LIVRO QUÍMICA DO SOLO

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SOL 250 
CONSTITUIÇÃO, PROPRIEDADES E CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
 
QUÍMICA DO SOLO 
 
 
 
NOTAS DE AULA 
 
JUNHO / 2006
 2
ÍNDICE 
1. INTRODUÇÃO.............................................................................................................................................4 
2. COMPOSIÇÃO QUÍMICA DO SOLO ......................................................................................................5 
3. FRAÇÕES GRANULOMÉTRICAS DO SOLO........................................................................................8 
3.1. COMPOSIÇÃO MINERALÓGICA DAS FRAÇÕES GRANULOMÉTRICAS DO SOLO..............8 
4. SISTEMA COLOIDAL DO SOLO...........................................................................................................10 
4.1. Propriedades de um Sistema Coloidal ....................................................................................................10 
5. COMPOSIÇÃO QUÍMICA, ESTRUTURA E ORIGEM DAS CARGAS DO SOLO .........................12 
5.1. ARGILAS SILICATADAS...........................................................................................................................12 
5.1.1. Argilas do tipo 2:1......................................................................................................................133 
5.1.2. Argilas do tipo 1:1......................................................................................................................155 
5.2. ÓXIDOS E HIDRÓXIDOS DE FERRO E ALUMÍNIO .....................................................................................166 
5.3. MATÉRIA ORGÂNICA DO SOLO ...................................................................................................177 
5.3.1. Aspectos gerais.............................................................................................................................17 
5.3.2. Compartimento da matéria orgânica do solo (MOS)...................................................................19 
5.3.2.1. Matéria orgânica viva ............................................................................................................19 
5.3.2.2. Matéria orgânica morta ..........................................................................................................22 
5.3.3. Rotas de formação e características das substâncias húmicas ....................................................27 
5.3.3.1. Características químicas e estruturais das substâncias húmicas.............................................30 
5.3.4. Mecanismos de estabilização da MOS .........................................................................................38 
5.3.4.1. Estabilização química ou coloidal..........................................................................................38 
5.3.4.2. Estabilização física ................................................................................................................42 
5.3.4.3. Estabilização bioquímica .......................................................................................................43 
5.3.5. Propriedades do solo influenciadas pela matéria orgânica do solo (MOS) ................................45 
5.3.5.1. Propriedades químicas ...........................................................................................................45 
5.3.5.1.1. Capacidade tampão.........................................................................................................45 
5.3.5.1.2. Capacidade de troca catiônica........................................................................................46 
5.3.5.1.3. Complexação de metais...................................................................................................47 
5.3.5.2. Características físicas do solo ................................................................................................51 
5.3.5.2.1. Agregação .......................................................................................................................51 
5.3.5.2.2. Retenção de água ............................................................................................................55 
5.3.5.3. Propriedades biológicas do solo.............................................................................................56 
5.3.5.3.1. Compartimentos e nutrientes na forma orgânica............................................................56 
6. ORIGEM E FORMAÇÃO DAS CARGAS ELÉTRICAS DO SOLO ...................................................67 
6.1. ORIGEM DAS CARGAS NEGATIVAS.........................................................................................................67 
6.2. CARGAS POSITIVAS ................................................................................................................................69 
6.3. DENSIDADE DE CARGA...........................................................................................................................69 
7. INTERAÇÕES COLÓIDE/SOLUÇÃO: FENÔMENOS DE ADSORÇÃO E TROCA DE ÂNIONS E 
CÁTIONS.....................................................................................................................................................70 
7.1. CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA (CTC)...........................................................................................72 
7.2. FATORES QUE AFETAM A CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA..............................................................74 
7.3. DUPLA CAMADA DIFUSA .......................................................................................................................75 
7.4. CARACTERÍSTICAS DA CTC DO SOLO.....................................................................................................76 
7.4.1. Valor T .....................................................................................................................................7777 
7.4.2. Soma de Bases (SB) .....................................................................................................................78 
7.4.3. Saturação por Bases (V) ...............................................................................................................79 
7.4.4. Saturação por Alumínio (m).........................................................................................................79 
7.4.5. Acidez Trocável ...........................................................................................................................80 
7.4.6. Acidez Potencial.......................................................................................................................8080 
7.5. CAPACIDADE DE TROCA ANIÔNICA........................................................................................................80 
8. REAÇÃO DO SOLO ..................................................................................................................................82 
8.1. ACIDEZ DO SOLO....................................................................................................................................82 
8.1.1. Fontes de Acidez do Solo .............................................................................................................83 
8.1.1.1. Minerais de Argila .................................................................................................................................. 83 
 3
8.1.1.2. Matéria Orgânica .................................................................................................................................... 84 
8.1.1.3. Ácidos Solúveis ...................................................................................................................................... 84 
8.1.2. Fontes de Alcalinidade no Solo................................................................................................8484 
8.1.3. Capacidade Tampão da Acidez do Solo .......................................................................................858.1.4. Causas da Acidificação Progressiva dos Solos.........................................................................8686 
8.1.5. Problemas Causados pela Acidez do Solo....................................................................................86 
8.2. CALAGEM...............................................................................................................................................87 
9. REAÇÕES DE OXIDAÇÃO E REDUÇÃO NO SOLO ..........................................................................88 
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA................................................................................................................89 
 
 4
QUÍMICA DO SOLO 
1. Introdução 
O solo é um corpo natural formado pela interação da atmosfera, hidrosfera e 
biosfera com os materiais da litosfera (Figura 1). Sua constituição química reflete, 
portanto, a contribuição de cada fator de formação (tempo, material de origem, 
clima, atividade biológica, relevo) e pode variar bastante em função das diferenças 
destes. 
 
 
 Influência da litosfera 
 Influência da atmosfera/hidrosfera 
 Influência da biosfera 
Figura 1. Influência dos fatores de formação. 
 
Os solos são sistemas trifásicos compostos pelas fases sólida, líquida e 
gasosa, sendo que, um solo mineral, próximo à superfície, com condições físicas 
ótimas para o crescimento vegetal, apresenta, aproximadamente, a seguinte 
composição volumétrica: 50% de espaço poroso, ocupados por partes iguais de ar e 
de água, 45 - 48% de sólidos minerais e 2 a 3 e, por vezes, 5% de matéria orgânica. 
Têm-se, normalmente, então, 50 % constituídos pela fase sólida, 25% pela fase 
líquida e 25% pela fase gasosa. 
 5
Minerais
45 - 48%
Ar
25%
Água
25%
50% de poros 50% de partículas
sólidas
M.O. 2 a 5% 
Figura 2. Composição volumétrica de um solo com boa estrutura (Murphy ,1980). 
 
A fase sólida é constituída por materiais minerais derivados das rochas ou 
sedimentos associados a compostos orgânicos. A composição desta fase é 
relativamente estável num intervalo de tempo curto, mudando apenas pelas adições 
ou remoções por erosão e deposição hídrica e eólica e por atividade biológica. 
A fase líquida, denominada solução do solo, é formada pela água proveniente 
da atmosfera ou corpos d’água e lençol freático. Esta solução contém íons 
dissolvidos, podendo também conter compostos orgânicos solúveis e materiais 
coloidais (argila) em suspensão. 
A fase gasosa ou atmosfera do solo é composta pelos gases presentes no 
espaço poroso. A fase gasosa do solo apresenta composição distinta da do ar 
atmosférico em função dos gases produzidos pela atividade biológica (e.g. 
respiração de raízes) e reações químicas do solo. A estrutura, textura e a 
porosidade do solo, assim como a presença de água, afetam as taxas de difusão 
destes gases para a atmosfera. 
2. Composição química do solo 
A composição química da fase sólida é em grande medida determinada pelos 
materiais de origem do solo. A fase sólida é proveniente dos materiais derivados das 
rochas e /ou sedimentos, associados aos compostos de origem orgânica (Figura 3). 
A constituição química das rochas ou sedimentos é variável em função de sua 
origem e natureza, afetando as características do solo formado. Esta influência 
tende a se reduzir na medida em que o intemperismo atua, podendo levar solos 
derivados de materiais de origem diferentes a apresentarem feições e composição 
química similares. 
 6
O intemperismo provoca a desagregação física e a decomposição química 
dos minerais primários das rochas e sua transformação em minerais secundários. O 
intemperismo é acelerado em condições de temperaturas elevadas, associadas a 
precipitações abundantes e intensa atividade biológica, como ocorre nos trópicos 
úmidos. Nestas condições os minerais primários de fácil intemperismo são 
destruídos, restando apenas aqueles de elevada resistência ao intemperismo. 
O Quadro 1 apresenta os teores dos principais elementos químicos 
encontrados nos solos. A análise deste quadro indica a predominância do silício e do 
alumínio na composição dos solos, refletindo a predominância destes elementos nas 
rochas da superfície (litosfera). Os altos teores de ferro e alumínio em alguns solos 
são resultantes de materiais de origem mais ricos e da concentração residual destes 
elementos pela perda gradativa decorrente do processo de intemperismo que 
acarreta a lixiviação dos demais elementos. Os teores dos nutrientes essenciais (N, 
P, K, Ca, Mg, S) são geralmente baixos nos solos, seja pelos baixos teores 
verificados nos materiais de origem, seja pelo progressivo empobrecimento pelo 
intemperismo e lixiviação. A maior fertilidade química está associada a materiais de 
origem mais ricos, solos pouco intemperizados ou condições locais de acumulação. 
 
Figura 3. Perfil do solo. 
Como comentado anteriormente, a influência dos materiais de origem na 
composição do solo decresce à medida que estes se intemperizam. Solos pouco 
intemperizados preservam ainda minerais primários, fontes de nutrientes para o 
Fragmentos do material de origem 
Horizonte A com acúmulo de M. O. 
Horizonte B com maior expressão de 
desenvolvimento pedogenético 
Material de origem 
 7
solo. Os solos tropicais muito intemperizados praticamente não contêm minerais 
primários intemperizáveis, sendo constituídos quase exclusivamente por minerais 
secundários (argilas silicatadas, óxidos) e quartzo (Quadro 2). 
Quadro 1. Composição química dos solos. Adaptado de LINDSAY (1979). 
Elemento químico Peso atômico 
Concentração na 
litosfera 
Faixa de Concentração 
comum nos solos 
 g -----------------
mg/kg 
---------------------------
mg/kg 
--------------------------------
Alumínio 
Carbono 
Cálcio 
Ferro 
Potássio 
Magnésio 
Manganês 
Nitrogênio 
Oxigênio 
Fósforo 
Enxofre 
Silício 
Titânio 
26,98 
12,01 
40,08 
55,85 
39,10 
24,31 
54,94 
14,01 
16,00 
30,97 
32,06 
28,09 
47,90 
81.000 
950 
36.000 
51.000 
26.000 
21.000 
900 
- 
465.000 
1.200 
600 
276.000 
6.000 
10.000 - 300.000 
 - 
7.000 - 500.000 
7.000 - 550.000 
400 – 30.000 
600 – 6.000 
20 – 3.000 
200 – 4.000 
- 
200 – 5.000 
30 – 10.000 
230.000 – 350.000 
1000 – 10.000 
 
 
Quadro 2. Relação entre materiais de origem e minerais do solo. 
Minerais na 
Rocha Presença nas frações do solo 
ELEMENTOS 
PREDOMINANTES 
 pouco intemperizado ------------------------- 
muito intemperizado 
------------------------- 
 
Quartzo Areia Areia Silício, Oxigênio 
Feldspatos Areia/silte - Silício, Oxigênio, 
Alumínio, 
Cálcio/Sódio. 
Areia/silte - Silício, Oxigênio, 
Alumínio, K, Mg, Fe, 
H. 
Micas 
Argila Argila - 
Piroxênio Areia/silte - Silício, Oxigênio, 
Alumínio, (Mg, Fe)/Ca.
Olivina Areia/silte - Silício, Oxigênio, 
Alumínio, Mg, Fe. 
 
 8
3. Frações Granulométricas do Solo 
 
 A fase sólida é constituída de agregados que se apresentam, até certo ponto, 
individualizados. Os agregados são formados de partículas unitárias, cimentadas 
entre si por matéria orgânica, óxidos de Fe e Al, sílica etc. As partículas individuais 
são obtidas após a dispersão dos agregados. Limites de tamanho definem as 
partículas como pertencentes a diferentes frações. Esses limites são estabelecidos 
pela classificação de Atterberg ou classificação internacional (Quadro 3). 
Quadro 3. Limites dos tamanhos das partículas dos solos. 
--------------------------------------------- Terra Fina ---------------------------------------------- 
 
Argila 
 
Silte 
Areia 
muito 
fina 
Areia 
 
fina 
Areia 
 
médiaAreia 
 
grossa 
Areia 
muito 
grossa 
 
Cascalh
o 
----------------------------------- -------------- mm -------------------------------------------------- 
0 0,002 0,02 0,05 0,2 0,5 1 2 
3.1. Composição mineralógica das frações granulométricas do solo 
A composição mineralógica das frações granulométricas está relacionada ao 
o grau de intemperismo dos solos. O processo do intemperismo leva à fragmentação 
física e decomposição química do material de origem, dando origem a minerais 
secundários, mais estáveis no ambiente da superfície. 
 A fração areia pode conter minerais primários, originados do material de 
origem do solo, no caso dos solos pouco intemperizados. Com o avanço do 
intemperismo, apenas o quartzo se mantém nesta fração (figura 4). Os minerais de 
menor resistência ao intemperismo, como os feldspatos, piroxênios, olivinas e 
biotita, se decompõem em minerais secundários, formando as frações menores. Na 
fração grosseira podem ser também encontrados nódulos e concreções formados 
pedogeneticamente pela cimentação por óxidos de ferro presentes nas frações mais 
finas. 
A fração silte é composta por fragmentos dos minerais de origem e/ou 
microagregados formados por partículas de argila cimentadas. Nos solos altamente 
intemperizados, predomina a segunda situação, sendo freqüentemente observados 
teores significativos de silte nos resultados analíticos. Isto se deve à forte 
estabilidade dos microagregados, impossibilitando aos procedimentos de dispersão 
na análise textural uma perfeita separação das frações. 
 9
 
Figura 4. Fotomicrografia de secção fina de latossolo, observada em microscópio 
ótico. 
 A fração argila é composta por minerais secundários originados do 
intemperismo dos minerais primários. O processo de formação dos minerais 
primários se dá pelo rompimento da rede cristalina destes e pela remoção dos íons 
pela água que atravessa as fraturas nas rochas. Em condições de intemperismo 
pouco acentuado, quando a remoção de cátions e sílica não é muito drástica, 
formam-se os minerais de argila silicatados do tipo 2:1. O ferro contido nos minerais 
primários vai se precipitar como óxido/hidróxido. O avanço do intemperismo 
proporciona progressiva perda de cátions e sílica, desestabilizando os minerais 2:1 e 
favorecendo a formação das argilas 1:1. 
A transformação de minerais 2:1 em 1:1 também depende das condições 
locais de drenagem e da razão remoção/acumulação dos produtos de 
decomposição, podendo ocorrer reversão desse processo em locais de acúmulo, 
como depressões e áreas mal drenadas. 
No final do intemperismo ocorrem condições favoráveis à transformação das 
argilas 1:1 em hidróxidos de alumínio (gibbsita). Os solos mais intemperizados são 
oxídicos, como alguns Latossolos, nos quais se verifica uma concentração relativa 
dos óxidos de ferro e alumínio, após a remoção dos demais elementos pelo 
intemperismo. Certas condições de intemperismo podem levar os minerais primários 
diretamente ao último estágio de intemperismo, a gibbsita. Isto se verifica em 
Fração areia: 
Solos pouco intemperizados: quartzo e 
fragmentos de materiais de origem (minerais 
primários) 
Solos muito intemperizados: quartzo 
Fração silte: 
Solos pouco intemperizados: fragmentos de 
materiais de origem (minerais primários) 
Solos muito intemperizados: microagregados 
Fração argila: 
Solos pouco intemperizados: argilas 2:1, 
argilas1:1 e óxidos 
Solos muito intemperizados: argilas 1:1 e óxidos 
 10
condições de lixiviação elevadas, como no caso de regiões tropicais úmidas. 
A argila é a fração mais importante do solo. Suas propriedades físicas e 
químicas, como a retenção de umidade, capacidade de troca de cátions e ânions e 
as propriedades como a friabilidade, plasticidade e pegajosidade são derivadas de 
sua natureza coloidal. 
4. Sistema coloidal do solo 
 O solo pode ser considerado como um sistema disperso, pois é constituído de 
mais de uma fase, sendo que a fase sólida está em estado de acentuada subdivisão. 
Há, portanto, um sistema coloidal1/ no solo, constituído de partículas diminutas, de 
tamanho coloidal (inferior a 2 µm), minerais ou orgânicas, ou organo-minerais, como 
fase dispersa na solução (ou no ar) do solo, como meio de dispersão. Nesse sistema 
ocorrem reações químicas, físico-químicas e microbiológicas da maior importância 
no estudo dos solos. Neste tamanho, os materiais adquirem propriedades 
particulares, relacionadas ao aumento relativo da superfície específica e ao pequeno 
tamanho das partículas. 
4.1. Propriedades de um Sistema Coloidal 
 a) Grande Superfície Específica 
 O termo superfície específica refere-se à área pela unidade de peso do 
material considerado (solo como um todo, fração argila apenas, matéria orgânica 
etc.) e é, usualmente, expressa em metros quadrados por grama. 
 Deve-se, esperar grandes variações entre solos quanto às suas superfícies 
específicas. Entre os fatores responsáveis por essas variações, encontram-se: 
 . Textura ou granulometria. 
 . Tipos de minerais de argila. 
 . Teor de matéria orgânica. 
 Em virtude do menor tamanho da fração argila do solo, em relação às outras 
frações, pode-se deduzir que esta fração, de natureza coloidal, contribui em maior 
proporção com o valor da superfície específica do solo. 
 
