Apostila de COMPOSIÇÃO DO SOLO

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UNIVERSIDADE DE FEDERAL DE VIÇOSA 
CENTRO DE CIÊNCIAS AGRÁRIAS 
DEPARTAMENTO DE SOLOS 
SOL 650 – QUÍMICA DO SOLO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
COMPOSIÇÃO DO SOLO 
 
 
 
 
 
 
 
 Maurício Paulo F. Fontes 
 Professor Titular 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
VIÇOSA-MG 
2006 
 
 2 
INTRODUÇÃO 
 
O solo é um corpo natural com propriedades químicas, físicas, 
mineralógicas e biológicas distintas do material puramente inconsolidado da 
superfície da crosta terrestre, formado pela atuação de fatores e processos 
pedogenéticos, e que serve como ambiente próprio para o crescimento e 
desenvolvimento de plantas. 
O solo pode ser encarado como um sistema aberto e por isso mesmo 
submetido a perdas e ganhos, translocações e transformações e à atuação 
sistemática do intemperismo. Tudo isso faz com que exista uma grande 
diversidade de solos, principalmente em um país de dimensões continentais como 
o Brasil, onde climas diversos, relevos dos mais diferentes e cobertura vegetal 
diversificada fazem pano de fundo para a formação de diferentes solos. 
Na maior parte do território brasileiro as condições prevalecentes são de 
clima quente e úmido no qual a precipitação excede evapotranspiração. Isso 
condiciona a atuação principal do processo pedogenético de remoção, no qual 
predomina uma intensa lixiviação dos metais alcalinos e alcalino-terrosos e uma 
grande perda de sílica solúvel. O resultado final é a presença de solos altamente 
intemperizados, com a virtual ausência de minerais primários intemperizáveis e 
apresentando sua fração argila constituída basicamente de argilominerais 1:1 e 
óxidos de Fe e Al. Assim se formam os Latossolos que são os solos dominantes 
no território brasileiro. Pelas características de formação, os Latossolos são solos 
bastante pobres, em geral ácidos, mas que apresentam, geralmente, condições 
físicas excelentes associadas à relevos planos ou suavemente ondulados, o que 
os torna bastante atraente sob condições de manejo mais avançado. Balanço 
hídrico não tão favorável à precipitação ou rocha mais rica em minerais que 
contêm nutrientes essenciais, por exemplo, podem induzir à formação de 
Latossolos eutróficos. 
Outra classe de solos que ocupa uma grande área no Brasil é a dos 
Argissolos. Por condições climáticas, material de origem ou relevo mais 
movimentado, eles apresentam uma remoção de metais e sílica solúvel menos 
intensa que os Latossolos e apresentam como característica distintiva a 
translocação de argila dos horizontes A para o horizonte B. Podem apresentar 
minerais primários intemperizáveis em sua constituição mas tem a mineralogia 
dominada basicamente por argilominerais 1:1 e óxidos de Fe. 
 3 
Limitações diversas à atuação dos fatores externos e à atuação dos 
processos pedogenéticos podem induzir à formação de solos menos evoluídos ou 
mais jovens, mas de importância em termos de área ocupada no Brasil, como os 
Cambissolos e os Litossolos. Os Cambissolos são solos que apresentam um 
desenvolvimento não muito pronunciado, tendo como característica a presença de 
um horizonte B incipiente. São solos ricos em minerais primários facilmente 
intemperizáveis, exceto quando formados sobre material de origem muito pobre 
ou pré-intemperizado. Os Litossolos, por sua vez, são solos muito jovens que 
apresentam uma seqüência de horizonte A-C. São Solos muito rasos formados 
diretamente sobre as rochas e, de modo geral, associados a afloramentos 
rochosos. 
Esses são os solos brasileiros mais utilizados na agricultura, pecuária, 
agro-silvicultura, exploração florestal e reflorestamentos; que podem atuar como 
filtro e/ou repositório de lixos e rejeitos diversos, como os aterros sanitários, etc.; 
e também podem ser, nas paisagens urbanas e nas estradas, expostos por cortes 
e dissecados pelas erosões. Além disso, são empregados como materiais de 
construção, para feitura de barragens e diversas outras obras de engenharia civil, 
especialmente, na geotécnica. O conhecimento das suas propriedades químicas e 
mineralógicas, dentre outras, é de importância fundamental para o entendimento 
de como conduzir o manejo, como fazer uma adubação bem feita nos solos e de 
como entender a nutrição das plantas na utilização agro-pecuária-florestal e 
também para o entendimento de que locais serão mais apropriados e que tipos de 
solos não serão problemáticos de se utilizar nas cidades e estradas na busca do 
utópico impacto mínimo ao meio ambiente. O conhecimento dessas propriedades 
visa, em última análise, melhorar a nossa capacidade de predição do 
comportamento do solo com relação aos seus múltiplos e mais variados usos. 
 
COMPOSIÇÃO DO SOLO 
 
Os solos minerais são, de modo geral, constituídos de quatro 
componentes principais: matéria mineral, matéria orgânica, água e ar. Assim, os 
solos são uma mistura íntima destes componentes na qual se distinguem as fases 
sólida, líquida e gasosa. Os solos minerais com boas características físicas e com 
boas condições de suporte para a vida vegetal deve apresentar aproximadamente 
a composição volumétrica mostrada na figura 1. 
 4 
Figura 1 - Composição volumétrica considerada ideal para um solo de 
superfície com boas condições físicas. 
 
Essa composição volumétrica pode ser entendida como a ideal dentro do 
nosso entendimento que uma porosidade total de 60% deve apresentar 2/3 de 
poros menores ou microporos, que são os principais responsáveis pela retenção 
de água pelo solo e 1/3 de poros maiores ou macroporos que são responsáveis 
pela aeração do solo. Os restantes 40% são ocupados volumetricamente pelas 
partículas sólidas de areia, silte, argila e matéria orgânica. O teor de matéria 
orgânica de 4% é considerada ideal dada a grande importância desse 
componente. 
 
FASE SÓLIDA 
 
A fase sólida é formada pela matéria mineral ou inorgânica em todos os 
horizontes, acrescida da matéria orgânica no horizonte mais superficial do solo. 
Os componentes minerais ou inorgânicos variam bastante em tamanho e exercem 
grande influência nas propriedades dos solos. Os componentes orgânicos que 
são representados por restos de animais e vegetais em estágios diversos de 
decomposição e materiais sintetizados no solo. Apesar de presentes, geralmente, 
em pequena quantidade e apenas na parte superficial dos solos minerais, esses 
componentes exercem uma influência marcante nas características e 
propriedades do solo como meio de crescimento e desenvolvimento de plantas. 
 
 
 
Mat. O rg.
4%
Mat. M in .
36%
Macroporo
s
20%
Microporos
40%
 5 
MATÉRIA MINERAL 
A formação do solo obedece sempre a um ordenamento que pode ser 
simplificado como: 
 
 MATERIAL DESAGREGADO 
ROCHA = = = > OU = = = > SOLO 
 MATERIAL DE ORIGEM 
 
Dentro dessa sistemática as transformações que ocorrem podem ser 
puramente físicas ou mecânicas ou podem ser transformações químicas. No 
primeiro caso, as transformações significam apenas a diminuição de tamanho 
causada pela quebra dos materiais ao passo que no segundo caso existem 
transformações mais intensas nas quais a decomposição química dos minerais 
possibilitam o aparecimento de novas substâncias, remoção de parte delas, 
recristalização de outras, formação de novos minerais, etc. 
Esquematicamente, essas transformações são mostradas na figura 2: 
 
PARTÍCULA GRANDE CASCALHO CONJUNTO DE MINERAIS 
PRIMÁRIOS 
 
 
 
 
TRANSFORMAÇÕES FÍSICAS 
 
 
 
 
PARTÍCULA PEQUENA AREIA + SILTE MINERAIS PRIMÁRIOS 
INDIVIDUAIS 
 
 
 
 
TRANSFORMAÇÕES QUÍMICASPARTÍCULA COLOIDAL ARGILA MINERAIS 
SECUNDÁRIOS 
 
Figura 2 - Transformações sofridas pela matéria mineral sólida na 
transformação do solo. 
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Pode-se observar que a matéria mineral inclui os conjuntos de minerais 
primários, ou seja, fragmentos de rochas, minerais primários individualizados e 
minerais secundários, que no solo aparecem em formas e dimensões 
extremamente variáveis. 
Os fragmentos de rocha são pedaços grosseiros do material de origem do 
solo e aparecem como remanescentes da intemperização da rocha maciça na 
formação do solo. Constituem normalmente a fração mais grosseira dos solos. 
 
