QUADRO 8.3
Como estimar a CTCcom base em outras propriedades do solo
••
I
1
0,2 kg X 100 cmoljkg = 20 cmolc
0,04 kg X 200 cmoljkg "".8 cmolc
20 + 8 = 28 cmoljkg solo
&E.
A partir da argila deste Molliso/:
A partir da MO deste MolUso/:
A eTC total deste MolUso/:
.....~.;.\
~í
,..---....~ f
I'--~'f
Consome-se bastante tempo na obtenção de dados sobre a capacidade de: troca catiônica e eles nem sempre r
estão disponíveis. Felizmente, para contornar essa dificuldade, a eTC pode ser estimada se outros dados usados I'
para a taxonomia do solo estiverem disponíveis, como pH, teor de argila e de matéria orgânica (MO).
Suponha que você saiba que um Mo/lisol cultivado no Estado de lowa, .Estados Unidos, contenha 20% de i
argila e 4% de matéria orgânica (MO) e seu pH = 7,0. As argilas dominantes neste Mo/lisol são provavelmente 'I
do tipo 2:1, como a vermiculita e a esmectita. A eTC média das argilas desses tipos de argila pode ser estimada I,
como sendo aproximadamente igual a 100 cmoljkg (Tabelas 8.1 e 8.3). Em condições de pH 7,0; a eTC da MO :.J
é cerca de 200 cmoljkg (Tabela 8.3). Como 1 kg desse solo tem 0,20 kg (20%) de argila e 0,04 kg (4%)de MO, ii
podemos calcular a eTC !,!ssociada com cada uma destas fontes: ::
li'.,
fi
iI
1.\
11
fi
;1
.. J4
(
I
Figura 8.15 Influência do pH sobre a capacidade de troca de cátions
representativa de dois minerais de argila e do húmus. Emcondições de
pH abaixo de 6,0, as cargas ç/a esmectita são bastante constantes, e isso
se deve principalmente às substituições isomórficas que são consideradas
como fornecedoras de cargas permanentes. Acima de pH 6,0, a carga da
esmectita aumenta um pouco com o pH (área sombreada) por causa da
ionizaçã'o do hidrogênio dos grupos de hidroxilas expostos nas bordas
dos cristais. Em contraste, as cargas da caulinita e do húmus são todas
variáveis, aumentando com a elevação do pH. O húmus possui um núme-
ro muito maior de cargas do que a caulinita. A caulinita, em condições de
pH baixo, possui uma CTC líquida negativa, porque o número de cargas
positivas supera o das negativas,
Capítulo B A Fração Coloidal: Localde Atividade Química e Físicado Solo 285
5,5 7.0 8,5
pH do solo
240
220
200
180
~ 160
0"140E Argila
u 120 esmectita
_.•.•:~ 100 ,.'k ~~~:~~.,-:
, '''''9'1 , '.t3 :~' - - -_.•. =_:_:~~e~~i;I1te.:.d9RH
C'Irga
40 perm~nente
20 Argila caulin~ta_ 1__ - -O :=~ __ :~~:: __I _
-20
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8.10 CÁTIONS,TROCÁVEIS DOS SOLOS
OS cátions ttocáveis ~ue estão especificamente associados aos colo ides do solo diferem de
, ., I' " C 2+ Al3+, I d h'd "d d 1uma reglao c lmatlca para'outra: o a ,o , os lOns comp exos e I rOXl os e a u-
, . H+ -" .- , 'd ' . C 2+ M 2+ N' +mllllo e o sao maiS proemmentes em reglOes uml as; p o a ,o g e o a, em
áreas de baixa pluviosidade (Tabela 8.5), Os cátionsque dominam o complexo de troca
têm uma irifluência marcante nas propriedades do solo.
Em um determiando solo, a proporção da capacidade de troca catÍônica que correspon-
de a um cátion específico é denominada percentagem de saturação por esse cátion, Desta
maneira, se 50% da CTC corresponde a íons Ca2+, diz-se que o complexo de troca tem uma
percentagem de saturação por cálcio de 50%. '
Essa terminologia é especialmente útil para identificar as proporções relativas das fontes
de acidei e alcalinidade na solução do solo. Portanto, o percentual de saturação pelos íons Al3+
e H+ fornece uma indicação das condições ácidas, enquanto o aumento nas percentagens de
saturaçáo de cátions não ácidos (por vezes referido como percentagem de saturação por
bases2) indica a tendência para a neutralidade e alcaliriidade, Essas relações sérão discutidas
no Capítulo 9.
Saturação por cátions e disponibilidade de nutrientes
Os cátions trocáveis geralmente estão disponíveis tanto para as plantas superiores como para
os micro-organismos. É por processos de troca de cátions que os íons, de hidrogênio das
radicelas e dos micro-organismos são substituídos por cátions nutrientes do complexo de
troca. Os cátions nutrientes são forçados a se deslocarem para a solução do solo, onde po-
dem ser assimilados pelas superfícies de adsorção de raízes e de organismos do solo ou serem
removidos pela água de drenagem. As reações de troca catiônica, que afetam a mobilidade
de poluentes orgânicos e inorgânicos em solos, será discutida na Seção 8.12. Nesta seção,
estamos nos con~entrando nos aspectos relacionados à nutrição das plantas.
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2 Tecnicamente falando, os cátions não ácidos, como Ca2+, Mg2+, K+ e Na+, não são bases. Quando adso~idos
por coloides do solo no lugar de ions H+, no enranto, eles reduzem a acidez e aumentam o pH do solo. Por essa
razão, são tradicionalmente referidos como bases, e a proporção da CTC qúe ocupam é muitas yges referida como