1/ Nos sistemas coloidais, um ou mais componentes constituindo a fase dispersa (a fase constituída pelas 
partículas) apresentam, pelo menos, uma de suas dimensões entre 1 µm e 1 nm (1 nm = 10-9 m), e 
encontram-se em uma segunda fase, o meio de dispersão (água e ar, o meio pelo qual as partículas se 
distribuem). 
 11
 Quanto ao tipo de mineral de argila presente, sabe-se, por exemplo, que a 
caulinita apresenta superfície específica de 10 a 30 m2/g, os óxidos de Fe de 100 a 
400 m2/g, e a montmorilonita, no outro extremo, de 700 a 800 m2/g, segundo 
citações de Grohmann (1975). É de se esperar, portanto, que solos tropicais, que 
têm nos óxidos e na caulinita os maiores constituintes da fração argila, tenham 
menor superfície específica, em geral, que solos de regiões temperadas, onde há 
predominância de montmorilonita e de outras argilas silicatadas mais ativas (Quadro 
4). 
 Quanto à matéria orgânica presente, embora ocorra na maioria dos solos em 
proporções relativamente pequenas, contribui, significativamente, para o valor da 
superfície específica do solo, devido ao seu alto grau de subdivisão. Um solo com 
maior teor de matéria orgânica deverá ter maior superfície específica que outro com 
menor teor, se outras características, como tipo e quantidade de argila, forem 
mantidas constantes. 
 b) Cargas Elétricas 
 Propriedade muito importante de uma dispersão coloidal é a presença de 
cargas elétricas. As partículas coloidais do solo, as argilas de modo geral, são 
eletronegativas. Embora possam, também, possuir cargas positivas, estas são, 
normalmente, em menor número que as negativas. Em alguns solos, com um grau 
de intemperismo bastante adiantado, pode-se encontrar um maior número de cargas 
positivas do que negativas, entretanto, tal situação não é representativa do 
normalmente observado. 
Quadro 4. Área superficial específica (ASE) e Capacidade de Troca Catiônica (CTC) 
de constituintes da fração argila do solo. 
PARTÍCULA ASE m2g-1 CTC cmolckg-1 
Caulinita 
Óxidos 
Micas 
Vermiculita 
Montmorilonita 
Matéria orgânica 
7 – 30 
- 
40 – 150 
500 – 800 
600 – 800 
800 – 900 
0 – 1 
2 – 4 
10 – 40 
100 – 150 
80 – 150 
200 – 300 
 
 
 
 
 
 
 
 12
 c) Cinética 
 As partículas dispersas em meios líquidos apresentam movimentos (Shaw, 
1975). O movimento browniano é caracterizadopelo movimento brusco, irregular e 
em zigue-zague de partículas individuais no meio de dispersão. Esse movimento 
deve-se à energia cinética das partículas. 
 O movimento de difusão é conseqüência da migração de partículas de uma 
região de maior concentração para outra de menor concentração. 
 Há, também, o movimento ocasionado pela força gravitacional, responsável 
pela sedimentação de partículas. 
5. Composição química, estrutura e origem das cargas em colóides 
do solo 
 Os colóides podem ser divididos quanto à sua origem em inorgânicos e 
orgânicos. No solo, entretanto, ambos estão associados, podendo formar complexos 
organominerais estáveis. Estes complexos podem estar unidos por ligações 
químicas relativamente fortes, protegendo a matéria orgânica e retardando sua 
decomposição. 
 Os colóides inorgânicos se dividem em dois grupos: 
- Argilas silicatadas. 
- Argilas não silicatadas (óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio). 
5.1. Argilas silicatadas 
 As argilas silicatadas do solo são, em sua maioria, minerais secundários 
originados da decomposição de minerais primários. As argilas silicatadas são 
constituídas de duas unidades estruturais básicas. Uma é o tetraedro de sílica, 
formado por ligações de um átomo de Si a 4 átomos de oxigênio. A outra unidade é 
constituída pelo octaedro de alumina, formado por um átomo de Al e seis átomos 
de oxigênio (Figura 5). 
 
 13
 
Figura 5. Tetraedro de silício e octaedro de alumínio. 
Os tetraedros podem ligar-se entre si, formando uma camada contínua, 
seguindo duas direções no espaço, constituindo a estrutura dos filossilicatos. A 
ligação dos octaedros entre si também dá origem a uma camada semelhante à 
anterior. 
O número de camadas de tetraedros para camadas de octaedros, por 
unidade componente de um cristal de argila silicatada, é uma característica básica 
de identificação dos principais grupos de argilas silicatadas (Pinto, 1967; ANDA, 
1975; Moniz, 1975). Sendo estas subdivididas em dois grupos: 2:1 e 1:1. 
5.1.1. Argilas do tipo 2:1. 
 São formadas por unidades básicas constituídas de duas camadas de 
tetraedros de silício separadas por uma de octaedros de alumínio (Figura 6). Estas 
argilas se formam em estágios iniciais do intemperismo, necessitando de um pH 
próximo à neutralidade e abundância de íons como cálcio e magnésio para sua 
estabilidade no meio. Estas argilas podem ser expansivas ou não expansivas. 
As argilas 2:1 são caracterizadas por terem uma grande superfície específica. 
Apresentam predominância de cargas permanentes, derivadas de substituições 
isomórficas ocorridas na estrutura da argila. 
Em virtude de sua disponibilidade de carga, de sua forma e de sua 
capacidade de absorção de água, estas argilas podem conferir grande plasticidade e 
pegajosidade ao solo. Também provocam o aparecimento de fendilhamento (trincas) 
acentuado devido à retração da massa de solo ao secar. 
 
 14
Os principais grupos de argilas 2:1 são: 
a) Montmorilonita: Caracteriza-se por unidades constituídas por um arranjo 
com duas camadas de tetraedros para uma de octaedros, ligadas 
rigidamente pelos átomos de oxigênio comuns às lâminas. São também 
denominadas argilas do tipo 2:1. As unidades são frouxamente ligadas 
entre si por moléculas d'água e cátions presentes na solução, o que 
permite que a distância entre elas seja variável. Como conseqüência, 
cátions e moléculas podem se mover entre essas unidades, o que 
proporciona tanto uma superfície total (a interna mais a externa) como 
uma superfície específica bem maior do que para a caulinita (Figura 3.4). 
Com a hidratação deste material, há aumento da distância entre as 
unidades, o que justifica a classificação desta argila como expansiva. Com 
a desidratação, ocorre o inverso: aquela distância diminui, havendo uma 
contração do material. Solos que apresentam conteúdo significativo de 
argilas expansivas apresentam, geralmente, quando secos, superfície 
trincada, com fendas que contornam diferentes formas geométricas. Com 
a reidratação, tais fendas desaparecem devido à expansão do material. 
Como toda a sua superfície apresenta cargas negativas, este colóide 
possui elevada capacidade de adsorção de cátions. Seus representantes 
mais importantes são a esmectita, a nontronita e beidelita 
 
 
 
Figura 6. Representação esquemática das argilas do grupo da montmorilonita 
(tipo 2:1). 
b) Ilitas: O grupo da ilita, ou mica hidratada, apresenta a mesma organização 
estrutural que a montmorilonita (tipo 2:1), exceto no que diz respeito às 
ligações entre as unidades cristalográficas. A existência de "déficit" de 
carga positiva na camada de tetraedro conduz à existência de excesso de 
cargas negativas que são neutralizadas, geralmente por íons de K, 
 15
fortemente retidos entre duas unidades. Essas ligações diminuem 
intensamente a expansão do material quando sujeito à hidratação. A 
superfície de adsorção catiônica é, conseqüentemente, menor do que a da 
montmorilonita. 
c) Vermiculita: argila silicatada semelhante à montmorilonita, embora não tão 
expansiva como esta, em solos de regiões temperadas, diz sobre sua 
menor resistência ao intemperismo, do que a caulinita, por exemplo, tão 
freqüente em solos de regiões tropicais. A clorita difere das demais 
estudadas por apresentar, além do grupo 2:1 de talco (com unidade 
cristalográfica similar à da montmorilonita, mas com Mg dominando a 
camada de octaedros), uma camada adicional de brucita (Mg(OH)2). A 
superfície específica e a capacidade de troca catiônica são semelhantes 
às da ilita. 
d) Minerais 2:1 com hidroxi entre camadas (VHE, EHE) (2:1:1 ou 2:2): 
Semelhantes às anteriores, porém contendo polímeros de alumínio (ou 
magnésio no caso da clorita) entre suas camadas, que estabilizam sua 
estrutura e impedem sua expansão. São mais resistentes aos 
intemperismo e podem ser encontrados em pequenas quantidades em 
Latossolos. 
5.1.2. Argilas do tipo 1:1 
 Caracteriza-se por um arranjo com uma camada de tetraedros e uma de 
octaedros, ligadas entre si, rigidamente, pelos átomos de oxigênio comuns ás duas 
camadas, constituindo uma unidade cristalográfica. Unidades assim formadas e 
rigidamente ligadas entre si por pontes de hidrogênio constituem o grupo das 
caulinitas (Figura 7 e 8), podendo ser originadas a partir da decomposição das 
argilas 2:1 ou pela perda de uma camada de tetraedros de silício, ou ainda por 
intemperismo direto dos minerais primários. 
 16
 
Figura 7. Estrutura de uma argila 1:1 (caulinita). 
 
Figura 8. Caulinita de depósito. Fonte: COSTA (1988). 
Possuem uma superfície específica menor que as argilas 2:1, uma vez que 
não expandem sua estrutura por adsorção de água. Apresentam baixa CTC e 
predominância de cargas dependentes de pH. Seu tamanho e forma fazem com que 
a expressão de plasticidade e pegajosidade seja muito inferior às argilas 2:1. 
 Estas argilas são denominadas como o grupo da caulinita, tendo também 
como exemplos a haloisita, diquita e nacrita. 
 
5.2. Argilas não silicatadas (óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio) 
 São minerais originados da precipitação dos íons liberados e oxidados após a 
 17
destruição do retículo cristalino dos minerais primários, no caso dos óxidos de ferro, 
ou do intemperismo das argilas ou minerais primários sob condições severas, no 
caso do óxidos de alumínio. Podem ter tamanho e grau de cristalinidade variados, 
podendo ser encontrados como cristais isolados, como recobrimento de agregados e 
partículas, formando cimentantes, ou ainda associados à matéria orgânica. 
 Os principais óxidos de ferro e alumínio encontrados no solo são: 
a) Hematita. Óxido de ferro (α-Fe2O3), responsávelpela cor vermelha dos solos. 
b) Goetita. Oxi-hidróxido de ferro (α-FeOOH), responsável pela coloração 
amarelada dos solos. 
c) Ferridrita. Óxido de ferro de baixa cristalinidade, resultante da precipitação de 
ferro re-oxidado; considerado precursora da hematita. 
d) Gibbsita. Hidróxido de alumínio (Al(OH)3). 
Esses óxidos, de maneira geral, são os principais responsáveis pela adsorção 
aniônica dos solos. O efeito desses óxidos sobre a adsorção de fosfatos em solos 
tem sido intensivamente estudado. 
5.3. Matéria orgânica do solo (ATENÇÃO !!!!!! nem toda MOS é coloidal) 
5.3.1. Aspectos gerais 
 
A fração orgânica corresponde à matéria orgânica do solo (MOS), constituída 
basicamente por carbono (C), hidrogênio (H), oxigênio (O), nitrogênio (N), enxofre 
(S) e fósforo (P). O C compreende cerca de 58 % da MOS, o H cerca de 6 %, o O 
cerca de 33 %, enquanto o N, o S e o P contribuem cerca de 3 %, respectivamente. 
Os teores de C do solo estão diretamente ligados à interação do solo com a 
biosfera. É por meio dos produtos da fotossíntese (6CO2 + 6H2O + energia → 
C6H12O6 + 6O2) que grande parte do C entra no solo. A entrada de C no solo está 
relacionada com o aporte de resíduos da biomassa aérea e radicular das plantas, 
liberação de exsudados radiculares, lavagem de constituintes solúveis da planta pela 
água da chuva, e a transformação desses materiais carbonados pelos 
macrorganismos e microrganismos do solo. Todos esses processos fazem parte da 
biosfera. No Quadro 1 são apresentados os teores de C na vegetação e no solo em 
diferentes biomas terrestres. 
 
 18
Quadro 1. Estoques de carbono em ecossistemas terrestres 
Bioma Área Densidade de C (Mg/ha) Estoque (Pg) Tempo de 
Ciclagem 
 Mha-1 Vegetação Solo Vegetação Solo Anos 
Tundra 927 9 105 8 97 2080
Boreal/Taiga 1372 64 343 88 471 16
Temperada 1038 57 96 59 100 -
Tropical 1755 121 123 212 216 6
Solos 
Inundados 
280 20 723 6 202 -
Total 5672 Média 54 Média 189 373 1086 
Fonte: dados compilados por Lal, 2005; Bolin, 1983. 
 
No ambiente de tundra, caracterizado por temperaturas baixas, e até 
negativas, a relação C vegetação/C solo é extremamente pequena (0,08) quando 
comparada com o ecossistema tropical (1,0), caracterizado por temperaturas 
elevadas, próximo dos 35-40 oC. Esses números ilustram a dinâmica mais rápida do 
C em ecossistemas tropicais e apontam para a fragilidade desses, em caso de 
alterações em sua cobertura vegetal, visto que a produtividade do sistema é muito 
dependente das taxas de ciclagem do C. Em termos globais, o C está armazenado 
nos compartimentos: oceânico (38.000 Pg); geológico, principalmente petróleo, gás 
natural e carvão mineral (5.000 Pg); biosfera, solo (2.500 Pg) + biota terrestre (560 
Pg); e atmosférico (760 Pg) (Lal, 2004). 
O solo é o maior reservatório de C do ecossistema terrestre. Essa 
acumulação é possível em grande parte em solos minerais devido ao fato desse C 
estar associado a formas estáveis da MOS. As transformações por que passa o C 
do solo compreendem essencialmente a fase de fixação do C-CO2 e a fase de 
regeneração. A fixação do C-CO2 é efetuada pelos organismos fotossintéticos, 
finalizando-se na síntese de compostos hidrocarbonados de complexidade variável 
(amidos, hemiceluloses, celuloses, ligninas, proteínas e outros). Estes compostos 
retornam ao solo com os resíduos vegetais, e são utilizados pelos organismos que 
regeneram o C-CO2 durante as reações de oxidação respiratória, utilizando a 
energia que lhe é indispensável para a manutenção e crescimento. 
 19
A diversidade de materiais orgânicos que entram no solo, do ambiente, das 
rotas de decomposição/mineralização e humificação, e das interações dos 
compostos orgânicos com a fração mineral, resultam na formação de uma MOS 
heterogênea. Devido essa complexidade, para facilitar seu estudo e melhor 
compreender sua dinâmica a MOS pode ser divida em diferentes compartimentos 
que se distinguem entre si quanto a função, a natureza, a reatividade, distribuição 
espacial, biodisponibilidade, entre outros aspectos (Stevenson, 1994). Uma divisão 
mais geral pode ser feita separando-a em dois componentes: matéria orgânica viva 
e morta. 
Assim, o conceito de matéria orgânica do solo incorpora vida e dinamismo. 
Diante disso, a tendência é que os estudos tornem-se cada vez mais refinados, e 
passem a se basear também na quantificação e do C nos diferentes compartimentos 
da MOS, indo além de um componente químico do solo que constantemente é 
relacionado com o teor de C orgânico total determinado nos laboratórios de 
fertilidade do solo. 
 
5.3.2. Compartimentos da matéria orgânica do solo (MOS) 
Num sentido bem amplo a MOS pode ser entendida como a fração que 
compreende todos os organismos vivos e todos os restos de organismos vivos que 
se encontram no solo nos mais variados graus de decomposição. Em algumas 
situações (Stevenson, 1994) até mesmo os resíduos vegetais presentes na 
superfície do solo são tidos como componentes da MOS. 
 
5.3.2.1. Matéria orgânica (MO) viva 
Corresponde a MO associada ás células de organismos vivos que se 
encontra temporariamente imobilizado, mas que apresenta potencial de 
mineralização. A MO viva raramente ultrapassa o teor de 4% do C orgânico total do 
solo (COT) e pode ser subdividida em três compartimentos: raízes (5-10%), fauna do 
solo (15-30%), e microrganismos (60-80 %). 
As raízes atuam como fonte de MOS uma vez que as espécies vegetais 
imobilizam temporariamente C em sua biomassa radicular, durante o seu ciclo de 
vida, retornando-os ao solo por ocasião da sua senescência. Contribuem ainda com 
 20
a exsudação de uma série de compostos orgânicos, os quais vão constituir em parte 
o compartimento da MOS morta (substâncias não húmicas). Em torno de 30-60 % do 
C fixado fotossinteticamente por plantas anualmente é liberado para as raízes, dos 
quais cerca de 70% pode ser liberado na rizosfera (Neumann & Romheld, 2001). 
Estimativas indicam que em culturas anuais tal como o milho a contribuição do 
sistema radicular para a MOS é maior que aquela da parte aérea (Almaras et al., 
2004). 
As funções de destaque da fauna do solo na transformação dos compostos 
orgânicos são: redução do tamanho do material orgânico; separação dos 
componentes do material orgânico; mistura dos componentes orgânicos e 
inorgânicos; formação e manutenção dos poros do solo; regulação e dispersão da 
microflora no solo. A ação de misturar e deslocar o material orgânico e mineral do 
solo da superfície e do subsolo pela fauna é fundamental na dispersão de nutrientes 
ao longo do perfil de solo. Alguns organismos (ex: térmitas e anelídeos) tem grande 
capacidade de concentrar nutrientes nos ninhos. A comparação entre as 
características químicas de excrementos de minhoca e amostras de um Latossolo 
Vermelho escuro-álico sob cultivo de E. grandis (Quadro 2), permitiu observar que 
houve uma diminuição no pH, na saturação por Al e, incrementos dos cátions 
trocáveis (Ca, Mg), dos teores disponíveis de K e P, CTC e COT. De modo que se 
pode inferir sobre a grande capacidade atividade das minhocas possuem em alterar 
a ciclagem da MOS e dos nutrientes no solo, em razão da composição de seus 
excrementos (Quadros et al., 2000). 
Quadro 2. Características químicas dos excrementos de minhoca e do solo 
(Quadros et al., 2000). 
 