Minerais primários 
Os minerais primários provêm diretamente da rocha de origem e se 
mantêm inalterados em sua composição, constituindo as frações grossa e 
intermediária dos solos na forma de areia e silte. Estes minerais são 
representados por aqueles que aparecem mais na composição das rochas da 
crosta terrestre, podendo-se citar como exemplo quartzo, feldspatos, micas 
(muscovita e biotita), piroxênios, anfibólios, magnetita, etc. 
O conhecimento dos minerais primários existentes no solo é de valor 
pedológico e edafológico, já que a sua presença fornecerá indicações úteis no 
que se refere ao grau de evolução do solo e sobre a sua reserva mineral que é 
fonte direta de elementos nutrientes essenciais ao crescimento e desenvolvimento 
das plantas. No que se refere à evolução dos solos, a importância dos minerais 
primários está ligada diretamente à sua maior ou menor facilidade de 
decomposição através do intemperismo. Alguns minerais se alteram mais rápida e 
mais facilmente como por exemplo, a olivina, biotita, e os máficos em geral, ao 
passo que outros resistem à alteração, mesmo a níveis intensos de atuação do 
intemperismo, como por exemplo quartzo, muscovita, turmalina, zircão, etc. 
Alguns apresentam facetas interessantes, como por exemplo, a magnetita. 
Segundo Goldich, a magnetita é um mineral moderadamente estável numa 
posição semelhante à da biotita na ordem de facilidade de destruição, mas em 
muitos Latossolos brasileiros (Latossolos Roxos) a magnetita ainda está presente 
na fração areia desses solos onde já não existe praticamente nenhum mineral 
primário. 
Na maioria das vezes o tipo de mineral primário no solo permite fazer 
inferências sobre o grau de maturidade ou evolução de um solo. Aquele que 
apresenta minerais como olivina, hornblenda, biotita, etc, seguramente será um 
solo pouco evoluído, ou seja, um solo mais jovem. Por outro lado, um solo oriundo 
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de rocha rica em minerais primários facilmente intemperizáveis e que apresenta 
na sua fração areia, apenas o quartzo é sem dúvida um solo que sofreu evolução 
superior, o que caracteriza um solo mais velho. 
Sob o ponto de vista edafológico, os minerais primários podem fornecer 
indicações acerca da reserva mineral dos solos através de sua alteração e 
liberação de nutrientes essenciais às plantas. Os fatores que afetam de forma 
direta o valor dos minerais primários como reserva mineral são o tamanho e a 
resistência ao intemperismo. Assim, quanto menores as partículas e menos 
resistentes ao intemperismo, maior é a contribuição na liberação de nutrientes. 
Desse modo pode-se considerar a reserva mineral do solo como: 
a) reserva mineral a curto prazo: - constituída pelos minerais primários 
facilmente intemperizáveis (olivina, piroxênios, anfibólios, biotita, etc.) 
e mesmo félsicos (feldspatos-K, muscovita, etc.) desde que em 
tamanho que não ultrapasse a dimensão da fração silte. 
b) reserva mineral a médio prazo: - minerais primários facilmente 
intemperizáveis em partículas de tamanho maior que a fração silte. 
c) reserva mineral a longo prazo: - minerais como K-feldspatos, 
muscovita ou outros de intemperização difícil em partículas de 
tamanho superior à fração silte. 
Os minerais primários mais comumente encontrados dando origem à 
reserva mineral do solo são listados a seguir com os elementos nutrientes 
essenciais que eles contém, não se cogitando as quantidades relativas de cada 
um dos elementos: 
Olivina - Mg , Fe, Cu, Mn, Mo, Zn 
Granada - Ca, Mg, Mn 
Epidoto - Ca, Fe 
Piroxênios - Ca, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn 
Anfibólios - Ca, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn 
Turmalina - Ca, Mg, B 
Biotita - K, Mg, Fe, Cu, Mn, Zn 
Muscovita - K 
Ortósio - K 
Plagioclásios - Ca, Cu, Mn 
Calcita - Ca 
Pirita - Fe, S 
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Apatita - P, Ca, Fe, Mg 
Magnetita - Fe, Zn, Mn, Cu 
 
Minerais secundários 
Os minerais secundários são aqueles formados pela desintegração e 
alteração dos minerais primários através do intemperismo. Nesse processo existe 
a formação de novos minerais, normalmente de tamanho menor e mais ajustados 
às novas condições de equilíbrio, que são bem diferentes daquelas da formação 
das rochas. Os minerais secundários constituem praticamente a totalidade da 
fração mais fina do solo (fração argila) e são encontrados sob a forma de 
argilominerais e óxidos de Fe e Al. 
A denominação argilominerais será a forma genérica de denominação dos 
minerais argilosos silicatados nesse texto, assim como óxidos de Fe e Al 
designam os óxidos (O), hidróxidos (OH) e oxihidróxidos (O,OH) de Fe e Al. Além 
da concisão e brevidade que esses termos permitem, procura-se também evitar o 
uso de termos obsoletos como, por exemplo, sesquióxidos de Fe e Al. 
Os argilominerais são essencialmente silicatos de alumínio hidratados 
com magnésio ou ferro substituindo total ou parcialmente o alumínio e podem 
apresentar elementos alcalinos ou alcalinos-terrosos como constituintes. Os 
principais exemplos são: caulinita, montmorilonita, vermiculita, etc. 
Os óxidos de Fe e Al ocorrem em formas cristalinas ou amorfas, sendo as 
formas cristalinas representadas principalmente pela goethita (FeOOH) hematita 
(Fe2O3) e gibbsita [Al (OH)3]. 
A presença dos diferentes tipos de minerais secundários na fração argila 
do solo depende de fatores como relação Si:Al no meio, presença ou não de 
alcalinos e alcalinos-terrosos, balanço precipitação x evapo-transpiração, etc., ou 
seja, basicamente do grau de evolução do solo. 
A fração argila dos solos apresenta importância grande por ser a fração 
ativa do solo e que participa de praticamente todas as reações físico-químicas 
que ocorrem nos solos. Em geral os minerais da fração argila pertencem ao 
estado coloidal com a presença de cargas de superfície o que possibilita a 
adsorção de íons; promove a retenção de água e além disso esses minerais 
apresentam plasticidade e pegajosidade; são susceptíveis de dispersão e 
floculação; exibem dureza e tenacidade no estado seco; variam de volume 
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conforme a umidade e desempenham papel importante na cor e agregação dos 
solos minerais. 
Principais minerais secundários 
a) Argilominerais 
Os argilominerais, denominação mais atual para os minerais de argila 
silicatados, são formados pela justaposição ou condensação de dois tipos de 
lâmina: 
 lâmina de tetraedros de silício, esquematicamente representada por: 
 
 
e simbolizada por: 
 
 
lâmina de octaedros de Al ou Mg, representada por: 
 
e simbolizada por: 
 
 10 
De acordo com o arranjo dessas lâminas, no sentido de formar as 
unidades cristalográficas, são distinguidos os seguintes grupos de minerais 
silicatados importantes em solos brasileiros. 
 
Grupo da Caulinita 
São minerais chamados de 1:1 porque são formados pelo empilhamento 
de uma lâmina de tetraedros de Si e uma lâmina de octaedros de Al, uma no topo 
da outra. A ligação entre essas duas lâminas é uma ligação iônica entre o 
oxigênio apical da lâmina de tetraedros e o Al da lâmina octaédrica. 
 