Amostras pH Al Ca Mg Na K CTC P C m 
 CaCl ……………mmolc kg-1………………. mg kg-1 g kg-1 % 
Excremento 3,4 20,5 12,5 10 0,6 1,8 45,4 19 33,1 45
0-5 (cm) 4,1 7,5 1 1 0,2 0,6 10,3 17 11,7 73
5-10 (cm) 4,1 6,0 0,5 2 0,1 0,4 9 6 13,2 67
10-20 (cm) 4,2 6,5 0,5 1 0,1 0,4 8,4 3 12,4 77
20-30 (cm) 4,2 5,5 0,5 1,5 0,1 0,3 7,9 3 8,6 70
 
A redução do tamanhodos componentes orgânicos leva ao aumento da 
superfície de contato, favorecendo a ação microbiana no processo de 
 21
decomposição/mineralização do material aportado ao solo e na transformação da 
MOS e, conseqüentemente, na formação das substâncias húmicas. 
A biomassa microbiana (BM), representada pelos microrganismos do solo, é a 
principal constituinte da MOS viva. Cerca de 1-3 % do COT em solos tropicais estão 
associados a BM. Atua como agente decompositor e como reserva lábil de C e 
nutrientes, e no fluxo de energia no solo, com uma tendência de a BM ser maior em 
camadas mais superficiais pela maior disponibilidade de MO, água e outros 
nutrientes (Catellazi et al., 2004). Os microrganismos, objetivando a obtenção de 
nutrientes e energia, têm ação predominante nos processos de oxidação, redução, e 
complexação de compostos orgânicos e minerais do solo. A contribuição da biota do 
solo na ciclagem de nutrientes, imobilizados em sua biomassa, pode ser predita 
através das proporções em relação as formas totais desses nutrientes. A 
percentagem de contribuição do N-BM e P-BM em relação ao total de N e P total, 
variou de 0,93 a 1,8% e de 4,8 a 7,6, respectivamente em solos de ecossistemas 
florestais (Devi & Yadava, 2006). O S-BM representa de 1-3 % do S org (Moreira & 
Siqueira, 2002). Assim como a relação C:N, as relações C:P, C:S e P:S da BM 
podem ser utilizadas para indicar como essa afeta a disponibilidade de P e S no 
solo. As relações mais estreitas resultam em uma maior mineralização desses 
nutrientes, enquanto relações mais largas levam a imobilização dos mesmos. He et 
al. (1997) obtiveram relações C:P, C:S, e P:S que variaram de 9-276:19, 50-149:1 e 
0,3-14:1, respectivamente, com a estação do ano e adubação. 
O C-BM representa um dos compartimentos da MOS com menor tempo de 
ciclagem, o que o torna sensível à mudança de sua qualidade, sendo proposto como 
um indicador das mudanças da MOS (Tótola & Chaer, 2002). A BM responde 
rapidamente as práticas que levam ao decréscimo da MOS. Esse fato foi observado 
por Matsuoka et al. (2003) em um Latossolo vermelho amarelo sob cultura perene 
(videira) e anual (soja). Esses sistemas, uma vez comparados à área de Cerradão 
apresentaram uma redução média no C-BM de 70 %, enquanto a redução dos 
teores totais de MOS foram de no máximo 47 % em relação ao Cerradão. 
A influência da BM na disponibilidade de P foi avaliada em um Latossolo 
Vermelho-Amarelo sob diferenciados sistemas de manejo (SPD, PC) e plantas de 
cobertura. No SPD com 2 anos de implantação P-BM foi em média 11,4 µg g-1, 
significativamente superior ao P-BM no PC, o qual foi em média de 8,3 µg g-1. No 
SPD com 6 anos de implantação houve efeito da cultura de cobertura, o cultivo de 
nabo forrageiro em comparação ao milheto resultou em redução no P-BM (Carneiro 
 22
et al.,2004). Uma vez que a MOS constitui-se na fonte energética dos organismos, 
além da quantidade, comumente alterada pelas práticas de manejo, a qualidade do 
material orgânico adicionado, influenciada pelas diversas espécies que compõem o 
sistema, terá uma forte influência na no tamanho da população e na atividade dos 
organismos do solo. 
 
5.3.2.2 Matéria orgânica morta 
A MO morta contribui, em média, com 98% do COT, podendo ser subdividida 
em matéria macrorgânica (3-20%) e húmus. O húmus é um compartimento que 
consiste de substâncias húmicas (SH), 70% e não-húmicas (SNH), 30%. Um outro 
compartimento que tem recebido mais atenção apenas mais recentemente é aquele 
composto por carvão, originado da queima (natural ou antrópica) de resíduos 
vegetais. 
A matéria macrorgânica, ou matéria orgânica leve ou particulada, dependendo 
do método de fracionamento, geralmente é a fração da MO morta que se encontra 
em menor proporção, contribuindo com cerca de 3-20 % do COT e trata-se de uma 
MOS não complexada, composta principalmente por restos vegetais em vários 
estádios de alteração. Seu conteúdo está principalmente ligado ao aporte orgânico, 
pelo aumento e manutenção dos resíduos orgânicos. Logo o tipo de solo, a 
vegetação, o clima e as práticas de manejo adotadas, irão afetar a magnitude desse 
compartimento. A MOS leve pode ser dividida em MO leve livre (interagregados) e 
leve oclusa (intragregado). A MOS leve livre é quimicamente parecida com os restos 
vegetais (ex: serapilheira) e tem, em geral, uma taxa de decomposição muito alta, 
enquanto a MOS oclusa apresenta um grau mais avançado de decomposição 
(Roscoe et al., 2004) e uma ciclagem mais lenta, podendo conter ainda resíduos do 
metabolismo microbiano (Golchin et al., 1997). 
A MOS leve é caracterizada, em razão da sua composição química, pela sua 
alta disponibilidade aos microrganismos do solo e pela sensibilidade as alterações 
do meio, como foi verificado por Roscoe & Buurman (2003) um forte decréscimo na 
fração leve da MOS livre após a conversão do Cerrado em área cultivada. De fato, 
observar-se que sob condições de vegetação natural, encontram-se maiores valores 
de C e N associados à MOS leve, cerca de 18 % de C e 12 % de N quando 
 23
comparados à sistemas cultivados, os quais apresentam valores inferiores, de 4-5 % 
de C e 2-3 % de N (Roscoe & Buurman, 2003). 
O processo de oclusão da MO nas típicas estruturas de latossolos (granular 
forte muito pequena) leva à uma intensa transformação dessa fração, preservando-a 
seletivamente. Entretanto tem-se constatado uma pequena capacidade de oclusão 
da MO em solos com alto teor de óxidos, os teores nessa fração para latossolos 
brasileiros foi de 1-2 de C e N % (Roscoe et al., 2004). 
Essas frações podem ser determinadas por meio de fracionamento físico por 
diferença de densidade. O uso desse fracionamento permite separar frações 
orgânicas cuja composição e localização física no solo são diferenciadas. Com o uso 
do método densimétrico, são separados os restos vegetais parcialmente 
decompostos e de baixa densidade dos compostos orgânicos mais resistentes à 
decomposição, sendo utilizadas, para isso, soluções de sais orgânicos e inorgânicos 
com densidades compreendidas na faixa de 1,6 a 2,0 g cm-3 (Christensen, 1996) O 
iodeto de sódio e o politungstato de sódio são algumas das substâncias utilizadas 
mais freqüentemente com esse propósito. Tendo em vista que essas frações da 
MOS possuem densidade menor que 1,6 g cm-3, por meio da utilização dessas 
soluções promove-se a flotação do material mais leve, conforme pode ser observado 
na Figura 1. Na MOS que fica associada ao material sedimentado (frações areia, 
silte e argila), comumente denominada de fração pesada, está associada a maior 
parte do húmus do solo. A MOS associada às frações pesada (areia, silte, argila) 
geralmente correspondem a mais de 80% do COT e do NT. 
 
Figura 1. Esquema de separação da MO leve por flotação. 
O húmus é o compartimento que inclui SH e SNH. Esses dois grupos de 
compostos encontram-se fortemente associados no ambiente edáfico e não são 
totalmente separados um dos outros pelos processos tradicionais de fracionamento, 
sendo difícil definir seus limites. As SNH podem chegar a contribuir com 10 à 15 % 
do COT dos solos minerais. São grupos de compostos orgânicos muito bem 
MO LEVE 
MO 
PESADA 
 24
definidos como carboidratos, lignina, lipídios, ácidos orgânicos, polifenóis, ácidos 
nucléicos, pigmentos e proteínas. Esses compostos são provenientes da ação e 
transformação da MO viva sobre o material orgânico que é aportado ao solo, ou 
ainda adicionado via exsudação das raízes. Os mono e dissacarídeos são 
dificilmente encontrados no solo, são rapidamente oxidados e transformados em 
outros compostos (principalmente substâncias húmicas) pela microflorado solo. As 
proteínas, os polifenóis solúveis e os núcleos polifenólicos da lignina são grandes 
fontes de N e C na forma aromática, respectivamente, para a síntese de substâncias 
húmicas. A lignina, por exemplo, é considerada uma das principais precursora das 
SH nas rotas de humificação e a sua degradação é realizada em sua maioria por um 
grupo específico de organismos, os fungos de podridão branca (Sylvia et al., 2005).A 
composição do compartimento das SNH é influenciada pela proporção dos 
componentes químicos das plantas. A composição química das plantas varia com 
sua natureza e idade, podendo também ser influenciada pelo tipo de solo e, até 
adubação. 
As SH contribuem com cerca de 85 à 90 % do COT dos solos minerais. São 
constituídas de macromoléculas humificadas amorfas, com variação de cor de 
amarelo a castanho. Esse compartimento é o principal componente da MOS, 
consistindo a grande reserva orgânica do solo. Sendo assim, muitos autores se 
referem à MOS como húmus e grande parte da pesquisa com MOS está voltada 
para o estudo dessas frações. Essas substâncias são formadas por reações 
secundárias de síntese, e têm propriedades distintas dos biopolímeros de 
organismos vivos, incluindo a lignina das plantas superiores. Não existe atualmente 
um método de extração ideal para as substâncias húmicas. Esse método ideal 
deveria: possibilitar o isolamento do material orgânico na forma não alterada; 
permitir a extração dos compostos orgânicos sem contaminação com contaminantes 
inorgânicos, tais como argilas e cátions, levar a extração completa, garantindo assim 
a representatividade do material extraído em relação a todas as demais frações de 
diferentes tamanhos, e, finalmente, ser universalmente aplicável a todos os solos. 
Percebe-se assim, que certamente não existe um esquema ideal de extração, 
purificação e fracionamento das substâncias húmicas. A escolha de um ou outro 
método deve, preferencialmente, estar calcada nos objetivos do estudo. Deve-se 
ressaltar que devido à complexidade e gama de estruturas apresentadas pelas 
substâncias húmicas, o seu fracionamento atualmente é puramente operacional e 
 25
baseia-se na sua solubilidade em diferentes soluções. Assim, as SH podem ser 
operacionalmente subdivididas em: fração ácidos fúlvicos-AF (solúvel em álcali e 
solúvel em ácido), fração ácidos húmicos-AH (solúvel em álcali e insolúvel em ácido) 
e fração huminas-HU (insolúvel em álcali e ácido) (Figura 2). O aspecto puramente 
operacional desse esquema de fracionamento não garante que cada fração seja 
composta por compostos orgânicos com composição e estruturas semelhantes. 
Dentre os vários extratores empregados na extração e fracionamento das SH, 
o mais comumente têm sido empregada uma solução diluída de NaOH (0,1 ou 0,5 
mol L-1 NaOH) a solução mais diluída embora tenha menor poder de extração é 
preferida pela menor probabilidade de alterar a composição/estrutura das SH. 
Também têm se tentado utilizar uma mistura de reagentes, tais como 0,1 mol L-1 
NaOH e 0,1 mol L-1 Na4P2O7 em solução ou reagentes mais brandos, tais como 
Na4P2O7 a pH neutro. Independente do extrator, são necessárias extrações 
sucessivas para se obter o máximo de MO humificada. Entretanto um número 
diferente de extrações sucessivas pode levar a recuperação de frações com 
características bastante distintas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2. Esquema de fracionamento químico baseado na solubilidade diferencial 
das frações húmicas em ambiente alcalino ou ácido (Dias, 2006, 
comunicação pessoal). 
 
Precipitado de 
coloração escura: 
Ácido húmico (AH) 
Solúvel de 
coloração amarela: 
Ácido fúlvico (AF) 
Alcalinização 
 26
Devemos considerar que o uso de soluções alcalinas para extração de 
substâncias húmicas do solo tem sido muito criticado. As principais críticas ao uso 
das soluções alcalinas são: a) se o material que é extraído da MOS realmente 
representa a composição do material que não é extraído e de toda a fração orgânica 
do solo; b) a dificuldade em relacionar a função biológica do C org do solo com o 
material orgânico extraído; c) as diferenças químicas encontradas entre as 
moléculas orgânicas extraídas em relação aos mesmos materiais que estão retido 
no solo (por exemplo, conformação, capacidade de complexação de cátions, 
hidrofobicidade, etc.); d) criação de artefatos durante o processo de extração. 
Detalhes sobre os procedimentos de extração de substâncias húmicas são 
fornecidos pela Sociedade Internacional de Substancias Húmicas (IHSS, 2005). 
A composição das SH é extremamente variada, desde polímeros de peso 
molecular relativamente baixo, em torno de 1.000 daltons, até substâncias 
complexas de peso molecular de algumas centenas de milhares. A grande variação 
no grau de polimerização e no número de cadeias laterais e radicais que podem ser 
encontrados nas SH faz com que não existam duas moléculas húmicas idênticas. 
Considerando que as SH constituem o compartimento da MOS de maior reatividade, 
elas encontram-se envolvida na maioria das reações químicas no solo. Por 
apresentar complexidade química, essas substâncias não são facilmente atacadas 
pelos microrganismos do solo, decompondo-se lentamente e acumulando-se na 
natureza como MOS (Meurer, 2000). 
Comumente discuti-se na literatura aspectos relacionados ao carbono lábil 
(CL) e carbono solúvel (COS). Essas formas de C podem englobar constituintes 
orgânicos de diferentes compartimentos. Formas de CL podem incluir desde a MO 
macrorgânica, C-BM, o próprio COS, as SNH em formas que não estão 
estabilizadas. Enfim, o C lábil corresponde as formas que seriam de fácil 
mineralização pela biota do solo e pode ser determinado seguindo-se várias 
metodologias (Lefroy et al.,1993; Blair et al., 1995; Shang & Tiessen, 1997; Chan et 
al., 2001). 
 O COS por definição operacional, consiste na fração menor que 0,45 µm, 
solúvel em água, e é uma forma de CL. Pode ser oriundo da decomposição de 
resíduos orgânicos, litter (Don & Kalbitz, 2005), resíduos culturais (Ciotta, et al., 
2004; Ellerbrock & Kaiser, 2005) de origem microbiana, exsudados de raiz (Lu et al., 
2003; Souza & Melo, 2003). O COS é constituído por ácidos orgânicos de baixo 
 27
peso molecular, incluindo-se os ácidos fúlvicos, ácidos graxos, ésteres, 
polissacrídeos e materiais proteináceos (Stevenson, 1994). 
 O C-carvão é originado do processo da queima incompleta da biomassa. E se 
considerarmos o fato do fogo fazer parte de alguns dos nossos ecossistemas, como 
por exemplo nos solos do Cerrado, Terra Preta (solos da amazônia), a perspectiva é 
que haja uma grande contribuição dessa fração para a MOS em nossos solos. 
Constituindo-se em um importante reservatório de C no solo, em virtude do longo 
tempo de residência no solo, com capacidade de armazenar água e cátions, ou seja, 
não são inertes no ambientes. Interferindo grandemente na dinâmica da MOS, 
assumindo um papel importante na predeterminação de muitas propriedades físicas 
e químicas da MOS observada nos solos tropicais, bem como nos caminhos e taxas 
de ciclagem do C (Skjemstad & Graetz, 2003). Em solos de Terra Preta na região 
amazônica a contribuição do C-carvão para o COT cerca de 20% (Glaser et al., 
2001). Nesses solos de Terra Preta a contribuição do C-carvão em relação às 
frações leve e pesada da MOS, diminuiu com o aumento da densidade das frações, 
75,2 % do C-FL era C-carvão, enquanto na fração de densidade intermediária, o C-
carvão representou 52,4 %, e na fração pesada valores acima de 19,3 % (Glaser et 
al., 2000). Contribuições acima de 45 % do COT foram constatadas para solos da 
Alemanha com propriedades de solos chernozemicos (Schmidtet al., 1999), solos 
com uso agrícola do EUA essa contribuição variou de 10-35 % do COT (Skjemstad 
et al., 2002). 
 O carvão tem estrutura altamente condensada, aromática e resistente à 
oxidação química e biológica. Apesar disso, mesmo com uma considerável taxa 
anual de formação o C-carvão não é a forma predominante de COT, o que é um 
indicativo de que não se trata de um material completamente inerte (Skjemstad). 
 
 
5.3.3. Rotas de formação e características das substâncias húmicas 
As substâncias húmicas (SH) são formadas a partir do processo denominado 
humificação, para o qual diferentes rotas têm sido propostas (Figura 3). Em seguida 
são descritas brevemente quatro possíveis rotas de formação das SH. 
Rota 1 - Trata-se de teoria pioneira em que se propunha que as SH eram 
exclusivamente produtos residuais da degradação da lignina. Acreditava-se que a 
lignina seria incompletamente degradada pelos microrganismos, passando então a 
 28
fazer parte do húmus do solo. A lignina sofreria modificações com a perda de grupos 
-OCH3 e formação de o-hidroxifenóis, além de passar pela oxidação de cadeias 
alifáticas para a formação dos grupos COOH. Pelo fato de as SH serem 
consideradas polímeros, o produto inicial formado por meio dessa rota de 
humificação seria a humina (HU), que após oxidações e fragmentações daria origem 
inicialmente aos ácidos húmicos (AH), que por sua vez seriam submetidos a 
fragmentações adicionais e oxidação de cadeias laterais para dar origem aos ácidos 
fúlvicos (AF). Portanto, conforme essa teoria polímeros mais complexos e 
condensados, e de maior tamanho, são os primeiros componentes da rota de 
humificação. Como será visto posteriormente, essa fração HU difere daquela 
formadas via demais rotas por ser considerada uma fração herdada, contrastando 
com as demais que são consideradas HU de síntese. 
Rota 2 - Nesta teoria de formação considera-se que a lignina também é uma 
precursora das SH. Porém, neste caso considera-se que a lignina é degradada pelos 
microrganismos, liberando ácidos e aldeídos fenólicos, os quais são convertidos em 
quinonas por meio de ação enzimática. Estas quinonas se polimerizam na presença 
ou ausência de compostos amínicos, dando origem às macromoléculas húmicas. 
Rota 3 - É semelhante à rota anterior, mas considera-se que os polifenóis são 
sintetizados a partir de fontes que não contenham lignina, como a celulose, por 
exemplo. Alguns poucos gêneros de fungos do solo são capazes de utilizar 
carboidratos simples em seu metabolismo e produzir substâncias de natureza 
aromática. Stevenson (1994), sumarizando alguns resultados ressalta o fato de que 
fungos do grupo imperfeito degradam a celulose e outros constituintes orgânicos 
além da lignina e nesse processo, os fungos sintetizam macromoléculas de fenóis 
de coloração escura. 
Rota 4 - De acordo com esta rota as SH são formadas a partir da redução de 
açúcares e aminoácidos, resíduos do metabolismo microbiano, que passam por 
polimerização não enzimática (reação de Maillard) formando polímeros 
nitrogenados. 
 
 29
Rota Degradativa
Transformação microbiana 
Produtos da biodegradação
Au
m
en
to
 d
a 
bi
od
eg
ra
da
çã
o 
e 
ox
id
aç
ão
 d
os
 b
io
pi
lim
er
os
Rotas de Polimerização
A
um
enta a condensação
Polifenois
Biopolimeros recalcitrantes: 
Lignina cutina, suberina, 
melanina
Humina parcialmente 
modificada 
Ácido húmico
Ácido fúlvico
Resíduos de plantas e microbianos 
Açucares
Produtos da 
degradação da lignina
Quinonas Quinonas 
Compostos nitrogenados Ácido fúlvico
Ácido húmico
Humina
CO2, H2O, 
NH4+, etc
1
2
3
4
Rota Degradativa
Transformação microbiana 
Produtos da biodegradação
Au
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Rotas de Polimerização
A
um
enta a condensação
Polifenois
Biopolimeros recalcitrantes: 
Lignina cutina, suberina, 
melanina
Humina parcialmente 
modificada 
Ácido húmico
Ácido fúlvico
Resíduos de plantas e microbianos 
Açucares
Produtos da 
degradação da lignina
Quinonas Quinonas 
Compostos nitrogenados Ácido fúlvico
Ácido húmico
Humina
CO2, H2O, 
NH4+, etc
1
2
3
4
 
 
Figura 3. Rotas de formação de substâncias húmicas. Fonte: adaptado de Hedges, 
1988; Hatcher & Spiker, 1988; Stevenson, 1994. 
 
As rotas que envolvem a síntese de SH a partir da condensação de polifenóis 
e compostos aminados são as mais aceitas atualmente. No entanto, é importante 
ser ressaltado que a ocorrência de uma rota de humificação não exclui a ocorrência 
de qualquer uma das outras. Todas podem estar ocorrendo ao mesmo tempo, ou 
uma pode estar predominando sobre a outra, dependendo principalmente do tipo de 
substrato e condições ambientais. Independente da rota predominante, a 
humificação é um processo onde ocorre a estabilização do C anteriormente 
encontrado em formas mais lábeis, contribuindo para fixar o COT. Obviamente, nos 
solos ocorrem concomitantemente os processos de degradação de compostos 
orgânicos mais complexos em componentes mais simples (ex: quebra de proteínas 
com liberação de aminoácidos) e processos de humificação onde geralmente ocorre 
a síntese de compostos mais complexos a partir de substâncias relativamente mais 
simples. Outra característica importante a ser salientada é que durante o processo 
de humificação, como pode ser observado no esquema apresentado anteriormente 
(Figura 3), compostos orgânicos nitrogenados (aminoácidos, amino-açúcares) 
podem ser incorporados às SH em todas as rotas. Do mesmo modo formas 
inorgânicas de N podem ser incorporadas, particularmente o NH4+ e o NO2-. Dessa 
forma, atualmente, a incorporação de N na estrutura das SH vêm sendo objetivo de 
vários estudos em razão do possível favorecimento do N na estabilização do C em 
componentes mais humificados e estáveis do solo. 
 
 30
 
5.3.3.1. Características químicas e estruturais das substâncias húmicas 
As SH são quimicamente muito parecidas, mas as frações podem ser 
diferenciadas uma das outras pela cor, massa molecular, presença de grupos 
funcionais, grau de polimerização, e composição elementar - teores de C, O, H, N e 
S (Stevenson, 1994). Em relação a essa última propriedade das SH, existe uma 
tendência geral de os ácidos húmicos (AH) apresentarem maior teor de C, menos O, 
e teor similar de H em relação aos ácidos fúlvicos (AF). De fato, isso pode ser 
exemplificado com os dados obtidos para um Argissolo Amarelo, apresentados no 
Quadro 3. 
 
Quadro 3. Composição elementar, relações atômicas de ácidos húmicos e fúlvicos. 
Fonte: Canellas & Façanha (2004) 
 
A partir da composição elementar, podem ser obtidas relações utilizadas na 
diferenciação do grau de humificação dessas frações. Valores de maior magnitude 
para a relação O/C podem refletir maior teor de grupamentos carboxílicos e 
carboidratos, bem como ao contrário, menor relação O/C sugere um incremento da 
condensação da MOS. Ussiri & Johnson (2003) constataram na fração AH menor 
teor de O, menor relação O/C e menor concentração de grupamentos carboxílicos 
em relação aos AF. Ao compararmos a relação O/C obtida por Canellas & Façanha 
(2004), os AH apresentaram um valor médio (1,93) menor que os AF (3,32). O 
decréscimo na relação O/C com a profundidade é sugerido pelos autores, como 
sendo resultante de uma MOS mais humificada na camada superficial, onde se tem, 
geralmente, maior intensidade dos processos biológicos. E como foi visto 
Prof C H N O H/C O/C 
---m--- -----------------------g/kg----------------------AH AF AH AF AH AF AH AF AH AF AH AF 
0-0,05 32 21 30 32 1,2 1,4 37 45 0,9 1,5 1,1 2,1 
0,05-0,1 24 18 33 31 0,6 1,2 42 49 1,4 1,7 1,7 2,6 
0,1-0,2 22 14 30 28 1 0,9 47 57 1,4 1,9 2,1 3,9 
0,2-0,4 19 13 26 27 0,8 0,8 53 60 1,4 2,1 2,7 4,6 
 31
anteriormente, as rotas de humificação são intermediadas via ação microbiana, por 
meio de processos degradativos, de síntese e ressíntense, imprescindíveis à 
transformação da MOS e conseqüentemente da humificação. A relação H/C mais 
alta indica maior alifaticidade, menor proporção de anéis aromáticos. E o incremento 
dessa relação reflete o aumento da alifaticidade da MOS em profundidade (Canellas 
& Façanha, 2004) de que a MOS na camada superficial seria mais humificada. 
Quanto ao teor de N nas SH, é esperada a seguinte ordem: AF<AH<HU. Ussiri & 
Johnson (2003) constataram aumento na concentração de N nos AH e redução da 
relação C:N em comparação aos AF. A relação C:N variou de 27,3 a 57,2 e de 18,3 
a 26,2 para AF e AH, respectivamente. O estreitamento da relação C:N com o 
avanço do grau de humificação é observado com a crescente perda de CO2 
 
Figura 4. Esquema de decomposição/humificação da matéria orgânica do solo. 
Os principais grupamentos funcionais das SH são: carboxílicos (COOH), 
alcoólico (-OH), fenólico (-OH), carbonil (C=O), quinona (anel C=O), metoxil (OCH3), 
e amínico (-NH2). 
 
 
Figura 5. Grupamentos funcionais da MOS 
Os grupamentos funcionais são determinados tomando-se como base as 
propriedades acídicas das SH. A chamada acidez total dos grupamentos funcionais 
das SH pode ser calculada por meio do somatório dos grupamentos carboxílicos e 
fenólicos. Deve-se considerar que as cargas negativas superficiais são dependentes 
de pH. 
 32
Com a elevação do pH ocorre incremento significativo das cargas superficiais 
das SH. Em AH e AF extraídos de um solo orgânico os incrementos foram 
verificados na faixa de pH 4-6 (Figura 6). Constatando-se maior contribuição dos AF, 
que de AH, na geração de cargas. Esse comportamento deve-se à menor constante 
de dissociação e abundância dos grupamentos carboxílicos. O valor de log K1 
(referente aos grupamentos carboxílicos) foi, em média para dois horizontes, 4,3, 
para os AF e para 5,23, para AH, resultando em uma diferença de aproximadamente 
uma unidade, conferindo aos AF maior tendência de ionização. O log K2 (referente 
aos grupamentos fenólicos) foi em média 8,7 para ambos, AH e AF, e a relação 
entre grupos carboxílicos de HA: FA foi de, aproximadamente, 4:6 (Gondar et al., 
2005), o que reforça a premissa de que a diferença nas cargas geradas pelos AF e 
AH, está principalmente relacionada com a presença de grupamentos carboxílicos. 
Entre pH 3 e 6,5 ocorre aumento linear nas cargas superficiais, representando a 
dissociação dos grupamentos R-COOH. Após este ponto, o gradiente reduz devido à 
redução do poder tampão do ácido, representando a dissociação de grupamentos 
fenólicos. Dessa forma, como grande parte dos R-COOH dissocia-se para ânion 
carboxilato nos valores de pH encontrados na maioria dos solos ácidos, são esses 
grupamentos que têm grande influência sobre a CTC dos solos. 
 
Figura 6. Curvas de cargas em função do pH, em AH e AF extraídos de um solo 
orgânico. 
Os grupamentos fenólicos também têm participação, uma vez que 
substituições dos componentes dos anéis benzênicos podem reduzir os valores de 
pKa dos grupamentos fenólicos, permitindo que eles dissociem em valores de pH 
mais baixos. Entretanto, grande parte deles não está dissociada quando o pH esta 
abaixo de 9. Os AF possuem maior número de prótons dissociáveis por unidade de 
massa do que os AH devido à maior quantidade de grupamentos R-COOH e maior 
acidez total (Quadro 4). 
 33
 
Quadro 4. Acidez dos grupamentos COOH e fenólicos de AH e AF e fúlvicos de 
Latossolos. 
Ácidos Húmicos Ácidos Fúlvicos 
Solo 
 
Horizonte Acidez 
Total 
COOH Fenólicos Acidez 
Total 
COOH Fenólicos
 ------------------------------ cmolc kg-1 ---------------------------------------
------ 
 A1 671 360 311 1064 782 282 
LV A3 688 368 320 1117 819 298 
 B1 694 371 323 1139 836 303 
 B2 882 473 409 1127 827 300 
DMS(0,05) - 201 92 82 63 44 35 
 A1 654 351 303 1083 794 289 
 A3 718 386 332 1066 780 286 
LE B1 762 411 351 1005 736 269 
 B21 836 449 386 973 715 258 
 B22 914 489 425 1080 794 286 
DMS(0,05) - 240 127 107 97 60 29 
GH - 878 471 407 872 635 237 
LV = Latossolo Vermelho-Amarelo; LE = Latosso Vermelho-Escuro; GH = Glei 
Húmico; 
DMS = diferença mínimo significativa. Fonte: Mendonça e Rowell (1996). 
 
Em média os grupamentos carboxílicos corresponderam a cerca de 73 % da 
acidez total nos AF enquanto nos AH, correspondem à apenas cerca de 54 % da 
acidez total. A acidez total foi em média 733 cmolc kg-1 para AH, inferior àquela 
observada para AF, em média 1111 cmolc kg-1. 
Contudo, ambas as frações, AH e AF, possuem mais cargas do que a 
capacidade de troca típica de uma argila 2:1 (< 2 molc kg-1). Visto que grande parte 
dos grupamentos acídicos das SH se dissociam entre pH 5 e 7, espera-se que elas 
tenham carga líquida negativa nos solos. Na realidade, esses compostos possuem 
caráter anfótero, possuindo além das cargas negativas, cargas positivas, 
dependendo do pH do solo e do PCZ dos compostos orgânicos. Em geral, as cargas 
positivas estão associadas a protonação do grupamento amino: 
 NH3+ - CH – COOH ↔ NH2 – CH - COOH ↔ NH2 – CH – COO- 
 Meio ácido Ponto isoelétrico (PCZ) Meio básico 
Além dos grupamentos funcionais, a maior contribuição das substâncias 
húmicas na geração de cargas passíveis de reação de troca é aumentada em razão 
da alta superfície específica das substâncias húmicas (que pode chegar a 900 m2 g-
1). Alvarez-Puebla et al. (2005) determinaram a área superficial aparente (AS) de 
SH, constatando um aumento da AS com a diminuição da complexidade molecular 
 34
do AF>AH>HU. Os AF, AH e HU foram extraídos de SH comerciais, sendo os 
valores obtidos para AF 79 e 97,7 m2 g-1, para AH, os valores variaram de 52,4-89,9 
m2 g-1 e na HU a As foi de 43,1 e 57,3 m2 g-1. De acordo com esses autores, essa 
diminuição na AS com o aumento da complexidade estrutural é devida à agregação 
intramolecular, com o conseqüente aumento do tamanho da molécula e decréscimo 
da polaridade. 
Devido a essas duas propriedades, a MO pode reter grandes quantidades de 
água por meio de pontes de H+ dos grupamentos reativos, podendo reter até 4 a 6 
vezes o seu peso em água. Contudo, os compostos aromáticos, que predominam no 
núcleo das SH, são hidrofóbicos e, por esta razão, o núcleo encontra-se 
condensado, tendendo a reduzir sua superfície de contato com o meio aquoso, 
adotando forma esférica. São os grupamentos funcionais, com cargas elétricas não 
compensadas, que formam as cadeias alifáticas hidrofílicas. Sendo assim, a 
capacidade de retenção de água também será influenciada pela proporção das 
moléculas de anéis aromáticos (hidrofóbicos) e dos radicais laterais (hidrofílicos). O 
aumento da relação C/H (como ocorrido dos AF para a fração HU) resulta em 
diminuição da capacidade de hidratação das SH. Essas microrregiões de natureza 
hidrofóbica, conforme mencionado anteriormente, são importantes para a retenção 
de muitos pesticidas e contaminantes de natureza apolar. 
Na realidade, as SH apresentariam um peso molecular relativamente baixo, 
inferior à 2000 Da (Simpson et al., 2002). Em estudos usando técnica de 
cromatografia por exclusão de tamanho, o peso molecular de SH extraídas de 
diferentes solos variou de 9-14 kDa para AF e de 15-20,4 kDa para AH (Perminova 
et al., 2003). Os AF são o grupo de menor peso molecular e, maior densidadede 
grupamentos carboxílicos, possuem maior solubilidade e polaridade que os AH, 
conferindo-lhes uma maior mobilidade no solo. Assim, o tamanho e a natureza das 
diferentes SH têm implicações práticas. Por exemplo, a complexação de metais 
pesados por moléculas de AF pode acarretar sua maior mobilidade no solo (maior 
risco de lixiviação e contaminação do lençol freático) em comparação com a 
complexação por AH e HU que são maiores, menos solúveis e menos móveis no 
solo. Isso é exemplificado pela redução do fluxo difusivo de Cu em dois em 
Latossolos Vermelho-Amarelo de textura média e argilosa tratados com doses 
crescentes de AH, mas não com doses crescentes de ácido cítrico (altamente polar 
e de pequeno tamanho) (Figura 7). 
 35
 
Figura 7. Fluxo difusivo de Cu para resina catiônica (negativamente carregada) e 
resina aniônica (positivamente carregada) em solos submetidos a doses 
crescentes de AH. 
 