 
 
As unidades 1:1 são seguras por pontes hidrogeniônicas entre os 
oxigênios da camada tetraédrica e oxidrilas da camada octaédrica. Essas pontes 
hidrogeniônicas promovem uma forte ligação entreas unidades 1:1, o que confere 
a este tipo de minerais uma característica de não expansibilidade e também da 
inexistência de nenhum tipo de troca de materiais entre as unidades 1:1. 
 
 
 
 
 
 pontes hidrogeniônicas 
 
 
 
 
As distâncias entre os planos atômicos que se repetem é de 0,72 nm e 
esta não se modifica sob tratamentos comuns, o que é importante na identificação 
desse mineral no solo. 
A fórmula ideal da caulinita é Al2Si2O5(OH)4. É um mineral argiloso 
silicatado de ocorrência extremamente grande em solos brasileiros. Normalmente 
tem uma morfologia hexagonal, superfície específica bastante baixa na faixa de 
10 – 20 m2/g e uma CTC que varia na faixa de 3 – 10 cmolc/kg. A CTC é 
altamente dependente do pH, o que parece mostrar que, predominantemente, as 
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cargas da caulinita são desenvolvidas em função do pH e não são o produto de 
substituições isomórficas na estrutura. Essas cargas se desenvolvem nas 
superfícies basais e nas bordas do mineral. Um representação idealizada da 
estrutura da caulinita mostrando suas diferentes superfícies e suas diversas 
possibilidades de bordas conforme suas faces expostas, conforme a figura ?? 
ajuda a entender melhor o desenvolvimento de cargas neste mineral. 
 
Superfície
gibbsitica
Superfície
siloxana
Al - Alumínio
Si - Silício
- Hidroxila
- Oxigênio
Al 
Al Al Al Al 
Si
Al 
SiSi Si Si
Si
 
 
A caulinita é, em geral, uma argila de atividade bastante baixa, em termos 
de atividade coloidal. Assim ela apresente baixa plasticidade e pegajosidade e 
também baixa capacidade de expansão e contração. 
 
 
 
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Grupo de Esmectitas (montmorilonita) 
 
São minerais chamados 2:1 porque são formados pelo empilhamento de 
duas lâminas tetraédricas, fazendo um sanduíche com a lâmina octaédrica. As 
ligações dentro da unidade 2:1 que mantêm as lâminas juntas são ligações 
iônicas dos oxigênios apicais dos tetraedros com o Al da lâmina dos octaedros 
como nas unidades 1:1. 
 
 
 
As unidades estruturais 2:1 não tem a presença das pontes 
hidrogeniônicas entre elas e, por isso mesmo, elas são expansíveis, ou seja, a 
distância entre elas não é fixa. 
 
 
 
 0,93 – 1,9 mm 
 
 
 
 
 
 
Os principais minerais 2:1, apresentam cargas elétricas de superfície que 
são originárias, principalmente, de substituições isomórficas nas camadas 
tetraédricas ou octaédricas. As esmectitas, que tem a montmorilonita como 
principal exemplo, tem suas cargas desenvolvidas a partir de substituições 
isomórficas, principalmente na lâmina octaédrica. Nessa camada o Mg substitui 
isomorficamente o Al e causa um desbalanço de carga, o que possibilita a atração 
de cátions para neutralizar a carga desenvolvida. 
A montmorilonita é uma argila, dentro do grupo 2:1, de baixa carga nas 
camadas. Assim, a atração entre as camadas expansíveis e os cátions entre as 
camadas é mais fraca. Isso permite que a água e outras substâncias penetrem 
entre os planos basais e provoquem uma grande expansão do material. 
 
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A fórmula típica da montmorilonita com Na como cátion trocável é: 
Na0,67 Si8 (Al3,33Mg0,67) O20 (OH)4 
 
Devido à expansão das lâminas, a montmorilonita apresenta uma alta 
superfície específica na faixa de 600-800 m2/g na maioria, devido as superfícies 
internas. A CTC varia na faixa de 80-120 cmolc/kg e é praticamente independente 
do pH, ou seja, a maioria das cargas é originária da substituição isomórfica (carga 
permanente). Por estas características, a montmorilonita é uma argila de atividade 
alta, apresentando alta plasticidade e pegajosidade e uma capacidade muito 
grande de expansão e contração, o que provoca muitas rachaduras no solo 
quando seco. 
 
Grupo das Vermiculitas 
São também minerais do tipo 2:1 e são produtos de alteração direta das 
micas. Tem sido demonstrado que a estrutura da vermiculita consiste de lâminas 
de mica separadas por camadas de moléculas de água ocupando um espaço 
definindo de aproximadamente 0,498 nm. Na sua forma mais expandida, a 
vermiculita tem, então, aproximadamente 1,4 nm. 
 
 
 
 0,93 – 1,4 mm 
 
 
 
A carga líquida negativa da estrutura é produto da substituição do Si pelo 
Al na camada de tetraedros e essa é uma alta carga. Essas cargas são 
neutralizadas pelos cátions que estão entre as camadas em conjunto com as 
moléculas de água. Devido à densidade de carga, a vermiculita não se expande à 
vontade e é chamada de mineral de expansibilidade limitada. 
A vermiculita é também argila de alta atividade, apresentando uma CTC 
de 100-160 cmolc/kg que é maior que da montmorilonita pela densidade de cargas 
maior. A superfície específica é semelhante à da montmorilonita na faixa de 600-
800 m2/g. A vermiculita expande menos que a montmorilonita e praticamente não 
expande se saturada com K+ ou NH4+. Isso ocorre devido à alta especificidade 
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das posições internas das camadas por esses tipos de cátions. Eles são “fixados” 
pela vermiculita e não são trocados facilmente. 
Outros minerais silicatados como micas hidratadas, cloritas, etc. tem 
importância relativamente menor na fração argila dos solos brasileiros. 
 
b) Óxidos de Fe e Al 
Os óxidos de Fe e Al, são minerais secundários de importância muito 
significativa nos solos de regiões tropicais em geral, e dos solos brasileiros em 
particular. A presença desses na fração argila dos solos mencionados é quase 
obrigatória e sua influência nas propriedades dos solos é muito sentida. 
 
Óxidos de Ferro 
Através do intemperismo de minerais primários, principalmente os 
ferromagnesianos, há a liberação do Fe através de uma reação hidrolítica e 
oxidativa: 
Fe2SiO4 + 
Faialita 
½ O2 + 3H2O → 2 FeOOH + 
 goethita 
H4SiO4 
 
Em termos pedogenéticos essa é uma reação praticamente irreversível. 
Dependendo das condições do meio onde o mineral primário está sendo 
intemperizado, tem-se a formação de uma das formas de óxidos de Fe como 
hematita, goethita, lepidocrocita, maghemita, ferridrita, etc. Uma boa informação 
sobre o estádio de intemperismo dos solos pode ser obtida ao se comparar o teor 
total de Fe de um solo como o teor de Fe na forma de óxidos. Teores totais de Fe 
maiores que teores de óxidos de Fe nos solos indicam solos mais jovens ao 
passo que teores semelhantes dessas duas quantidades significa a presença de 
solos mais velhos. 
O que faz os óxidos de Fe importantes como indicadores de pedogênese 
não é apenas a sua presença, mas também a forma mineral presente e as suas 
características. Assim, mesmo em concentração baixa no solo, os óxidos de ferro 
tem alto poder pigmentante e influem na coloração dos solos de maneira bem 
nítida. As cores vermelhas, impressas pela hematita, as amarelas, características 
da goethita e as intermediárias entre as duas, derivadas da atuação conjunta da 
hematita e da goethita, que são típicas da maioria dos solos brasileiros, 
expressam bem essas afirmativas. Particularmente a hematita tem o mais alto 
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poder pigmentante como se pode deduzir pelas informações de campo que 
demonstram que solos amarelos normalmente não contêm nenhuma hematita ao 
passo que solos vermelhos, ainda que de coloração intensa, geralmente possuem 
alguma goethita. 
Os óxidos de ferro afetam a estrutura dos solos ajudando na formação de 
agregados pequenos e extremamente estáveis como na estrutura latossólica, 
típica dos Latossolos brasileiros. (Estrutura latossólica é aquela na qual as 
partículas de argila, normalmente caulinita e óxidos de Fe e Al, se reunem para 
formar agregados que por sua estabilidade se comportam como se fossem 
partículas de areia. Isso gera uma massa de materialmuito friável que se esboroa 
muito facilmente e que recebe a denominação comum de pó de café.) 
Geralmente os óxidos de Fe têm superfície específica alta e devido à sua 
natureza química, podem absorver ânions e cátions. Ânions como o fosfato, o que 
os torna de importância agrícola grande e cátions como os principais metais 
pesados (Cd, Cr, Cu, Ni, Pb, Zn, etc) o que os torna importantes em estudos de 
proteção ao meio ambiente. Alguns óxidos de Fe podem ter estruturalmente 
elementos com Cu, Zn, V, Cr, Co, Ni, etc. alguns dos quais são elementos 
nutrientes essenciais às plantas e que podem ser lentamente liberados na 
solução dos solos. 
Assim vê-se que os óxidos de ferro em geral são bastante importantes e 
aliado ao fato de que a maioria dos solos brasileiros tem tendência a um 
enriquecimento residual de óxidos de Fe, observa-se uma grande importância 
destes minerais nos solos do Brasil. 
 