 Analisando-se as propriedades da MOS até aqui discutidas pode-se inferir 
que durante o processo de transformação da MOS, dá-se origem a substâncias 
orgânicas mais humificadas, do sentido AF → AH → HU (Figura 8). 
 
 
 
Figura 8. Propriedades químicas e coloidais das substâncias húmicas. Fonte: 
adaptado de Stevenson & Elliott (1989). 
 
Dados de pesquisa indicam que as substâncias húmicas são micelas de 
natureza polimérica, com formado de espirais estendidas irregularmente com as 
R esin a catiôn ica
0,00
0,01
0,02
0,03
0,04
0,05
0,06
0,07
0,08
0,09
0 1 0 2 0 3 0 4 0 5 0
Do se d e ác id o h ú mico , g /kg
Fl
ux
o 
di
fu
si
vo
 d
e 
C
u,
 n
m
ol
/c
m2
/d Tex tura m édia
A rgilos o
R esina an iôn ica
0,00
0,01
0,02
0,03
0,04
0,05
0,06
0,07
0,08
0,09
0 1 0 2 0 3 0 4 0 5 0
D ose de ácido húmico, g/kg 
Fl
ux
o 
di
fu
si
vo
 d
e 
C
u,
 n
m
ol
/c
m2
/d
 36
características: estrutura básica de anéis aromáticos de fenol di-ou-trihidróxidos 
interligados por pontes de -O-, -CH2-, -NH-, -N=, -S- e outros grupos contendo 
grupos -OH livres e ligações duplas de quinona, obtendo na sua estrutura 
grupamentos carboxílicos, hidroxilas, carbonilas e alcanos; grandes número das 
cadeias de alcanos C1-C20 substituídas ou não por grupamentos contendo O 
ligados a cadeias menores de C; grupos aromáticos e alcanos conectados 
principalmente por ligações C-C para formar a estrutura básica das moléculas 
húmicas; podem ser encontradas proteínas e carboidratos não ligados 
covalentemente a estrutura principal (core), associados à superfície das substâncias 
húmicas; formam uma estrutura muito estável, havendo ligações cruzadas entre as 
diferentes partes das moléculas. 
Pesquisadores têm tentado desenvolver modelos químicos para representar a 
estrutura média dessas substâncias como os apresentados para AH por Shulten e 
Schnitzer (1993) e por Alvarez-Puebla et al. (2006) (Figura 9). Embora as SH 
possuam proporção substancial de seu C associado a núcleos de natureza 
aromática, o grau de aromaticidade delas é bem menor do que se acreditava há 
algumas décadas. Assim, os modelos de estrutura moleculares passam a levar em 
consideração que estruturas alifáticas são de maior importância do que previamente 
pensado. O uso de técnicas espectroscópicas tem possibilitado a verificação da 
presença de maior proporção de compostos mais alifáticos na fração argila (Schmidt 
et al., 2000; Dick et al., 2004; Rumpel et al., 2004). 
 
 a) 
 37
 
 
b) 
Figura 9. Modelo molecular de AH (a) e AF (b). Fonte: por Shulten e Schnitzer 
(1993) e por Alvarez-Puebla et al. (2006) 
 
Apesar de se esperar uma maior aromaticidade da MOS em razão da rápida 
taxa de ciclagem em regiões tropicais úmidas, ocorre estabilização coloidal da MOS 
quando da sua associação com a fração argila, de forma que há um retardamento 
na sua ciclagem, dando origem à uma MOS com predominância de compostos mais 
alifáticos (Dick et al., 2004). Essa MOS de natureza mais alifática pode ser oriunda 
de substâncias parafínicas (ceras, suberinas, etc) do material vegetal aportado ao 
solo em razão de sua preservação seletiva no processo de decomposição e da 
contribuição das raízes (Stevenson, 1994; Buurmann et al., 2005). No entanto, 
estudos mais recentes indicam que uma parte substancial dos compostos mais 
alifáticos associados à fração argila pode também ser de origem microbiana (Wattel-
Koekkoek et al., 2001; Chefetz et al., 2002; Rumpel et al., 2004;Dieckow et al.,2005) 
ou seja, são metabólitos intermediários da decomposição de resíduos vegetais ou 
componentes da estrutura microbiana que têm sido seletivamente preservados em 
função de suas características físicas/químicas. Kiem & Kogel-Knabner (2003) 
encontraram evidências da estabilização de açúcares de origem microbiana nas 
frações mais finas do solo. Dieckow et al. (2005) atribuíram a diferença na 
composição da MOS associada à fração de tamanho silte e argila de Argissolos 
brasileiros cultivados e sob campo nativo, às mudanças na população na 
comunidade microbiana do solo, alterando, portanto, a qualidade de seus produtos 
bioquímicos. Simpson et al. (2004) ressaltam a contribuição de aminoácidos 
derivados de fungos e bactérias na acumulação do C de origem microbiana na 
fração silte+argila, provavelmente estabilizados por meio da superfície reativa 
 38
dessas partículas, principalmente argila. Verificando-se uma acumulação 
preferencial de C aminoácidos derivados de fungos (glucosamina) em relação aos 
de origem microbiana (galactosamina e ácido murâmico) na fração <53 �m em 
amostras de macroagregados oriundas de solo sob sistema plantio direto. 
Portanto, estudos que visem caracterizar a composição da MOS são de 
grande importância, em razão do papel que esta fração possui principalmente nos 
solos mais intemperizados. Adicionalmente, o melhor entendimento de sua natureza 
e dos fatores que governam sua estabilização auxiliará na busca de práticas de 
manejo que contribuam para sua preservação. 
 
5.3.4. Mecanismos de estabilização da MOS 
 
Grande parte da estabilidade da MOS ainda não é completamente entendida. 
Sabemos que, além da proteção coloidal e física, parte da proteção da MOS advém 
de sua estabilidade bioquímica. No que se refere ao mecanismo de proteção física, 
a agregação atua protegendo compostos orgânicos não seletivos da decomposição 
microbiana, enquanto a interação com a fase mineral pode favorecer a proteção de 
moléculas específicas (Six et al., 2002; Rumpel et al., 2004). A estabilização 
bioquímica está relacionada com a resistência estrutural ao ataque de uma ou um 
grupo específico de enzimas. A estabilização da MOS é especialmente importante 
nos trópicos, em razão de que nessas condições climáticas a decomposição é 
acelerada. Portanto, a manutenção e elevação dos teores de MOS dependem 
grandemente dos fatores que controlam o tamanho dos diferentes compartimentos 
que a compõe, como descrito no item anterior, bem como da estabilização da MOS 
durante o processo de humificação. 
 
5.3.4.1. Estabilização química ou coloidal 
 
A proteção química ou coloidal é atribuída a associação da MOS com as 
frações argila e silte do solo, formando complexos argilo-orgânicos. Fortes 
correlações têm sido referenciadas na literatura entre o teor C e teor de argila ou 
teor de silte + argila (Zinn et al., 2005). Vários mecanismos podem interagir no 
processo de complexação da MOS com as argilas. Stevenson (1994) destaca os 
principais mecanismos como sendo: a) ligação eletrostática; b) força de van der 
Waals; c) ponte de hidrogênio e d) coordenação comóxi-hidróxidos e argilas 
 39
silicatadas. Dois ou mais mecanismos podem operar simultaneamente, dependendo 
das propriedades da espécie orgânica, da natureza da troca catiônica da argila, 
acidez e umidade do sistema (Stevenson, 1994). 
Ligação eletrostática: a atração se dá entre cargas opostas; pode ocorrer 
diretamente entre a superfície de argilas silicatadas carregadas negativamente e 
grupamentos que apresentam carga líquida positiva como os grupamentos amina. 
Considerando que uma grande parte dos grupamentos reativos da MOS também 
apresenta, em razão do seu baixo PCZ, carga líquida negativa sob as condições de 
pH da maioria dos solos, deveria ocorrer a repulsão das moléculas orgânicas pelas 
partículas de argila negativamente carregadas, se não fosse a atuação das pontes 
catiônicas, conforme esquema abaixo. Grupamentos carboxílicos e fenólicos podem 
ainda se ligar diretamente a superfícies de óxidos (carregados positivamente). Os 
óxidos por apresentarem alto PCZ desenvolvem cargas positivas, de modo que a 
adsorção se dá diretamente via troca aniônica, principalmente com os grupos 
carboxílicos (Zech et al., 1997): 
ARGILA OH2+ ... -OOC-R
ARGILA
- ... +H3N-R
ARGILA
- ... + M + ... -OOC-R
 
Força de van der Waals: força resultante na flutuação da densidade de carga 
elétrica dos átomos. É considerada importante na adsorção de moléculas polares 
neutras e não polares: 
-
...
...
A
R
G
I
L
A
H
U
M
U
S-
+
+
-
-
+
+...
...
 
 Pontes de hidrogênio: Assim como os outros cátions, o H+ atua como ponte, 
ligando o grupamento orgânico à superfície da argila, ambos negativamente 
carregados. Esse processo é muito importante nos solos ácidos onde se verifica 
uma grande protonação de grupamentos reativos, tanto nas argilas como na MOS. A 
ponte de H2O é de grande importância nos solos se considerarmos que ambos os 
 40
colóides orgânicos e inorgânicos encontram-se hidratados pela solução do solo na 
maior parte do tempo: 
ARGILA OH ... O = R
ARGILA
- ... + M + ... O = RO - H
 H

 
Coordenação: Ocorre uma troca de ligantes. Anions orgânicos ligados a oxi-
hidróxidos podem ser trocados por outros anions, mas grande parte é ligada de 
forma especifica por meio de troca de ligantes. No esquema abaixo podem ser 
observadas as trocas aniônica e de ligantes. 
 
O oxigênio dos grupamentos funcionais da MOS (carboxílicos, fenólicos, 
alcoólicos, etc) entram em coordenação (ligação covalente) principalmente com Fe e 
Al da estrutura dos oxi-hidróxidos. Ânions orgânicos ligados dessa forma dificilmente 
serão deslocados por outros anions: 
Superfície de ArgilaSuperfície de Argila
Superfície do OxihidróxidoSuperfície do Oxihidróxido
 41
 
Essa forma de ligação libera uma molécula de água para a solução, pela seguinte 
reação: 
R-Al-OH + HOOCR ⇔ R-Al-OOCR + H2O 
A presença de pontes de cátion entre as argilas silicatadas do tipo 2:1 e do 
tipo 1:1 e os radicais orgânicos é um mecanismo comum de estabilização da MOS, 
destacando-se o Ca como um dos cátions de grande importância no 
estabelecimento de pontes catiônicas (Muneer & Oades 1989). Entretanto, em razão 
do processo de intemperismo avançado da maioria de nossos solos, o cátion 
predominante no complexo sortivo é o Al, de modo que ele deve ser o cátion mais 
atuante na estabilização da MOS. 
Esmectitas são mais efetivas protetoras que a caulinita em razão desta última 
não apresentar propriedade de expansão (Zech et al., 1997). O fator que mais 
contribui para explicar o TMR da MOS foi a CTC efetiva das argilas (Wattel-
Koekkoek & Buurman, 2004). Grande parte dessa MOS associada à fração argila 
pôde se extraída com NaOH, e continha quantidade substancial de polisacarídeos, 
indicando ser esta de ciclagem relativamente rápida (Wattel-Koekkoek et al. (2001). 
A maioria dos solos tropicais possui abundância de oxi-hidróxidos na fração 
argila, as quais possuem um importante papel na estabilização da MOS (Wiseman & 
Putmann, 2005; Kleber et al., 2005). Os principais mecanismos de ligação da MOS 
aos oxi-hidróxidos de Fe e Al são a atração eletrostática, pontes de H, e troca de 
ligantes (Zech et al., 1997). Parte da estabilização da MOS pode ser devido à 
influência da argila na atividade microbiana. As argilas mudam o ambiente para os 
microrganismos, influencia o pH, força iônica, disponibilidade de substrato, bem 
como a produção e atividade de enzimas (Zech et al., 1997). Esses complexos 
orgânicos formados com o Fe e o Al são de baixa solubilidade e acessibilidade a 
microbiota (Zech et al., 1997). 
Em estudo em que se avaliaram as interações entre minerais de argila no 
armazenamento de COT de diferentes solos da Alemanha, somente amostras de um 
solo de cinco perfis analisados exibiu correlação entre a área de superfície 
especifica das partículas < 63 mm (silte + argila) e o teor de COT (r=0,459; P< 0,01), 
enquanto que para o COT e o Fe extraído por oxalato foram obtidas correlações em 
torno de 0,893 (P<0,01) para os perfis analisados (Wiseman & Putmann, 2005). A 
proteção exercida por formas amorfas não está apenas restrita a solos alofânicos. 
Kleber et al.(2005) constataram que a combinação de Fe e Al extraídos com oxalato 
 42
explicou a maior variação do C estável (r = 0,78), sugerindo que em solos ácidos a 
MOS é preferencialmente protegida por minerais pobremente cristalizados. A 
interação de oxi-hidróxidos de Fe e Al com os argilominerais formando complexos e, 
ou, agregados, desempenha um importante papel na estabilização da MOS. 
 
5.3.4.2. Estabilização física 
 
Os agregados do solo atuam fisicamente diminuindo o acesso a microbiota e 
seu sistema enzimático, bem como reduzindo a difusão de O2 para microporos. Em 
solo arenoso com predomínio de poros entre 6 e 30 µm microrganismos são 
encontrados tanto na superfície como dentro dos agregados, mas em solo argiloso 
com diâmetro de poro <0,2 µm os microrganismos são encontrados apenas na 
superfície dos agregados (Chenu et al., 2001). 
Esse mecanismo de proteção pela agregação do solo permite a proteção não 
seletiva de compostos orgânicos (Rumpel et al., 2004), de modo que pode resultar 
em estabilização de formas mais lábeis de COT. Sob condições de solos tropicais 
ácidos o cátion que domina o complexo de troca é o Al3+. No entanto, em solos 
cultivados, as práticas de manejo da fertilidade, como a calagem, fazem com que o 
Ca2+ predomine no complexo sortivo. O Ca2+ atua na estabilização física, permitindo 
uma maior floculação das partículas do solo (Figura 16a), conseqüentemente 
melhorando a agregação, bem como leva a um aumento na condensação das 
moléculas orgânicas devido ao contra-balanceamento de cargas negativas em 
grupamentos funcionais da MOS (Figura 13b). Adicionalmente, o Ca2+ participa de 
pontes metálicas entre a MOS e os minerais das frações mais finas do solo (Muner & 
Oades, 1988). 
 
a)
b) 
 43
Figura 10. Modelo de floculação das partículas do solo (a) e de condensação de 
moléculas orgânicas. Fonte: Muner & Oades (1988). 
 
O efeito protetor dos agregados é tido como efetivo na preservação da MOS 
oclusa. Porém, deve ser lembrado que os mecanismos de estabilização não são 
mutuamente excludentes, e que esta proteção física é aditiva à proteção química 
conferida a maioria das substâncias húmicas. 
 