Hematita (a – Fe2O3) 
Nos solos a hematita dá a cor característica vermelha e tem um poder 
pigmentante bastante grande e mesmo a baixas concentrações, ela consegue 
imprimir a sua cor característica. Posições mais elevadas na paisagem, solos 
derivados de rochas ricas em minerais ferromagnesianos, regiões mais quentes, 
são algumas situações que favorecem esse óxido de Fe. 
 
 
 
 
 
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Estrutura da hematita: 
 
 
 
 
Goethita (a – FeOOH) 
 
Goethita é a mais freqüente forma de óxido de ferro nos solos brasileiros. 
Ela ocorre em quase todos os tipos de solos e condições climáticas e é 
responsável pelas cores amarelas e bruno-amareladas tão espalhadas em solos 
brasileiros. Juntamente com a hematita ela se faz presente em quase todos os 
solos das regiões tropicais e sub tropicais, mostrando que as duas tem uma 
estabilidade termodinâmica semelhante. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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Estrutura da goetthita: 
 
 
 
Magnetita (Fe3O4) e Maghemita (γ– Fe2O3) 
 
Magnetita normalmente aparece como mineral acessório em algumas 
rochas ígneas e é presença quase obrigatória na fração areia de alguns solos 
brasileiros que são, em geral, derivados de rochas básicas ou ultrabásicas. 
Maghemita ocorre freqüentemente em solos de regiões tropicais e 
subtropicais, parte das vezes associada às rochas básicas, como nos Latossolos 
Roxos, onde ela é presença quase obrigatória na fração argila. 
Magnetita e maghemita são óxidos de Fe com alta susceptibilidade 
magnética, o que permite separar os Latossolos Roxos de outros solos 
semelhantes na região apenas com um pequeno ímã de mão. 
 
Óxidos de Alumínio 
 
Um grande número de formas cristalinos de óxidos, hidróxidos e 
oxihidróxidos de alumínio podem ser encontrados na natureza ou ser preparados 
em laboratório. A gibbsita (Al(OH)3) é o mineral mais comum de ser encontrado 
em solos e em depósitos bauxíticos.Experimentos de laboratório, tem sugerido 
que o envelhecimento lento de polímeros de OH – Al em meio ácido normalmente 
produz gibbsita. 
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Gibbsita é um dos principais componentes da fração argila de alguns solos, 
notadamente alguns latossolos. Isso ocorre devido ao fato de que a gibbsita, 
assim como também os óxidos de Fe, é um produto final do intemperismo 
avançado dos solos. 
Normalmente a presença de óxidos de Fe (hematita e goethita) é mais 
comum. Assim, gibbsita em conjunto com hematita e/ou goethita é mais comum 
de se ver do que solo puramente gibbsíticos. 
Existem duas dipóteses básicas para explicar a formação da gibbsita em 
solos e em depósitos bauxíticos. A primeira sugerida por muitos pesqusiadores 
diz que os minerais primários, principalmente os silicatos de alumínio (KAlSi 3 O 8 , 
feldspatos por exemplo) são intemperizados diretamente à gibbsita. Essa hipótese 
se baseia no fato que alguns depósitos de bauxita apresentam gibbsita e rocha 
inalterada separadas por uma distância muito pequena. 
A segunda hipótese sugere a formação de gibbsita a partir de silicatos de 
alumínio, mas passando por seqüências intermediárias de minerais de argila 
como produtos intermediários, por exemplo: 
 
Mica � Vermiculita � Esmectita � Caulinita � Gibbsita 
Feldspato � Caulinita � Gibbsita 
 
Para apoiar essa hipótese freqüentemente se observa a presença de 
gibbsita dominante em solos de intemperismo bastante avançado, ao passo que, 
em solos um pouco menos intemperizados a caulinita é quase sempre o mineral 
dominante. 
É importante observar que estas duas hipóteses podem perfeitamente 
serem verdadeiras e elas não são mutualmente exclusivas. 
A formação de caulinita e gibbsita é controlado pelo pH e pela concetração 
de Al e Si em solução. Por exemplo: 
A partir de um feldspato potássico são possíveis as seguintes reações: 
K Al Si 3 O 8 + 4H + + 4H 2 O Al +3 + K + + 3H 4 SiO 4 
 (feldspato-K) 
 
Inicialmente o K + é substituído pelo H + na estrutura o que provoca o início 
do intemperismo químico que é completado pela quebra das ligações Al – O – Si 
liberando Al e Si para a solução. A formação de gibbsita pode se efetivar se as 
 19 
condições forem tais que favoreçam à lixiviação do Si. A intensidade de lixiviação 
é governada por inúmeros fatores principalmente chuva, topografia, lençol 
freático, vegetação, etc, etc. Assim, pode-se ter: 
 
KAlSi3O8 + H + + 7H 2 O � Al(OH) 3 (s) + K + + 3H 4 SiO4 
 
Por outro lado se a lixiviação não for forte o silício se concentra no meio e ele 
pode recombinar com o Al no sentido de se formar caulinita obedecendo ao 
princípio do produto de solubilidade. 
 
Al(OH) 3 + H 4 SiO 4 � ½ Al 2 Si 3 O 5 (OH) 4 5H 2 O 
 
Estrutura da gibbsita: 
 
 
 
Cargas elétricas nos minerais secundários 
As cargas elétricas nos minerais argilosos são chamadas de cargas 
permanentes e cargas dependentes conforme o seu modo de origem. 
 
cargas permanentes 
São aquelas originárias da substituição isomórfica dentro da estrutura dos 
argilominerais e são preferencialmente negativas. Elas aparecem pela 
substituição de certos cátions dentro da estrutura por outros de valência menor, 
causando um déficit de carga positiva e consequentemente uma sobra de carga 
 20 
negativa na estrutura. Essas cargas negativas se manifestam na superfície 
mineral. Exemplo: a entrada de um cátion Al3+ na camada de tetraedros no lugar 
de um Si4+ causa um déficit de 1 (uma) carga positiva na estrutura e por 
conseguinte existirá um superávit de 1 (uma) carga negativa que se manifestará 
na superfície do mineral. De modo semelhante tem-se o Al3+ sendo substituído 
por um Mg2+ no octaedro, gerando uma carga negativa. Esse tipo de carga é 
extremamente importante nos argilominerais 2:1 e de importância relativamente 
menor nos minerais tipo 1:1. 
 
cargas dependentes 
São aquelas originárias da presença de bordas quebradas nos 
argilominerais que causam o aparecimento de cargas elétricas que podem ser 
negativas ou positivas. Os argilominerais apresentam bordas laterais e nessas 
bordas existem grupamentos tipo Al-OH ou Si-OH em função da sua estrutura 
formada pela repetição de lâminas de tetraedros de Si e octaedros de Al. Esses 
grupamentos são passíveis de sofrerem protonação ou desprotonação conforme 
o pH do meio, originando assim cargas positivas ou negativas. 
Essas cargas são chamadas dependentes do pH porque variam conforme 
a concentração hidrogeniônica do meio. À medida que se aumenta o pH, maior 
número de cargas negativas são formadas pela desprotonação ao passo que com 
a diminuição do pH são formadas cargas positivas pela protonação dos 
grupamentos funcionais da superfície dos minerais. Essas cargas são 
extremamente importantes nos argilominerais tipo 1:1,como a caulinita, e, 
consequentemente, em fenômenos que influenciam de modo decisivo no 
comportamento dos solos (lembrar discussãoda estrutura da caulinita). 
As cargas elétricas nos óxidos de Fe e Al são também cargas dependentes 
de pH, ou seja, causadas pela protonação ou desprotonação dos grupamentos 
OH existentes em toda a superfície desses óxidos. Um ponto importante a ser 
salientado é que qualquer mineral argiloso do tipo óxido de Fe e Al, mesmo os 
anidros, tendem a apresentar a sua superfície hidroxilada em condições naturais 
no solo. Isso permite haver a protonação ou desprotonação desses grupamentos 
conforme o pH. Eles são chamados de colóides com carga variável caracterizada 
por uma interface com carga reversível. Assim, a natureza e a densidade de 
cargas, medida pelo excesso ou déficit de prótons na superfície do colóide, se 
modifica com o pH. O mecanismo de formação de cargas elétricas na superfície 
 21 
dos óxidos de Fe e Al pode ser visto como uma reação de protonação ou 
desprotonação dos grupamentos situados na parte mais superficial das partículas 
como se segue, na figura em que mostra a superfície de um óxido no qual M 
significa o metal que pode ser, principalmente, Fe ou Al em configuraração 
octaédrica: 
 
 
M
M
M
M
O - 1
M
M
M
M
O H
H
 
+
 
O H
H
 +
OH + 
OH o 
+ OH -
H+ +
S
up
e
rfície
O - 32
O - 12
1
2
1
2
1
2 O - 
3
2
 
 
Para qualquer mineral que apresente carga dependente, existe um valor 
de pH onde a quantidade de prótons adsorvidos, gerando carga positiva, é igual 
ao número de hidroxilas, gerando cargas negativas ou onde todas as hidroxilas 
tem carga zero. Esse pH onde a carga superficial do colóide é nula recebe a 
denominação de PONTO DE CARGA ZERO, simbolizado por (PCZ) que é 
específico para os diferentes tipos de minerais. 
 
MATÉRIA ORGÂNICA 
 
A matéria orgânica do solo é representada por resíduos animais e 
vegetais em estado de decomposição diverso, misturados intimamente com as 
partículas minerais. Apesar do seu teor ser relativamente baixo (3-5% em peso) 
nos solos minerais típicos, é muito grande a sua influência nas propriedades do 
solo e por extensão no crescimento e desenvolvimento das plantas. 
A matéria orgânica do solo pode ser dividida em dois grupos ou 
categorias de material: 
 22 
- tecidos originais e parcialmente decompostos que podem ainda ser 
identificados; 
- material bem decomposto, transformado biologicamente, que se 
apresenta em estado coloidal, normalmente de coloração marrom a 
preta, que tem muito pouca semelhança com qualquer material 
adicionado ao solo e que é genericamente chamado de “húmus”. 
 
A principal fonte de matéria orgânica do solo é o tecido vegetal sob a 
forma de folhas, caules e raízes de quaisquer tipos de plantas e dos corpos e 
estruturas dos organismos que compõem a fauna do solo. À medida que esses 
materiais são deixados no solo, eles sofrem transformações que vão desde a 
trituração promovida pelos organismos maiores até sua decomposição realizada 
pelos microrganismos. Os produtos desta decomposição são então liberados no 
solo (solúveis) ou incorporados ao solo (húmus) em mistura bastante íntima com 
os componentes minerais. 
A composição dos tecidos vegetais frescos tem normalmente a seguinte 
distribuição: 75% água, 11% carbono, 10% de oxigênio, 2% hidrogênio e 2% de 
cinzas. Com a eliminação da água, ou seja, nos tecidos vegetais secos podem ser 
distinguidos, de modo geral, os seguintes componentes: 
 
 Açúcares, amidos 1 - 5% 
Carboidratos Hemicelulose 10 - 28% 
 Celulose 20 - 50% 
 
Gorduras e ceras 1 - 8% 
Lignina 10 - 30% 
Proteínas 1 - 15% 
 
Transformações dos resíduos orgânicos 
Os resíduos orgânicos deixados no solo sofrem o ataque dos organismos 
do solo e também a ação de fatores como chuva, luz, ar, acidez ou alcalinidade 
do meio, etc. 
Essas alterações dependem de fatores que vão controlar a atividade 
microbiana no solo. Na ausência de boas condições de aeração, a alteração dos 
resíduos é lenta e normalmente existe uma acumulação de matéria orgânica 
característica de uma atividade biológica mais baixa. Em meio essencialmente 
 23 
aeróbico estas alterações podem ser mais rápidas se a população microbiana for 
alta, aliada a boas condições de nutrientes no solo, pH, etc. Ao passo que se 
houver algum fator limitante também no meio aeróbico pode-se ter um acúmulo 
relativo de matéria orgânica no solo. 
Basicamente, na transformação dos resíduos orgânicos ocorrem dois 
processos fundamentais e de natureza oposta: 
- mineralização: processo de destruição 
- humificação: processo de conservação 
A mineralização é um processo de destruição que leva à desorganização 
estrutural dos resíduos orgânicos transformando-os em compostos mais simples 
que podem ser solúveis ou gasosos. Em condições aeróbicas o carbono, oxigênio 
e hidrogênio, presentes nos carboidratos, normalmente formam CO2 e H2O, 
podendo assim originar HCO3- e CO3=. Em condições anaeróbicas, esses 
mesmos elementos podem formar abundantemente o CH4 (metano). O nitrogênio 
(N) está presente, principalmente, nas proteínas (aminoácidos) sofre 
desdobramentos sucessivos até originar o NH4+. Em ambiente anaeróbico há 
acumulação dessa forma, dependendo da CTC do solo enquanto que em 
condições aeróbicas o íon amônio é oxidado a nitritos e nitratos (NO2-, NO3-) em 
sua quase totalidade. O fósforo presente nos resíduos é mineralizado a ácido 
fosfórico (H3PO4) e vai ocorrer nas formas dos ânions H2PO4-, HPO4- ou PO4- 
conforme as condições de pH do solo. De acordo com a presença de certos 
minerais na fração argila, como óxidos de Fe e Al, essas formas de P podem ser 
adsorvidas e,ou conforme a presença de outros elementos, essas formas podem 
se precipitar originando fosfatos insolúveis. O enxofre sob forma orgânica é 
mineralizado e se acumulará como S elementar e ácido sulfídrico desde que haja 
condições de anaerobiose, já que sob condições aeróbicas essas formas são 
oxidadas a SO3= e SO4=. Outros elementos que estão presentes nos resíduos 
orgânicos serão também mineralizados e transformados em suas formas mais 
simples e solúveis como: K+, Ca++, Mg++, etc. 
Humificação é um processo conservador, que provoca alterações nos 
resíduos orgânicos, do qual resultam complexos coloidais relativamente estáveis, 
resistentes à decomposição, de natureza heterogênea e de cor escura. Assim, o 
húmus é caracterizado como a fração ativa da matéria orgânica resultado de uma 
evolução dos resíduos orgânicos em uma fase bastante avançada no solo. 
Quimicamente, o húmus é de natureza extremamente complexa e mesmo 
 24 
dividindo-o em frações, mais simples estas serão de complexidade bastante 
grande. Normalmente se distinguem no húmus as frações designadas ácidos 
fúlvicos, ácidos húmicos e humina, que apresentam como componentes 
básicos C, O, H e N e apresentam também outros elementos em menor 
quantidade. Dos ácidos fúlvicos para a humina crescem os teores de C e N, e o 
grau de polimerização das moléculas ao passo que na direção inversa crescem 
os teores de O e a quantidade de radicais carboxílicos, alcoólicos e fenólicos. A 
humificação se desenvolve em duas fases que se entrelaçam e não são 
facilmente distinguíveis: Na primeira existe uma decomposição dos resíduos no 
sentido de se originar unidades estruturais da molécula húmica, que são 
compostos de natureza aromática e nitrogenados, e na segunda dá-se a síntese 
da molécula húmicapor condensação dessas unidades estruturais. A partir da 
polimerização dessas moléculas primárias, formam-se então as partículas 
húmicas ou húmus. 
Fazendo-se um sumário das transformações que os resíduos orgânicos 
podem sofrer nos solos, têm-se: 
 