5.3.4.3. Estabilização bioquímica 
 
A estabilização bioquímica deve-se a complexa composição química dos 
compostos orgânicos. Essa complexidade pode ser inerente ao próprio resíduo 
vegetal adicionado ao solo (ex: alto teor de compostos fenólicos, lignina, taninos, 
etc) ou devido aos processos de condensação e polimerização que ocorrem durante 
a decomposição dosresíduos vegetais (humificação), tornando-os mais resistentes 
à decomposição. Uma grande variedade de compostos fenólicos é encontrada nos 
tecidos vegetais e solos (Martens, 2002). As plantas são a principal fonte de material 
orgânico para os solos e, depois da celulose, a lignina é o segundo constituinte mais 
abundante na maioria dos resíduos vegetais. A lignina é composta por monômeros 
de ácidos fenólicos altamente “cross-linked” a carboidratos e proteínas. Devido a sua 
complexidade química, a lignina é apenas biodegradada parcialmente e, portanto, 
pode contribuir para a MOS. A conversão microbiana desses ácidos fenólicos 
derivados de plantas (ou sintetizados por determinados fungos a partir de açúcares 
simples), seguida de sua complexação com aminoácidos, leva à formação de 
polímeros complexos, polidispersos e de coloração escura (SH), contribuindo para a 
estabilização do C no solo (Stevenson, 1994). Essa estrutura complexa com uma 
grande diversidade de componentes das SH dificulta a ação das enzimas. Por 
exemplo, num período de um ano 12,7% do AH, 29,2% do AF foram decompostos, 
enquanto de 44,3 a 51,3 % de outras frações hidrofílicas contendo carboidratos e 
ácidos orgânicos de baixa massa molecular foram decompostos. Sob condições 
semelhantes 66 % da glicose adicionada foi convertida em CO2 (Qualls, 2003). O 
tempo de meia vida estimado para os AH foi de 10 anos, suportando a hipótese que 
SH são difíceis de serem decompostas por microrganismos do solo, e contribuem 
para a estabilização do C no solo (Qualls, 2003). 
Embora os compostos fenólicos pareçam ter papel importante na formação da 
MOS, pouco se sabe em que magnitude eles contribuem para o processo de 
 44
humificação. A MOS associada a agregados > 250 µm de um solo mediterrâneo, 
cultivado por longo período com culturas anuais (principalmente milho), era mais 
nova, seus AH possuíam abundância de compostos derivados da lignina e sua 
origem estava fortemente ligada aos biopolímeros de plantas. Com o decréscimo do 
tamanho das partículas do solo os AH continham mais unidades derivadas da lignina 
em estádios finais de oxidação, possuíam mais ácidos graxos originários de 
atividade microbiana, e maior conteúdo de estruturas aromáticas que não eram 
derivadas da lignina (Chefetz et al., 2002). 
O incremento no teor de N em estádios mais avançados de decomposição 
pode resultar em incremento das taxas de acumulação C em horizontes orgânicos 
de solos sob floresta por meio do decréscimo da respiração e decréscimo do COS 
(Michel & Matzner, 2002). A qualidade do material é alterada de um litter mais fresco 
para outro mais decomposto, reduzindo assim as taxas de decomposição e o 
incremento da recalcitrância do material. No início da degradação do litter a taxa de 
decomposição de compostos mais lábeis como a celulose pode ser positivamente 
correlacionada com o teor de N. Com a redução da celulose a concentração de 
compostos mais recalcitrantes como a lignina aumenta, e o efeito do N na taxa de 
decomposição muda completamente. O N passa a atuar de forma a retardar a 
degradação da lignina. O efeito proporcionado pelo N varia dentre diferentes 
espécies. Cada espécie possui um limite máximo de contribuição de massa 
remanescente para constituição do húmus do solo (Berg et al., 2000). O efeito de 
retardamento da degradação pelo N pode ser explicado, principalmente, por dois 
mecanismos: o N reage com moléculas de baixo peso molecular e ligninas 
remanescentes, dando origem a compostos aromáticos mais recalcitrantes (inclui 
substâncias húmicas) e, posteriormente, o N ligado a moléculas de baixa massa 
molecular pode suprimir a síntese de enzimas lignolíticas (Berg et al., 2000). 
Espécies como milho contribuíram mais para acumulação de compostos 
fenólicos (um dos principais precursores das SH) no estudo com grande número de 
espécies vegetais realizado por Martens (2002). Esses autores realizaram a 
extração de AH no solo tratado com diferentes resíduos culturais, observando 
incremento nos AH em relação ao solo sem resíduo nenhum (2,8 g kg-1). No milho o 
teor foi de 3,3 g kg-1 aos 29 dias e 3,6 g kg-1 aos 84 dias de incubação do resíduo. A 
canola (baixo teor de ácidos fenólicos) apresentou um teor de 2,8 g kg-1 aos 29 dias 
e de 2 aos 84 dias, indicando a ocorrência da degradação da MOS nativa (efeito 
“priming”). 
 45
 
5.3.5. Propriedades do solo influenciadas pela matéria orgânica do solo (MOS) 
Apesar de sua pequena proporção em relação à massa total de solos 
minerais tropicais, a MOS desempenha grande influência sobre várias propriedades 
físicas, químicas e biológicas do solo, e suas funções nos ecossistemas terrestres. 
Muito das variações das propriedades de um determinado solo é mais influenciada 
pelo visto não é somente efeito direto da quantidade e qualidade da MOS, mas sim, 
produto das interações entre os diversos componentes do sistema. 
 
5.3.5.1. Propriedades Químicas 
5.3.5.1.1. Capacidade Tampão 
No ambiente, a matéria orgânica funciona como ácido fraco, agindo como par 
conjugado ácido/base. A diversidade química dos componentes da MOS está 
relacionada com sua diversidade de grupamentos funcionais, fazendo com que a 
MOS tenha ação tamponante numa grande faixa de pH do solo. Mendonça et al. 
(2005) avaliaram a capacidade tampão de solos do cerrado brasileiro por meio de 
equações de regressão obtidas com dados de titulação do solo com solução de 
NaOH e Ca(OH)2. A maior capacidade tampão medida com solução de Ca(OH)2 foi 
decorrente da reação do Ca2+ com os grupamentos carboxílicos dos AF e que, no 
solo argiloso, os AH e AF são igualmente importantes, e no solo textura média, os 
AF são mais importantes como componente da capacidade tampão desses solos. A 
diferença foi fortemente correlacionada com os teores de COT (r=0,99). Nesse 
estudo a capacidade tampão da MOS quando medida com Ca(OH)2 foi de 0,11 
cmolc kg-1 pH-1.Dessa forma, a adição de MO resultará em aumento ou redução do 
pH do solo, dependendo da predominância dos processos que consomem ou 
liberam H+. O aumento do pH pode ocorrer em decorrência de processos de: 
redução da atividade de H+ resultante, principalmente, da liberação de cátions 
metálicos; mineralização de formas orgânicas de N; denitrificação; descarboxilação 
dos ácidos orgânicos (Yan et al., 1996; Pocknee & Sumner, 1997). Em solos 
alcalinos espera-se que o efeito seja o contrário, ou seja, ocorra redução do pH em 
decorrência da influência da MOS sobre o aumento na concentração do CO2 durante 
o processo de decomposição/mineralização contribuindo para aumentar a 
 46
concentração de ácido carbônico (CO2 + H2O ⇌ HCO3− + H+), e sua subseqüente 
dissociação do ácido carbônico (H2CO3 ⇌ HCO3− + H+). 
Em solos ácidos, tem-se observado o aumento do pH com a adição de 
materiais orgânicos, tais como esterco fresco e camas de aviário, adubos verdes. 
Espécies de adubos verdes efetivas apresentam maiores teores de cátions, e ácidos 
orgânicos de baixa massa molecular na fração COS. Estes últimos são capazes de 
consumir íons H+ da solução do solo devido a protonação dos grupamentos 
funcionais, refletindo em potencial efetivo em minimizar a acidez do solo (Franchini 
et al., 1999; Miyazawa et al. 2000). Resíduos de nabo forrageiro foram mais 
eficientes em aumentar o pH na camada de solo de 0-25 cm em comparação aos 
resíduos de ervilhaca e aveia, o que foi atribuído à capacidade de neutralização do 
H+ e, ainda, ao incremento dos teores de Ca e Mg no solo, provenientes dos 
resíduos (nabo forrageiro> aveia=ervilhaca) (Amaral et al. (2004). 
 
5.3.5.1.2. Capacidade de troca catiônica 
 
A contribuição da MOS para a CTC dos solos, pode chegara até 90 % da 
CTC. Nos solos tropicais, comcargas predominantemente variáveis dependentes de 
pH, em estágio avançado de intemperismo, com a fração argila dominada por 
caulinita e oxi-hidróxidos de Fe e Al, a contribuição da MOS é maior, principalmente 
em solos com baixos teores de argila. Se considerarmos que grande parte dos sítios 
de reação da MOS estão ocupados por metais e ligação com os colóides 
inorgânicos do solo, a contribuição da MOS para a CTC efetiva do solo é 
freqüentemente menor do que a contribuição teoricamente possível quando 
comparamos com as cargas totais de grupamentos carboxílicos e fenólicos podem 
contribuir. Mesmo nessas condições, quando estimamos a CTC de Latossolos em 
função do teor de COT e da fração argila por meio de equações de regressão, 
decorrente da insignificante contribuição da fração argila, seu coeficiente pode ser 
negativo: ŷ = 0,482 + 0,363X1 – 3x10-3X2, r2 = 0,82; ŷ = CTC (cmolc kg-1); X1 = COT 
(dag kg-1); X2 = argila (dag kg-1). Comparando-se os coeficientes dessa equação 
pode-se determinar que o COT é 121,0 vezes mais importante que a fração argila 
para se determinar a CTC do solo (Mendonça & Rowell, 1996). A CTC do solo pode 
ser aumentada em solos sob sistemas de manejo que proporcionem o incremento 
dos estoques de COT, o que pode ser verificado por meio das correlações positivas 
 47
entre esses atributos (Figura 11). Conseqüentemente, sistemas que contribuem com 
o aporte e manutenção da MOS tais como o sistema plantio direto (Ciotta et al. 
2003; Bayer et al., 2003) (Figura 11) e sistemas cultivados com cana de açúcar com 
aplicação de vinhaça e/ou manutenção do resíduo de cana em cobertura (Canellas 
et al., 2003) são os que apresentam maior CTC em comparação ao mesmo solo com 
sistemas de manejo menos conservacionistas 
 
Figura 11. Relação entre o COT e CTC (Fonte: Ciotta et al., 2003). 
 
5.3.5.1.3 Complexação de metais 
 
A presença de vários grupamentos funcionais na MOS possibilita sua reação 
com os metais. Os principais sítios de complexação são os grupamentos 
carboxílicos e fenólicos. As interações possíveis entre o complexante e os metais 
podem ter a forma de uma reação de adsorção catiônica via atração eletrostática 
(esfera interna), como as entre os grupamentos carboxílicos carregados 
negativamente (dissociados) e um cátion monovalente, ou interações mais 
complexas onde ligações de coordenação (esfera interna) com os ligantes orgânicos 
são formadas (Figura 12). 
Com o aumento do pH ocorre dissociação dos grupamentos funcionais do 
composto orgânico, acarretando aumento da estabilidade do complexo organo-
metálico. 
carbo n ila é te r ca rb o x ila to N ane l A zo A m in o A lcó o lico 
C = O > -O -> -C O O -> = N -N = N ->-N H 2> -O - > 
carbo n ila é te r ca rb o x ila to N ane l A zo A m in o A lcó o lico 
C = O > -O -> -C O O -> = N -N = N ->-N H 2> -O - > 
 48
Compostos orgânicos simples, com apenas um grupamento reativo, dificilmente 
conseguirão formar complexos estáveis, visto que a principal reação a ser envolvida 
é por meio do efeito ácido (H+) ou atração eletrostática. 
 
 
 
Figura 12. Modelo estrutural de complexo de esfera interna (adsorção iônica - 
eletrostática) e esfera externa (ligação covalente – troca de ligantes) 
(Fonte: Sparks, 1995). 
Cátions monovalentes são ligados aos compostos orgânicos por ligações 
muito fracas (Figura 13a). Como as reações ocorrem na solução do solo, em geral, 
os metais se apresentam na forma hidratada, ligações de co-adsorção são muito 
comuns na natureza (Figura 13b). 
 
 
 
 
 
 
 49
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 13. Mecanismos de interação entre compostos orgânicos e metais. Ligação 
eletrostática (A), co-adsorçãos (B), complexação (C) e formação de 
quelato (D). 
A diferença entre as Figuras 13c e 13 são marcantes quanto à estabilidade 
dos compostos. Apesar de estarem presentes apenas ligações covalentes (Figura 
13c), há formação de complexo e a 13d indica que há formação de dois tipos de 
quelatos. A formação de quelatos pode ser descrita como uma reação de equilíbrio 
entre um íon metal e um agente complexante, no nosso caso, orgânico, 
caracterizada por mais de uma ligação (exemplo, eletrostática ou covalente), 
resultando na formação de uma estrutura de anel, onde o metal está incorporado a 
estrutura. 
A ordem decrescente da habilidade do íon metálico de formar quelato é 
aproximadamente a seguinte: Fe3+>Al3+>Cu2+>Ni2+>Co2+>Zn2+>Fe2+>Mn2+. As 
reações de complexação e quelação de metais pela MOS têm papel importante em 
vários processos no solo (intemperismo, disponibilidade de nutrientes e aspectos 
ambientais do solo). Quando a relação metal/substância húmica é baixa, o complexo 
é solúvel em água. Dessa forma, por meio da dissolução da fração mineral há 
liberação de mais íons metálicos. Uma outra conseqüência pode ser o aumento da 
disponibilidade de um determinado metal. Contudo, quando a relação 
metal/substância húmica é elevada, o complexo não fica solúvel em água, 
diminuindo sua disponibilidade para as plantas. As frações de C que interagem com 
os metais constituem-se numa gama de ácidos orgânicos de baixo peso molecular 
(AOBMM) como polifenóis, ácidos alifáticos, aminoácidos, ácidos cítricos, oxálico, 
M
R
C
OH
O
O
(C)
OHM
R
C
OH
O
O
(C)
OH
R
C
OH
O
O
MM+
R
C
OH
O
O
MM+
(A)
R
C
OH
OH
O
O H
H
M
(B)
M+M
R
C O
O
(D) O
M+M
R
C O
O
(D) O
OU
M
R
C O
O
(D) O
M+
O
O
C
O
M
R
C O
O
(D) O
M+
O
O
C
O
 50
málico, além de ácidos fúlvicos e húmicos. O tamanho da molécula orgânica é muito 
importante nesse processo. Isso fica evidente no transporte de micronutrientes 
catiônicos no solo por fluxo difusivo (FD): enquanto AOBMM, como citrato, são 
capazes de formar complexos com Cu, Fe, Zn e Mn e favorecer sua difusão no solo 
(Pegoraro et al., 2005), a presença de concentrações mais elevadas de ácidos 
húmicos (elevada massa molecular) reduz o FD de Cu, por exemplo. Dessa forma, é 
evidente que sob condições de uso e, ou, manejo do solo onde a adição de resíduos 
é mais freqüente e em maior quantidade (Sá et al., 2001; Dieckow et al. 2006), e, ou, 
onde a MOS se encontra num estádio menos avançado de decomposição (Bayer et 
al., 2003), tal como é frequentemente observado no SPD com rotação de culturas, 
esta pode contribuir para melhorar a disponibilidade de micronutrientes. Ácidos 
orgânicos e compostos fenólicos solúveis participam em reações de oxi-redução, 
contribuindo para aumentar a solubilidade de Mn no solo (Hue et al., 2001), o que 
favorece o aumento do gradiente de concentração e o FD. Têm sido demonstrado 
que vários adubos verdes possuem concentrações significativas de AOBMM 
(Franchini et al., 1999; Carvalho, 2003; Amaral et al., 2004) e que estes quando 
liberados no solo são capazes de formar complexos solúveis, estimulando a 
movimentação de cátions básicos, como Ca e Mg em profundidade, melhorando o 
ambiente químico para o crescimento radicular (Franchini et al., 2003). Tal fato é 
ilustrado na figura 14, onde se observa que ocorreu maior crescimento radicular do 
milho quando a calagem foi associada à aplicação de extratos de aveia e nabo, em 
razão do aumento do pH e do teor de Ca e diminuição do teor de Al até, 
aproximadamente, 20 cm (Franchini et al., 2001). 
AOBMM formam complexos estáveis com formas monoméricas de Al na 
solução do solo, principalmente Al3+ (Franchini et al., 1999), embora sendo solúveis 
estes complexos têm se mostrado não tóxicos às plantas (Ma et al., 1997; Kochian 
et al., 2004). Dessa forma,a participação ativa dos compostos orgânicos em solos 
sob SPD pode ser uma das razões pela qual as respostas a calagem não se têm 
sido observadas e, quando ocorrem, são de pequena magnitude (Caíres et al., 2004; 
2006). Adicionalmente, deve-se ter em mente que esses compostos orgânicos 
envolvidos em fenômenos de complexação de metais são tanto oriundos da 
decomposição de resíduos vegetais, bem como da exsudação via sistema radicular, 
de modo que as reações ocorrem em maior magnitude na rizosfera. 
 51
 
 
Figura 14. Efeito da aplicação do calcário na superfície do solo no crescimento de 
raiz (a) e no Al trocável (b).Fonte: Franchini et al., 2001 
 
Como exemplo, a redução da fitotoxidez do Al3+ é mais intensa na rizosfera, 
onde se observa elevada concentração de AOBMM advindos da exsudação pelo 
ápice radicular (Ryan et al., 2001; Silva et al., 2002; Kochian et al., 2003; 2004). 
Os ácidos orgânicos são importantes na mobilização de compostos de Fe3+ 
na rizosfera, e em resposta à sua deficiência algumas plantas elevam as taxas de 
exsudação radicular de compostos fenólicos e aminoácidos não protéicos 
(fitosideróforos). Esses compostos irão quelatar o Fe, favorecendo a dissolução dos 
óxi-hidróxidos de Fe, resultando em maior concentração de formas solúveis na 
solução do solo que, por sua vez, irá facilitar seu transporte por difusão até a 
superfície das raízes onde serão absorvidos (Kochian et al., 2004). Em solos 
calcários, os ácidos orgânicos auxiliam na liberação do P nos fosfatos de Ca. Em 
solos com aporte de resíduos vegetais, deve-se considerar ainda que vários 
compostos de baixa massa molecular podem ser produzidos durante o processo de 
decomposição pela microbiota do solo. De fato, Guppy et al. (2005) encontraram que 
determinados compostos orgânicos com comportamento similar a AF eram 
produzidos durante o processo de decomposição de resíduos vegetais e foram 
eficientes na redução da adsorção específica de P por solos altamente 
intemperizados. 
 
5.3.5.2. Características físicas do solo 
5.3.5.2.1. Agregação 
O fenômeno de agregação é resultante da reorganização, floculação e ação 
das partículas cimentantes sobre as partículas primárias do solo. Os agregados 
 52
protegem fisicamente a MOS por formar uma barreira física aos microrganismos e 
suas enzimas aos substratos, por controlar interações entre cadeias alimentares e, 
por influenciar o “turnover” microbiano. 
 Para solos de clima temperado com mineralogia dominada por argilas do tipo 
2:1 a seguinte dinâmica (Figura 15) pode ser hipotetizada: os restos vegetais são 
rapidamente colonizados pelos microrganismos que os decompõem e formam 
materiais humificados. Ao redor desses materiais são formados núcleos de 
macroagregação pelas hifas de fungos que se enovelam com as partículas mais 
finas do solo. Simultaneamente, os exsudatos (mucilagens constituídas 
principalmente por polissacarídeos) produzidos por fungos e bactérias durante o 
processo de decomposição se aderem às partículas de argila, de forma que a MOS 
é encapsulada pelos microagregados. Raízes vivas de plantas crescendo no solo 
também contribuem para formar macroagregados, da mesma forma que as hifas 
fúngicas. Além do aumento da pressão mecânica que contribui para aproximar as 
partículas de solo, elas enovelam essas partículas e também produzem exsudatos 
com capacidade cimentante. Esses exsudatos podem servir de substrato para 
microrganismos, estimulando sua atividade, levando à produção de novos agentes 
cimentantes. Durante o processo de estabilização dos macroagregados a MO 
particulada encapsulada dentro dos agregados pela atividade biológica vai sendo 
decomposta e fragmentada em partículas de menor tamanho. Essa MO particulada 
fina continua a ser decomposta pelos microrganismos e é encapsulada por minerais 
e produtos microbianos formando agregados de 53-250 µm dentro dos 
macroagregados maiores que 250 µm. Dessa forma, a MOS e os microrganismos 
dentro desses agregados encontram-se protegidos e a biodegradação é reduzida. 
Pelo esgotamento da fonte de energia, a população microbiana decresce, o 
macroagregado perde estabilidade e pode ser rompido. A MO residual (substâncias 
húmicas) é então liberada, podendo ser novamente degradada. Esses 
macroagregados inicialmente mostram-se pouco estáveis em água, mas os 
seguidos ciclos de umedecimento e secagem, especialmente na superfície das 
raízes juntamente com a produção de agentes cimentantes por raízes, macro 
(especialmente minhocas) e microorganismos contribuem para aumentar sua 
estabilidade (Golchin et al., 1994; Balesdent et al., 2000; Six et al., 2002). Assim, a 
maior parte do C que se acumula em sistemas mais conservacionistas se deve ao 
seqüestro de C preferencialmente nos agregados pequenos dentro dos 
macroagregados (Kong e tal. 2005). Esses agregados menores são mais estáveis 
 53
de modo que em solos cultivados com diversas espécies e diferentes sistemas de 
manejo o C associado a eles possui um tempo médio de residência (TMR) mais 
longo (Six et al., 2002), provavelmente devido a presença de material orgânico 
humificado. 
Ao contrário dos solos de clima temperado, onde os compostos orgânicos são 
os principais agentes estabilizantes dos agregados solo, nos solos muito 
intemperizados os óxidos são os principais agentes estabilizantes, se sobrepondo ao 
efeito dos materiais orgânicos (Six et al., 2002). 
 
 
 
Figura 15. Mecanismos de formação e degradação de agregados em solos 
temperados e tropicais (UA-agregados instáveis e WSA-agregados 
estáveis em água). Fonte: Six et al. (2002) 
 
De fato, Zotarelli et al. (2006) não encontraram diferenças nos teores de C 
entre agregados de diferentes tamanhos para dois Latossolos (um de Passo Fundo-
RS e outro de Londrina-PR) cultivados em sistema convencional e plantio direto 
(SPD). Segundo esses autores o SPD leva a um aumento na estabilidade de 
agregados de solos mais intemperizados da mesma forma que aquela observada 
para solos menos intemperizados, mas que a maior estabilidade agregados nos 
 54
solos sob SPD não necessariamente resulta em maior teor de MOS (Zotarelli et al., 
2006). 
Dessa forma, em solos mais jovens com mineralogia dominada por argilas 2:1 
a formação dos agregados é um processo mais biológico, enquanto nos solo mais 
intemperizados com a fração argila dominada por argilas 1:1, óxidos e oxi-
hidróxidos, esse processo é mais dependente de interações físico-químicas (Six et 
al., 2002) (Figura 15). Em tais condições, a MOS passa a ter um papel secundário 
na formação e estabilização de agregados. Contudo, o papel da MOS adiciona-se à 
estabilização conferida pela fração mineral do solo, atuando fortemente em fases 
posteriores da agregação e na formação de agregados de tamanho maior. Além do 
papel cimentante, a MOS retarda a entrada de água nos agregados, aumentando a 
resistência deles quando umedecidos. A fração húmica interage por meio de seus 
grupamentos funcionais de diversas formas com a fração mineral do solo, 
principalmente a fração argila. A associação pode ser tão grande que podem formar 
um plasma onde dificilmente pode ser diferenciada a fração orgânica da mineral. 
Na formação dos macroagregados existe um papel preponderante da 
microbiota do solo, que é influenciada pela quantidade e qualidade de MOS. O 
compartimento ativo, principalmente bactérias e fungos, interage intensamente com 
a fração argila, que também atua na estabilização de seus metabólitos e produtos de 
decomposição. Muito desses compostos possuem grupamentos carboxílicos e têm 
carga superficial negativa, sendo atraídos às cargas positivas dos oxi-hidróxidos e 
por meio de pontede cátions. Outros podem interagir diretamente, por meio dos 
grupamentos amínicos protonados, com as cargas negativas das argilas. Essas 
interações, no entanto, ainda são pouco compreendidas. Em geral, esses 
organismos interagem por meio de ligações fracas, influenciando diretamente a 
formação de macroagregados. Bossuyt et al. (2001) encontraram correlação positiva 
entre a formação de macroagregados e a atividade de fungos, e não observaram 
influência da qualidade do resíduo e da atividade de bactérias sobre a formação de 
macroagregados. De modo geral, sistemas conservacionistas sem revolvimento de 
solo, com rotação de culturas, adubação orgânica, favorecem o incremento na BM 
(cada vez mais por fungos) (Six et al., 2006). 
 55
Na região da rizosfera, a estabilidade de agregados é maior que no solo não 
rizosférico (Caravaca et al., 2002) o que pode ser devido à atuação das raízes, 
importante componente da MOS viva, na rizodeposição de compostos orgânicos, por 
meio da contribuição de material orgânico oriundo da biomassa radicular, além da 
associação com fungos micorrízicos, maior atividade microbiana, que também 
resulta em produção de polissacarídeos extracelulares, glomalina (glicoproteina 
produzida por fungos micorrízicos) que atuam ligando os agregados (Sylvia et al., 
2005). Conforme discutido anteriormente, a absorção de água do solo pelas raízes 
potencializa os ciclos de umedecimento e secagem, favorecendo o processo de 
agregação. 
Deve se ter em mente que as diferentes frações da MOS são importantes no 
processo de estabilização de agregados, melhorando assim sua agregação, mas em 
contrapartida, a estrutura do solo contribui para a estabilização da MOS no solo, o 
movimento e a retenção de água, redução do encrostamento, a ciclagem e 
biodisponibilidade de nutrientes, penetração de raízes e por sua vez a produtividade 
das culturas. O COT e as diferentes frações que compõem a MOS, incluindo a biota 
(fração viva) influenciam a agregação do solo (Bronick & Lal, 2005), freqüentemente 
avaliada por meio de índices de aferição da agregação do solo, tais como diâmetro 
médio geométrico (DMG), percentagem de agregados estáveis em água e índice de 
estabilidade de agregados. 
 
5.3.5.2.2. Retenção de água 
 
 A água é uma molécula polar, que é retida por pontes de hidrogênio pelos 
grupamentos funcionais que contém unidades de OH e NH2 e é repelida pelas 
cadeias orgânicas apolares da MOS De forma geral, a MOS pode reter até 20 vezes 
sua massa em água (Stevenson, 1994), sendo parte retida na sua estrutura interna, 
tendo baixa disponibilidade para as plantas. O aumento da polimerização das SH e 
de sua interação com a fração mineral do solo podem diminuir a capacidade do solo 
em reter água. Muitas vezes, altos teores de MOS refletem em grande caráter 
hidrofóbico do solo, visto que a porção hidrofílica da MOS orienta-se na direção do 
interior do agregado, enquanto a porção hidrofóbica direciona-se para a face 
externa, formando uma camada repelente a água. As substâncias húmicas também 
podem ser divididas, conforme sua afinidade com água, em: hidrofílicas, constituídas 
principalmente por carboidratos neutros ou ácidos de origem microbiana e derivados 
 56
de plantas; e hidrofóbicas, formadas por cadeias carbônicas longas, alifáticas e ricas 
em polifenóis oriundos principalmente da oxidação da lignina e da celulose (Kaiser & 
Zech, 2000). 
 A exposição do solo a intensos ciclos de umedecimento e secagem (por 
exemplo, solos de áreas quentes irrigadas e com baixo aporte orgânico) pode 
favorecer a decomposição/mineralização da MOS mais ativa, com maior proporção 
de grupamentos funcionais e com menor interação com a fração mineral do solo. 
Isso faz com que a capacidade do solo em reter água seja drasticamente reduzida 
em decorrência do aumento da proporção de compostos hidrofóbicos/hidrofílicos da 
MOS e do aumento proporcional da MOS fortemente complexada pela fração 
mineral do solo. Onde parte significativa dos grupamentos funcionais da MOS estão 
envolvidos nas ligações com a fração mineral. A MOS também pode reter água na 
estrutura da matéria orgânica ativa e da matéria macrorgânica. Essa água é 
importante para manter o equilíbrio biológico do solo, tendo papel importante em 
regiões secas, com grande déficit hídrico. 
A importância relativa da MOS na retenção de água depende da textura do solo. Em 
solos de textura mais arenosa a retenção de água é mais sensível à quantidade de 
MOS quando comparado a solos de textura fina. Adicionalmente, a retenção de 
água a -33 kPa é afetada mais fortemente pelo COT que à -1500 kPa (Rawls et al., 
2003), o que pode estar relacionado ao fato que o efeito na estruturação desses 
solos afeta mais a retenção de água à um teor próximo à capacidade de que 
próximo ao ponto de murcha permanente. O fato do teor e, a composição da MOS 
afetarem a estrutura e propriedades adsortivas do solo, a retenção de água também 
é afetada quando ocorrem mudanças na MOS devido às modificações nas práticas 
de manejo (Rawls et al., 2003). 
 
5.3.5.3. Propriedades biológicas do solo 
5.3.5.3.1. Compartimentos e nutrientes na forma orgânica 
O processo de decomposição é fundamental na liberação dos nutrientes que 
encontram-se como constituintes das estruturas dos compostos orgânicos. Os 
nutrientes liberados nesses processos poderão ser imobilizados pelos organismos e 
utilizados na síntese de novos compostos orgânicos, ou mineralizados e liberados 
 57
para a solução do solo. Apesar dessas vias serem criticas para a ciclagem dos 
macronutrientes, ela também tem papel importante na ciclagem de alguns 
micronutrientes como Cu, Zn, Ni, e B. Para compreendermos melhor esses 
processos há necessidade de se avaliar as formas orgânicas que esses nutrientes 
se encontram no solo. 
Nitrogênio 
Cerca de 95 % do N do solo está associado à matéria orgânica. O ciclo do N 
envolve a transferência do N atmosférico para compostos orgânicos, os quais são 
convertidos em N amoniacal, que por sua vez é transformado em N nítrico e, 
finalmente, o N retorna à atmosfera na forma gasosa (Figura 16). As principais 
reações no solo, nas quais as formas orgânicas de N estão envolvidas são: a) 
fixação biológica do N2; b) Mineralização ou amonificação do N orgânico à amônio; 
c) Imobilização ou assimilação de amônio à N orgânico e, d) assimilação ou 
imobilização de nitrato à N orgânico (Schulten & Schnitzer, 1998). As formas de N 
associadas a materiais proteináceos (aminoácidos, peptídeos e proteínas) 
correspondem a aproximadamente 40 % e amino-açúcares de 5-6 %. O N em 
compostos heterocíclicos perfaz cerca de 35 % e o NH4+, 19 % (Schulten & 
Schnitzer, 1998). 
 
Figura 16. Ciclo do nitrogênio. 
 
Para melhor compreender os diferentes componentes do N orgânico do solo, 
este é freqüentemente fracionado via hidrólise ácida. Com base nesses métodos o N 
 58
orgânico é então enquadrado nas frações não-hidrolisável e fração hidrolisável, que 
por sua vez, é subdividida em N-amida, N-hexosamina, N-α-amino e N-não 
identificado (Stevenson, 1982; Yonebayashi & Hattori, 1980). Para solos do Rio 
Grande do Sul, Camargo et al. (1997) encontraram que, pelo método de 
Yonebayashi & Hattori (1980), em média, a fração N-não hidrolisável contribuiu com 
63,9 % do N-total. Na fração hidrolisada, o N-amida, N-hexosamina, N-α-amino e N-
não identificado contribuíram com 17,9, 31,6, 34,0 e 16,4%, respectivamente. Uma 
considerável proporção do N não identificado é N heterocíclico presente nas 
substâncias húmicas. Os compostos heterocíclicos entram no solo 
predominantemente na forma de material vegetal em anéis pirrólicos de clorofilas ecitocromos e nas bases nitrogenadas purina e pirimidina, integrantes dos ácidos 
nucléicos. Embora pareçam ser muito resistentes, estes anéis podem passar por 
várias transformações, fazendo com que o N heterocíclico se acumule no solo 
(Mengel, 1996). Por essa razão, somente pequena percentagem das formas 
orgânicas de N do solo é facilmente mineralizável - aquela oriunda principalmente de 
aminoácidos e polímeros de amino-açúcares da biomassa microbiana do solo. 
Estimativas do N potencialmente mineralizável em Latossolos e Neossolo de Goiás 
indicam que esta fração representa menos que 2% do N total dos solos. Essa fração 
está correlacionada positivamente com os teores de argila, COT e N total, sendo 
maior em solo sob vegetação nativa, seguido por solo sob plantio direto e finalmente 
pelo solo sob plantio convencional (Kliemann & Buso, 2002). O efeito de sistemas de 
manejo e das culturas sobre as frações e formas de N em solos do Sul do Brazil foi 
investigado por Dieckow et al. (2005). O cultivo de leguminosas sob SPD resultou 
em maior teor de N nas formas N-não hidrolisável, N-hidrolisável, N-aminoácidos e 
de N-não identificado, o que foi atribuído à alta adição de biomassa anual 
constatada nesse sistema, que foi de 8,89 Mg ha-1 de C e 312 kg ha-1 de N. Em 
relação ao N total, o N-não hidrolisável variou de 21-30 %, com maior proporção 
para o solo sem cobertura vegetal (30,0%) e menor para o sistema com leguminosa 
(21,1 %); o N associado aos aminoácidos variou de 35,6–38,3 % e não respondeu 
às alterações nos sistemas de manejo e de culturas. O N-hidrolisável foi menor no 
solo sem cobertura (70,8%) e mais elevado no sistema com leguminosa (78,9%). A 
variação no N-hidrolisável correspondeu principalmente ao N não identificado. Com 
base em espectros de 15N-RMN, sugeriu-se que o N-amida em estruturas de 
peptídeos é a principal forma de N orgânico, o que sugere que proteínas e peptídeos 
de origem microbiana, vegetal ou animal são estabilizados por associação com 
 59
outros constituintes orgânicos ou minerais, preterindo assim o mecanismo de 
estabilização via recalcitrância das estruturas aromáticas heterocíclicas, de forma 
que a fração não hidrolisável pode ser constituída tanto de formas de N 
recalcitrantes, bem como de formas lábeis encapsuladas, estabilizadas nas SH 
como proteínas (Dieckow et al., 2005). A idade desses materiais proteináceos 
estabilizados no solo é difícil de ser determinada com base no uso de radiocarbono 
(14C) devido à possibilidade de produção de novos peptídeos e proteínas a partir de 
C antigo do solo. 
Fósforo 
Devido ao fato de ser muito reativo, o P combina com oxigênio e, portanto, 
não é encontrado na forma elementar na natureza. Assim, o P do solo, água e seres 
vivos se encontra associado a quatro oxigênios, formando o ortofosfato (PO43-). Em 
solos ácidos uma grande parte do ortofosfato encontra-se fortemente associado aos 
óxidos e oxi-hidróxidos de ferro e alumínio, enquanto nos solos alcalinos os fosfatos 
de Ca são as formas predominantes. Dessa forma, a concentração de íons 
ortofosfato na solução do solo são bastante baixas. Na solução do solo, o ortofosfato 
é encontrado na forma de H2PO4- em solos ácidos, e como HPO42- em solos com pH 
alcalino. Essas formas iônicas de P são absorvidas por plantas e microrganismos. A 
maior parte desse P é incorporado à estrutura de compostos orgânicos (Po). As 
plantas podem ser consumidas por animais, que retornarão o P ao solo na forma de 
dejetos orgânicos. No solo, o ortofosfato será liberado para a solução pelo processo 
de mineralização do Po mediada por microrganismos. O Po também poderá ser 
incorporado em compostos orgânicos mais estáveis que farão parte da matéria 
orgânica humificada do solo (Figura 17). 
Aproximadamente 50% do P na biosfera encontra-se em formas orgânicas. O 
Po inclui o P de organismos vivos e MO morta. Os teores de Po nos solos são 
bastante variáveis, indo de 15 a 80 %. Em solos tropicais sob diferentes usos a 
participação do Po para o P total variou de 16 a 65 % (Nziguheba & Bünemann, 
2005). Na camada superficial de solos sob cerrado a contribuição variou de 21 a 34 
%, com a maior proporção observada em solo arenoso (Neufeldt et al., 2000; 
Lilienfein et al., 2000). Em solos sob caatinga da região Nordeste a contribuição foi 
 60
de 22 %, e chegou a 65 % em um Latossolo muito argiloso sob floresta amazônica 
(Lehmann et al., 2001). 
 
Figura 17. Ciclo do fósforo. Fonte: Adaptado do International Phoshate Institute. 
 