 RESÍDUOS ORGÂNICOS PRODUTOS 
INTERMEDIÁRIOS 
 
de difícil 
decomposição 
Ligninas 
Óleos 
Gorduras 
Resinas, etc. 
Ligninas 
Óleos 
Gorduras 
Resinas 
 
 
 
 
de fácil 
decomposição 
 
Proteínas 
Celulose 
Amido 
Açúcares 
 
 
Aminoácidos 
Amidas 
Álcoois 
Aldeídos 
Produtos Finais 
Produtos finais simples 
Carbono: CO2, CO3=, HCO3-, CH4, C 
Nitrogênio: NH4+, NO2-, NO3-, N2 
Enxofre: H2S, S, SO3=, SO4= 
Fósforo: H2PO4-, H2PO4=, PO4= 
Diversos: H2O, O2, H2, Ca++, Mg++, K+, etc. 
 
 
HÚMUS 
 
 
 
 
 25 
 
Propriedades gerais da matéria orgânica 
A matéria orgânica do solo possui similaridade em algumas propriedades 
com os minerais que compõe a fração argila dos solos. Essa semelhança pode 
ser facilmente explicada em virtude da natureza coloidal desses dois constituintes 
da fase sólida do solo. As propriedades mais importantes da matéria orgânica do 
solo são: 
- Fonte de Nutrientes 
A matéria orgânica, por decomposição e mineralização dos resíduos 
orgânicos, fornece inúmeros nutrientes essenciais às plantas. Elementos como N, 
K, P, S, Ca, e Mg são alguns dos exemplos mais importantes. 
A adubação orgânica ou adubação verde e os diversos tipos de esterco 
usualmente utilizados são exemplos de importância da matéria orgânica como 
fonte de nutrientes para o solo. Atualmente, com a grande produção de resíduos e 
lixos diversos pela moderna sociedade de consumo, cada vez mais se observa a 
utilização de compostos de lixos urbanos como fontes potenciais de matéria 
orgânica. 
A biociclagem nas florestas naturais ou plantadas para exploração 
econômica é uma importante via de retorno de nutrientes ao ciclo biogeoquímico 
dos elementos. Os solos mais pobres, aqueles nos quais os nutrientes se 
encontram principalmente na biomassa, se beneficiam muito dessa característica 
da matéria orgânica do solo. Sabe-se hoje, que boa parte da floresta Amazônica 
se desenvolveu, por condições climáticas bastante favoráveis, sobre solos 
extremamente pobres e se mantêm exuberante até hoje por que está em um 
equilíbrio dinâmico baseado principalmente na tremenda reciclagem que a sua 
biomassa possibilita. A riqueza de nutrientes provocada pela mineralização dos 
compostos orgânicos provenientes da queda das folhas, caules, raízes, etc., 
acrescida dos corpos e carapaças de pequenos animais que morrem no solo, 
permitem que a floresta sobreviva por algumas dezenas ou , talvez, centenas de 
anos se esse sistema permanecer, na sua maior parte, preservado. Mas, se a 
floresta for cortada não se espera que o sistema resista por muito tempo, pela 
baixa qualidade do solo a ser explorado. 
 
 
 
 26 
- Cargas elétricas 
As partículas húmicas, assim como minerais argilosos, apresentam 
cargas elétricas de superfície. Essas cargas elétricas são normalmente 
eletronegativas e se originam da dissociação ou desprotonação de grupamentos 
carboxílicos, alcoólicos e fenólicos, principalmente, da seguinte forma: 
 
 
 
 
 
 
Observa-se que, com o aumento do pH, existem mais hidroxilas no meio, 
o que provoca a dissociação do H+ formando água. 
As cargas elétricas da matéria orgânica atuam diretamente na capacidade 
de retenção de cátions do solo pela possibilidade das cargas negativas atraírem e 
reterem cátions. A CTC de húmus bem desenvolvido é da ordem de 150-300 
cmolc/kg que é superior à dos argilominerais e óxidos de Fe e Al. As cargas 
elétricas da matéria orgânica são também consideradas dependentes de pH. 
 
- Superfície específica 
As partículas húmicas pertencem ao sistema coloidal e devido à sua 
grande subdsivisão apresentam uma alta superfície específica. Esses valores 
podem atingir 800-900 m2/g que também são valores superiores aos das argilas 
silicatadas. 
As cargas elétricas e a superfície específica alta fazem da matéria 
orgânica um material que absorve grandes quantidades de água. 
- Poder tampão 
Devido à presença de vários grupos funcionais que atuam como ácidos 
fracos de diferentes constantes de ionização, a matéria orgânica confere aos 
solos um bom poder tamponante sobre uma larga faixa de amplitude de pH no 
solo. Os grupos funcionais que se dissociam são, principalmente os carboxílicos, 
alcoólicos e fenólicos que são responsáveis pelas cargas negativas e pelo alto 
poder tamponante da matéria orgânica. 
 
 
 27 
- Quelatação 
Uma das propriedades da matéria orgânica é a de complexar 
determinados cátions e mantê-los protegidos contra a insolubilização. Algumas 
vezes isso pode ser benéfico, porque o elemento na forma de quelato pode ser 
absorvido pelas plantas. Por exemplo, o Fe é extremamente insolúvel na faixa de 
pH normal dos solos e os quelatos EDTA pode mantê-lo em solução e em 
condições de ser absorvido pelas plantas. Outras vezes a quelatação pode ser 
benéfica por retirar o elemento de solução do solo. Acredita-se que o Al3+ tenha 
sua atividade em muito diminuída em solos mais ricos em matéria orgânica pela 
quelatação que o mesmo sofre por substâncias orgânicas. Mas algumas vezes 
essa característica pode ser prejudicial quando se considera elementos como Cu 
e Zn que podem existir em quantidades suficientes no meio, mas se mostrarem 
deficientes em solos muito ricos em matéria orgânica. A quelatação ou 
complexação desses elementos torna-os não disponíveis às plantas. Outra 
situação que essa característica da matéria orgânica pode ser prejudicial é 
quando elementos como o Pb, que são extremamente tóxicos à maioria das 
formas de vida, podem, ao serem quelatados, lixiviar pelo solo e atingir águas 
subterrâneas ou cursos d’água, podendo assim atingir a cadeia trófica dos 
homens. 
 
- Complexos argilo-húmicos 
São ligações íntimas dos colóides minerais e orgânicos no solo. As 
partículas húmicas podem inclusive penetrar nas superfícies internas das argilas 
expansíveis. Os mecanismos dessas ligações são principalmente ligação entre a 
carga elétrica do colóide orgânico e zonas positivas nos minerais de argila; 
ligações por intermédio de cátions como Al3+, Fe3+, Ca++, Mg++, etc., que fazem 
uma ponte entre as cargas negativas dos colóides minerais e orgânicos, ligação 
entre as cargas positivas dos óxidos de Fe e Al e cargas negativas dos colóides 
orgânicos. 
 
 Importância para o solo 
A atuação da matéria orgânica nas condições gerais do solo é de muita 
importância como fonte de elementos nutrientes para o crescimento das plantas; 
no aumento da capacidade de reter e trocar cátions que serão eventualmente 
colocados em disponibilidade para as plantas e no dificultar mudanças bruscas do 
 28 
pH do solo através de seu forte poder tamponante. Ela exerce também influência 
em propriedades como a cor, imprimindo coloração mais escura na superfície do 
solo aumentando a sua capacidade de absorção de luz, que se transforma em 
calor. Nas propriedades físicas, ela aumenta a retenção de água nos solos de 
textura grosseira, reduzindo a excessiva facilidade de infiltração da água e o 
excesso de arejamento. Nos solos argilosos influi na melhoria da estrutura, 
possibilitando melhores condições de arejamento pela melhoria na formação de 
agregados que melhoram a relação macro/microporos. Ela eleva o limite de 
umidade no qual o solo se torna plástico e pegajoso, assim como diminui o valor 
de umidade onde o mesmo se torna muito duro. Isso faz com que para certos 
solos com problemas de manejo haja uma maior facilidade de se fazer arações, 
gradagens, ou tratos culturais, devido ao alargamento da faixa ótima que o solopode ser trabalhado sem problemas para os implementos agrícolas. 
 
 
Composição da Matéria Orgânica 
 
De modo geral tem-se a formação da matéria orgânica através de 
decomposição de resíduos de animais e plantas que são adicionados ao solo. 
Parte deste material é prontamente decomposto como as celuloses, proteínas, 
etc. Eles sofrem decomposição microbiana e parte deles se perde como CO2, 
H2O, NH3, etc e parte é absorvida pela população microbiana. Depois da morte 
dos microorganismos, estruturas aromáticas, amino-ácidos e proteínas são então 
liberados para formar o húmus. Da mesma forma ligninas e taninos são 
decompostos lentamente, liberando formas solúveis mas também contribuindo 
com estruturas modificadas de lignina e estruturas aromáticas para a formação do 
húmus. 
Assim, húmus pode ser um material parcialmente residual mas certamente 
ele é um material sintético elaborado pelos microorganismos do solo para se 
tornar essa parte da matéria sólida do solo que é tão interessante, muito 
complexa e muito pouco entendida. 
Um dos problemas de se estudar a matéria orgânica do solo é que ela é 
um material que não apresenta um arranjo ordenado dos átomos em sua 
estrutura e assim não respondem muito bem à investigação através da técnica de 
Raios-X de rotina, sendo, por isso, necessários tratamentos e metodologias mais 
especializadas. 
 29 
Outro grande problema se refere à necessidade de se separar esse 
material do material inorgânico. Idealmente essa separação deveria ser de forma 
a não destruir as características do material, mas o que é difícil é realmente saber 
se o material foi afetado ou não após a separação ter sido feita. 
A extração da matéria orgânica para separá-la da fração inorgânica é 
comumente feita pela chamada “Extração Alcalina”. O material do solo é 
misturado com uma solução de NaOH e agitado. Após o equilíbrio uma parte da 
matéria orgânica é solubilizada e dispersada enquanto outra permanece insolúvel 
e floculada. Assim, o material é separado de acordo com a solubilidade. 
HUMINA: 
Não é solubilizada pelo ataque alcalino: Talvez esteja tão intimamente 
ligada à fração inorgânica que a ligação é difícil de ser quebrada. Provavelmente 
não apresenta muitos grupamentos ácidos o que não permite a criação de cargas 
negativas altas, o que dificulta ou mesmo impede a sua dispersão. Essa é 
provavelmente a fração menos entendida de matéria orgânica. 
ÁCIDOS HÚMICOS e ÁCIDOS FÚLVICOS: 
Material que é solubilizado ou dispersado pelo tratamento alcalino: Usa-se 
o abaixamento do pH para separá-los. Adicificando o material até 
aproximadamente pH na faixa de 2-3 o material que precipita e/ou flocula é 
chamado ácidos húmicos e o material que ainda permanece solúvel é chamado 
ácidos fúlvicos. 
A extração alcalina corre o risco de oxidar algum material modificando 
alguns componentes se a extração é feita em atmosfera de O 2 . Por isso alguns 
pesquisadores preferem fazer essa determinação em atmosfera de N 2 para 
reduzir tanto quanto possível a oxidação. 
Essas três frações diferem marcadamente em várias características como 
peso molecular, teor de carbono, etc. 
 
 
 
 
 
 
 30 
 
 
As figuras a seguir mostram estruturas idealizadas de ácidos húmicos e de ácidos 
fúlvicos mostrando a diferenciação, principalmente, no número de radicais 
carboxílicos, ou seja, da acidez de cada uma das estruturas. 
 
 
 
 
 
 
 31 
 
Figura . Estrutura idealizada de ácidos húmicos 
 
 
Figura . Estrutura idealizada de ácidos fúlvicos 
 
 
Natureza acídica dos compostos húmicos 
Os componentes húmicos se comportam como ácidos fracos e podem ser 
estudados utilizando-se técnicas baseadas na ionização dos grupos funcionais 
ácidos. 
Os grupos ácidos possíveis de ionização típicas da matéria orgânica serão 
os carboxílicos (COOH), OH fenólico ( OH), OH alcoólico (ROH), etc. 
 32 
Esses grupos funcionais que se dissociam são os principais responsáveis pelas 
cargas negativas e o alto poder tamponante de matéria orgânica. Para 
exemplificar a semelhança dos compostos húmicos a ácidos fracos a Figura 
mostra as curvas de titulação de ácido fracos em comparação com um ácido forte 
e em comparação com as curvas de titulação de substâncias húmicas. 
 
 
 
 
 
Na figura de titulação das substâncias húmicas observa-se que não existe 
uma quebra visível na curva de titulação indicando que um grupamento de uma 
força definida foi neutralizado. O que existe é uma mudança no pH apesar de que 
o está se processando é uma titulação de grupos ácidos que são similares a 
ácidos fracos. Isso ocorre porque a força de ionização destes grupos mudam com 
algumas características. As estruturas aromáticas, por exemplo, com a presença 
do grupamento carboxílico, tem força de ionização diferente devido à posição 
diferente da hidroxila. Assim como, existem outros fatores que influem na 
dissociação e, conseqüentemente, na força ácida das substâncias húmicas como: 
comprimento da cadeia de carbono, posição das hidroxilas, etc. 
Assim sendo não se espera que se tenha um pH definido par todos os 
grupos ácidos no material orgânico. Haverá sempre um aumento contínuo do pH. 
Em geral, a hidroxila (OH) dos ácidos carboxílicos dissocia mais rapidamente que 
a dos álcoois aromáticos. Compostos fenólicos são ácidos mais fortes que água 
ou álcoois mas são mais fracos que a maioria dos ácidos carboxílicos. A natureza 
ácida das substâncias húmicas é normalmente atribuída à ionização de COOH e 
OH embora outras estruturas possam estar envolvidas. 
 33 
Formação de Complexo e Quelatos pela Matéria Orgânica 
A formação de complexo é a interação ou ligação entre um doador de 
elétrons (ligante) e um cátion na qual o ligante retira a água que está esfera de 
coordenação do cátion e forma o complexo (composto de coordenação). 
 
 
 
 
Os ligantes em um composto complexo geralmente doam elétrons ao 
elemento central (íon positivo pequeno, altamente carregado) que é usualmente 
uma espécie deficiente em elétrons. O que não está claro, contudo, é se a 
interação ligante-átomo central envolve a participação comum de elétrons ou se 
ela pode ser apenas descrita como uma atração Coulombica entre íons de cargas 
opostas. Assim, a palavra “doar” não deve ser tomada literalmente. 
Se tiver quatro ligantes sendo que cada um deles tem apenas um grupo 
funcional isso é chamado de “complexo simples”: 
 
 
 
Se a molécula que contém o grupo funcional tem mais que um grupo 
funcional atuando como ligante isso é chamado de “quelato” 
 
 
 
 34 
Ainda se tem o mesmo número de elétrons sendo doados ao cátion mas 
agora os grupos doadores são ligados por uma molécula comum. 
De modo geral o quelato é formado quando duas ou mais posições 
coordenadas em torno do íon metal são ocupadas por grupos doadores de um 
ligante simples de modo a formar um anel interno na estrutura. 
Exemplos: 
 
 
 
A maioria dos íons metálicos pode aceitar mais que um par de elétrons e 
um correspondente número de átomos doadores podem ser coordenados 
simultaneamente. O número de doadores é chamado de “número de 
coordenação” do íon metálico. Importantes doadores de elétrons são O, S, N e 
como exemplo de grupos funcionais que tem os pares de elétrons pode-se citar: 
 
 
A formação de complexos e quelatos podem influenciar de modo bastante 
significativo a solubilidade e por conseqüência a disponibilidade do íon metálico 
envolvido na reação. 
A partir do intemperismo dos minerais alguns cátions são liberados na 
solução do solo. Eles podem ser lixiviados, podem ser adsorvidos pelas argilas, 
podem formar precipitados insolúveis ou podem ser assimilados pelas plantas. 
 35 
Se a quelatação ocorre ela pode iniciar a retirada do cátiondo mineral e 
definidamente ela altera o comportamento do cátion em solução. 
Por exemplo Fe em solos Podzol. A acumulação de ferro no horizonte Bh é 
causada pelo transporte do Fe dos horizontes superiores na forma solúvel. Essa 
solubilidade é produto da associação do Fe com os ácidos fúlvicos que previne 
contra a precipitação. A molécula é então transportada e precipitada no outro 
horizonte. Assim nesse caso o quelato formado mantém alta a solubilidade do Fe. 
Da mesma forma outros íons metálicos que em condições de pH normal 
dos solos cultivados seriam convertidos em precipitados insolúveis podem ser 
mantidos em solução pelo mesmo processo, sendo o Fe um exemplo importante. 
Assim, em soluções nutritivas (experimentação) o uso do Fe-EDTA é essencial. 
Por outro lado a formação de com plexos ou quelatos muito solúveis com 
metais pesados como chumbo (Pb) e outros é motivo de preocupação já que 
esses podem ser mais facilmente transportados para lagos e riachos causando 
problemas de poluição. 
Alguns tipos de complexos ou quelatos atuam no sentido de formar 
compostos de solubilidade baixa e nesse caso também existem situações 
favoráveis e situações desfavoráveis. No caso do alumínio, por exemplo, a sua 
concentração na solução do solo vai ser reduzida em função da presença de 
matéria orgânica, provavelmente devido à baixa solubilidade do complexo 
formado. Assim, para um mesmo pH baixo, o solo que tiver mais matéria orgânica 
tende a ter menor Al solúvel. Nesse caso a reduzida solubilidade do Al na solução 
do solo é desejável devido à sua toxidez às plantas. 
Por outro lado a manutenção de níveis ótimos de micronutrientes no solo 
pode ser afetada pela formação de complexos pouco solúveis. A matéria orgânica 
pode algumas vezes, manter a concentração do nutriente tão baixa que a sua 
deficiência pode ser induzida. O Cu ++ é um bom exemplo, solo com alto teor de 
matéria orgânica pode manter a concentração de Cu em solução tão baixa que a 
diferença vai aparecer mesmo que o teor de Cu seja suficiente para o crescimento 
de plantas. 
Com referência à formação de complexos, quelatos e nutrição de plantas, 
os metais podem ser agrupados, segundo STEVENSON (1972) em: 
a) Aqueles que são essenciais às plantas mas não formam compostos de 
coordenação. Incluem todos os cátions monovalentes como K + , Na + , etc e 
cátions divalentes como Ca ++ e Mg ++ . 
 36 
b) Aqueles metais que são essenciais às plantas e formam compostos de 
coordenação com ligantes orgânicos. Aí se incluem quase todos os metais de 1ª 
série de transição como Cu +2 , Zn +2 , Mn +2 , Co +2 e Mo da 2ª série de transição. 
c) Aqueles sem função conhecida nas plantas mas que acumulam no ambiente. 
Incluídos nesse grupo estão: Cd, Pb, Hg, Cr, Au, U e V. 
Abundante evidência de complexação de cátions divalentes e trivalentes 
pelos ácidos húmicos e ácidos fúlvicos incluem: 
- correlação entre conteúdo de húmus e retenção de micronutrientes pelo 
solo, 
- falta de habilidade do K + deslocar micronutrientes em solos minerais e 
orgânicos, 
- habilidade de alguns quelatos de extrair metais em amostras com húmus, 
- a retenção seletiva de íons metálicos por ácidos húmicos e ácidos fúlvicos 
pela resina trocadora de cátions. 
 
A habilidade de complexar dos ácidos húmicos e fúlvicos depende 
normalmente do seu conteúdo de grupos funcionais que contém oxigênio e em 
menor escala nitrogênio. Os grupos contendo O são principalmente carboxílico, 
fenólicos e carbonil, de N principalmente as aminas. Tanto os ácidos húmicos 
quanto os ácidos fúlvicos formam complexos solúveis e insolúveis com os cátions 
polivalentes. Devido ao seu baixo peso molecular e acidez mais elevada os 
complexos metálicos de ácidos fúlvicos são normalmente mais solúveis do que 
aqueles formados com ácidos húmicos. Imobilização de micronutrientes por 
interação com substâncias húmicas pode ocorrer, através da formação de 
complexos insolúveis ou através de complexação da fase sólida à substância 
húmica presente como cobertura na superfície da argila. 
O relacionamento entre cátions polivalentes e as substâncias orgânicas 
presentes no solo é uma área pouco estudada e pouco explorada na área de 
ciência do solo. E importante que seja dada ênfase a essas interações que são 
bastante importantes principalmente pelo papel que elas representam na 
disponibilidade de nutrientes às plantas que o solo pode oferecer. 
 
 
 
 
 
 
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Interação Argila x Húmus 
 
Normalmente nos solos a maior parte da matéria orgânica, em torno de 
90% ou mais, é associada com a parte mineral da fração argila. Quando a matéria 
orgânica é dispersa com sonda ultrasônica para separar a fração argila sem usar 
um dispersante químico e sem elevar o pH o suficiente para dissolver a matéria 
orgânica, pode-se observar que a quantidade de matéria orgânica (%C) 
associada com a fração argila é normalmente uma porção predominante da 
quantidade total. Isso sugere então que a matéria orgânica ou húmus se 
apresenta na forma de partículas discretas mas, normalmente, associadas à parte 
mineral. 
De acordo com alguns autores os óxidos de ferro e alumínio e a alofana 
são os mais importantes minerais que participam da interação entre a matéria 
orgânica e a fração mineral. 
Na figura a seguir são mostradas algumas possibilidades de ligações entre 
a fração argila e a matéria orgânica. Na figura observa-se os seguintes tipos de 
ligação: 
a) Quelato: é a molécula complexa da matéria orgânica com um cátion 
metálico e nesse cátion metálico está também ligado á partícula mineral. 
b) Cátion Trocável: é a ligação entre a partícula orgânica – cátion – partícula 
de argila. O cátion se liga por uma ou mais valência à fração mineral e por 
outra(s) à fração orgânica. 
c) Ponte hidrogeniônica: essa ligação pode ser entre oxidrilas da partícula 
húmica e água adsorvida na superfície da argila ou ponte de hidrogênio 
entre moléculas de água e grupos funcionais como carbonil, etc. 
d) Adsorção de moléculas polares: moléculas polares são adsorvidas na 
superfície da partícula de argila. Se elas fazem parte da molécula 
orgânica é concebível então que elas sejam adsorvidas. Por exemplo, 
moléculas de açúcar (como na figura) são adsorvidas pela superfície de 
partícula de argila. 
e) Adsorção de ânions: parte da molécula orgânica pode funcionar como um 
ânion, principalmente através da dissociação do grupo carboxílico 
(R-COO − ) e pode ser adsorvida pelas cargas positivas da fração mineral. 
 
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Estas são então as principais formas de ligação. O que se pode notar é que existe 
um número grande de tipos de ligação que faz com que mesmo que algumas 
dessas sejam fracas, a soma delas fazem com que a molécula orgânica seja 
fortemente segura na partícula mineral de argila.