Os fungos e as bactérias contêm a maior parte do P nos organismos do solo. 
Esses microrganismos podem mineralizar Po, mas também imobilizar P a partir da 
solução do solo. O P da solução do solo pode ser absorvido pelas plantas para 
produzir biomassa. Assim, a adição de P ao solo via queda de litter, decomposição 
de raízes e resíduos de culturas, excreções animais e morte de organismos do solo 
constituem o ponto inicial de formação do Po do solo (Nziguheba & Bünemann, 
2005). Grande parte do P aplicado via fertilizantes minerais pode ser incorporada na 
fração orgânica do P. O P aplicado na forma mineral ou o ortofosfato liberado na 
solução do solo via excreção ou lise celular, pode ser utilizado imediatamente pela 
biomassa ou estabilizado pelos componentes do solo (Magid et al., 1996). O P é um 
componente estrutural de macromoléculas tais como ácidos nucléicos (DNA e RNA), 
fosfolipídios das membranas. Alguns organismos ainda são capazes de armazenar 
P na forma de ortofosfato inorgânico ou polifosfatos (Magid et al., 1996). 
A estabilização do Po no solo se deve principalmente à atuação de 
mecanismos de adsorção envolvendo o grupamento fosfato (Celi & Barberis, 2005), 
embora interações com grupamentos funcionais de C (ex: COOH) sejam possíveis. 
A forma com que o P se liga à matéria orgânica é similar à forma com que o P 
é adsorvido pelos oxi-hidróxidos de Fe e Al. Assim, sistemas de manejo que 
 61
privilegiem o aporte orgânico contínuo podem aumentar a ciclagem do P e aumentar 
sua disponibilidade para as plantas pelos seguintes mecanismos: a) Bloqueando os 
sítios de adsorção de P dos óxi-hidróxidos de Fe e Al; b) Competindo com os sítios 
de adsorção da fração mineral pelo P solúvel; c) Deslocando parte do P adsorvido 
pela fração mineral (Guppy et al., 2005). 
Recentemente, Randhawa et al. (2005) demonstraram que a taxa de 
mineralização do Po num período de 21 dias foram de 0,06 e 0,27 mg kg−1 dia−1 de 
P, respectivamente, em solo sem e com aplicação de adubo verde, sugerindo que a 
presença de adubo verde também pode melhorar a disponibilidade de P para as 
plantas por incrementar a taxa de mineralização de Po do solo. 
Em um dos poucos estudos que envolveram a caracterização do Po em solos 
brasileiros, foi encontrado que em Latossolos da Zona da Mata mineira cultivados 
com café no sistema convencional ou sob sistemas agroflorestais, aqueles sob esse 
último sistema de cultivo mantinham teores mais elevados de Po, os quais 
decresciam menos abruptamente em profundidade em relação aos solos sob café 
convencional. O P orgânico contribuiu, em média, com 47 % do P total, sendo que 
destes 95 % eram ortofosfatos de monoésteres e 5 % ortofosfatos de diésteres. Os 
teores de ortofosfatos de diésteres não diferiram entre os dois sistemas, mas a maior 
proporção desse grupo de compostos em relação ao sinal total do espectro de 31P 
RMN e o seu menor decréscimo em profundidade no sistema agroflorestal, levou 
aos autores a sugerir que os sistemas mais conservacionistas podem contribuir para 
conversão de Pi para formas lábeis de Po, especialmente em camadas mais 
profundas do solo, reduzindo a transformação do P em formasmenos disponíveis 
para as plantas (Cardoso et al., 2003). Assim, sistemas onde se favorece a 
manutenção de maior proporção de P na BM, como naqueles onde são aplicados 
fertilizantes fosfatados solúveis + adubos orgânicos, parecem ser uma alternativa 
para manter o P do solo e do fertilizante mais disponível para as plantas, 
particularmente em solos com alta CMAP (Ayaga et al., 2006). 
A importância relativa do Po na nutrição das plantas aumenta sob condições 
de deficiência de P, resultante dos baixos teores totais de P e, ou, forte adsorção de 
P pelos óxidos de Fe e Al no solo. Nessas condições, a ciclagem de formas 
orgânicas mais lábeis é acelerada, sendo mais importante em solos tropicais 
altamente intemperizados (Magid et al., 1996). Em ambientes naturais a 
mineralização do Po pode constituir a principal fonte de P para as plantas, mas para 
que a mineralização seja de máximo benefício às plantas ela deve ocorrer próximo a 
 62
superfície das raízes. Isso oferece vantagens com relação a competição com os 
microrganismos pelo P e reações que reduzem a disponibilidade de P (ex: fixação 
de P), especialmente em solos mais intemperizados. Além de vários outros 
mecanismos que contribuem para a aquisição de P do solo (ex: secreção de ácidos 
orgânicos, alteração do pH da rizosfera, etc), as plantas podem aumentar a 
produção de fosfatases na rizosfera para aumentar a disponibilidade de P sob 
condições de deficiência. As fosfatases são separadas em dois grandes grupos: 
fosfatases ácidas e fosfatases alcalinas, conforme o pH ideal para sua atividade. 
 
Enxofre 
Em regiões de clima mais seco (árido, semi-árido) as formas inorgânicas (ex: 
gesso) são o principal compartimento de S no solo, mas nos solos das regiões 
húmidas e sub-húmidas o S na matéria orgânica geralmente contribui com mais de 
90 % do S total (Stevenson & Cole, 1999; Itanna, 2005). O S orgânico do solo tem 
sido separado em três frações com reatividade diferenciada: a) S reduzível por ácido 
hidroiódico (HI), composta por ésteres de SO42-; b) S reduzível pelo método Raney-
Níquel, composta principalmente por aminoácidos, e; c) S residual ligado a C, 
composta por sulfonatos e S heterocíclico (Kertesz & Mirleau, 2004; Solomons et al., 
2005). A maior proporção do S-compostos orgânicos no solo está presente na 
estrutura dos aminoácidos, contribuindo com cerca de 30 % (Freney, 1986). Em 18 
solos florestais dos EUA avaliados por Autry & Fitzgerald (1990), o S- sulfonato foi 
maior que 40 % do S total no horizonte O1 e maior que 50 % no horizonte O2 da 
grande maioria dos solos. Os teores de S-aminoácido foram menores que os de S-
sulfonato nesses horizontes orgânicos e também foram menores que aqueles de S-
sulfonato e ésteres de sulfato nos horizontes minerais. A participação do S-
aminoácidos geralmente não ultrapassou 25 % do S total. Cerca de 30 a 70 % das 
formas orgânicas de S do solo podem ser reduzidas para H2S, sendo que grande 
parte do S reduzido está na forma de éster (C-O-S) ou C-N-S. O S ligado 
diretamente ao C não é reduzido. Dessa forma, sua dinâmica pode ser semelhante à 
do N e do P. Geralmente, os teores de S orgânico são menores em solos com 
cultivos intensivos em comparação àqueles sob vegetação nativa ou pastagens 
melhoradas Em solos de pradaria da América do Norte observou-se que 96 % do S 
dos solos encontrava-se na forma orgânica, sendo que o S ligado ao C era o 
principal compartimento (Wang et al., 2005). 
 63
A dinâmica do S no solo é ditada por processos de imobilização e 
mineralização, ambos mediatos pela atividade microbiana. Embora parte do S 
orgânico do solo possa ser derivado diretamente de compostos de planta e animais 
(ex: aminoácidos sulfurados, sulfolipídeos, etc), evidências recentes indicam que 
grande parte do S orgânico do solo é sintetizado in situ. 
A mineralização ocorre concomitantemente ao processo de imobilização 
(Zhang et al., 2001). O compartimento de S orgânico que mineraliza mais 
rapidamente é aquele que foi imobilizado mais recentemente. O S é inicialmente 
imobilizado no compartimento S éster sulfato, o qual é mais susceptível à hidrólise 
enzimática, e então é lentamente convertido em S ligado ao C, mais resistente à 
hidrólise enzimática, por intermédio da atividade microbiana (Castellano & Dick, 
1991). As sulfatases são as enzimas envolvidas na mineralização do S orgânico no 
solo. Na maioria dos solos a principal fonte de S para as plantas advém da 
mineralização da MOS. 
 
Relações C/N, C/P e C/S 
 
A mineralização do N, P e S da MOS ocorre simultaneamente com a do C. De 
modo geral, haverá mineralização líquida desses nutrientes quando as relações C/N, 
C/P e C/S forem, respectivamente, menores que 30, 200 e 300. Isso indica que o 
requerimento relativo de N pelos microrganismos é muito maior que o de P, que por 
sua vez é maior que o de S, bastando apenas que o resíduo orgânico adicionado ao 
solo tenha uma relação C/N > 30 para que o processo de imobilização de N 
predomine em relação a mineralização desse nutriente. Considerando as formas 
orgânicas de N, P e S conclui-se que durante o processo de mineralização da MO a 
taxa de liberação desses elementos será distinta, fazendo com que os processos de 
acúmulo e mineralização de C e N sejam distintos do P e S. Assim, a relação C/N, 
C/P e C/S têm função diferenciada e, potencialmente, uma grande variabilidade. 
Quando os processos de mineralização predominam em relação aos de 
imobilização, a MOS funcionará como fonte desse nutriente e, conseqüentemente, 
aumentará sua disponibilidade para as plantas. Do contrário, quando sua 
imobilização prevalece sobre a mineralização, a MOS passa a atuar como dreno 
desse nutriente, diminuindo sua disponibilidade para as plantas. O caráter dreno ou 
fonte da MOS depende de outros fatores, tais como tempo de conversão da área de 
vegetação natural para área agrícola, estádio de degradação do solo e tempo de 
 64
adoção de sistemas agrícolas com aporte constante de matéria orgânica (Figura 17). 
(Mendonça & Oliveira, 2002). 
 
Relação mineralização/ imobilização
Tempo de adoção do plantio direto
Dreno
Fonte
G
ra
nd
ez
a
 
 
Figura 17. Relação fonte-dreno entre os nutrientes e a MOS. Fonte: Mendonça & 
Oliveira (2002). 
 
A dinâmica das diferentes frações da MOS é especialmente importante para 
se entender as mudanças na disponibilidade de nutrientes, especialmente de N em 
solos após a adoção do SPD, como ilustrado por Sá (1999) (Figura 18).O fato é que 
os diferentes compartimentos da MOS atuam de forma diferenciada na liberação de 
nutrientes, visto que apresentam diferentes taxas de ciclagem. Por apresentarem 
maiores tempos de ciclagem, os compartimentos física e quimicamente protegidos da 
MOS funcionam mais como drenos do que como fontes de nutrientes para as 
plantas. O tempo de ciclagem do compartimento composto pela BM é pequeno 
(dias) e a relação fonte-dreno entre os nutrientes e a MOS nesse compartimento é 
muito variável e dependente dos teores de nutrientes na solução do solo e, 
principalmente, dos teores de nutrientes nos resíduos vegetais. Quando as relações 
entre o C e os demais nutrientes (ex.: relações C/N, C/P, C/S, etc.) nos resíduos 
vegetais são muito superiores às encontradas na BM, os microrganismos imobilizam 
temporariamente esses nutrientes em sua biomassa, expressando o caráter dreno 
do compartimento biológico da MOS. Quando a disponibilidade de substratos 
orgânicos facilmente decomponíveis fica escassa ou cessa, boa parte dos 
microrganismos morrem e a decomposição de suas células liberam os nutrientes 
que foram imobilizados anteriormente, fazendo com que o compartimento biológicoda MOS passe a atuar como fonte. O tempo de duração do caráter dreno ou fonte 
do compartimento biológico da MOS é fortemente relacionado com a disponibilidade 
de substratos orgânicos facilmente decomponíveis e com o teor de nutrientes 
nesses substratos. 
 65
 
 
Figura 28. Incremento do COT e predominância de processos de mineralização e 
imobilização do N com o tempo de adoção do sistema plantio direto. 
Fonte: Sá et al. (1999). 
 
O compartimento lábil da MOS é formado basicamente pela MO leve, que é 
composta por resíduos vegetais em diferentes estádios de decomposição. Esse 
compartimento da MOS se comporta tipicamente como fonte que, mediante a ação 
decompositora dos microrganismos, libera nutrientes na solução do solo 
aumentando a disponibilidade deles para as plantas. 
Em geral, resíduos orgânicos contendo menos que 1,2 % de N e 0,2 % de P e 
S promoverão imobilização líquida desses nutrientes durante sua decomposição 
(Siqueira, 1993). A imobilização do N pode ocorrer, também, em resíduos ricos em 
polifenóis (compostos com grande capacidade de retenção de N) que terão 
influência marcante nos estádios iniciais de decomposição dos resíduos orgânicos e 
poderão acarretar deficiência de N na fase inicial da cultura a ser plantada após a 
adição desses resíduos orgânicos ao solo. O retorno dos nutrientes imobilizados em 
plantas e resíduos orgânicos ao solo é iniciado a partir do processo de 
decomposição, e sua conseqüente transformação no solo. Cabe salientar que se 
trata de um contínuo e tão logo os resíduos orgânicos entrem em processo de 
transformação, passam a integrar a MOS. 
Em solos altamente intemperizados com alta capacidade de fixação de P, a 
taxa de decomposição pode ser mais influenciada pela disponibilidade de P do que 
daquela de N. A baixa disponibilidade de P limita a atividade microbiana e isso é 
particularmente importante na decomposição de resíduos e ciclagem da MOS em 
florestas tropicais sobre solos deficientes em P (Cleveland et al., 2002). Em solos 
com baixos teores de P a incorporação de materiais vegetais pode levar à 
imobilização temporária de P, principalmente em estruturas fúngicas, a qual pode 
 66
constituir até 30 % do P na MO particulada (Salas et al., 2003). Ilstedt & Singh 
(2005) observaram que a máxima respiração microbiana era limitada quando havia 
um bom suprimento de CL, enquanto a taxa inicial de respiração foi mais limitada 
pelo P. Por outro lado, quando se aplicou material compostado, a ausência de N 
levou às menores taxas de respiração. Assim, materiais vegetais com maior teor de 
P resultam em menor relação P/C na BM e podem ser vantajosos na reposição do P 
disponível em solos pobres no nutriente (Kwabiah et al., 2003). 
A liberação de P, em espécies de adubos verdes foi mais gradual, quando 
realizou-se consórcios com a ervilhaca em relação ao cultivo isolado da ervilhaca. 
Aos 29 dias iniciais, no cultivo da ervilhaca isolada, o P remanescente na biomassa 
foi de aproximadamente 40%, no consórcio com 15% aveia preta + 85% ervilhaca, 
aumentou para 60 %, no consórcio com 45 % AP+ 55% EC, o aumento foi de 67%. 
Entretanto, o maior potencial de acumular P (3,77 g kg-1 de MS) foi obtido no sistema 
composto por 15% aveia preta + 85% ervilhaca. Nesse estudo os indicadores do 
potencial em liberar o P acumulado na biomassa vegetal, foram obtidos por meio 
das correlações do P residual e P solúvel (-0,903**) e com a lignina/P (0,874*) aos 
29 dias de decomposição. Com o decorrer de 82 dias da decomposição o P residual 
passou a se correlacionar com a concentração de P total no resíduo (-0,959***) e 
com a relação C/P (0,866*). E por fim, aos 182 dias de decomposição o P residual 
continuou se correlacionando com P total no resíduo (-0,903**) (Giacomini et al., 
2003). 
Após a aplicação de 16 resíduos vegetais com teores de S variando de 0,08 a 
0,81 %, observou-se que a taxa de ciclagem variou de 58 % de imobilização no trevo 
da Pérsia (Trifolium resupinatum) e 76% de mineralização no “winter cress” 
(Barbarea verna). A mineralização líquida de S esteve relacionada com a relação 
C/S dos materiais e foi maior para materiais com menor teor de lignina. Materiais 
com maior relação C/S apresentaram maior imobilização. A imobilização bruta 
correlacionou-se com a relação C/N do material vegetal. A mineralização líquida, 
medida pela absorção por plantas, ocorreu para materiais com relação C/S abaixo 
de 230. A imobilização pareceu ser ditada pela quantidade de C lábil disponível logo 
após a incorporação dos resíduos, enquanto a mineralização dependeu mais da 
hidrólise bioquímica dos compostos orgânicos contendo S (Eriksen, 2005). 
 
 67
6. ORIGEM E FORMAÇÃO DAS CARGAS ELÉTRICAS DO SOLO 
 A presença de cargas na superfície dos colóides do solo é responsável por 
sua capacidade de retenção de íons (capacidade de troca catiônica e aniônica). As 
cargas são também responsáveis pelas ligações entre os constituintes do solo, 
dadas pela ação de agentes cimentantes (que estabelecem ligações químicas que 
estabilizam os agregados) e pela interação das partículas com a água e compostos 
químicos adicionados ao solo. Às cargas também estão associadas a várias 
propriedades do solo, como coesão, plasticidade e a dinâmica floculação/dispersão. 
Como já foi dito, há no solo, em geral, predominância de cargas negativas sobre 
positivas. Essa predominância, bastante significativa em solos de regiões 
temperadas, devido à presença de argilas silicatadas mais ativas, tende a diminuir e, 
em alguns casos extremos, desaparecer ou mesmo inverter, especialmente nos 
horizontes subsuperficiais de solos mais intemperizados de regiões tropicais. 
 
 As cargas podem ser permanentes, como no caso dos minerais de argila 2:1, 
ou dependentes de pH, como nos demais componentes da fração coloidal do solo. 
 Os principais mecanismos de formação de cargas são: 
6.1. Cargas Negativas 
1- Cargas permanentes: 
Resultam da troca de um elemento por outro de raio iônico semelhante, 
mas de valência diferente (substituição isomórfica). Especialmente em 
argilas do tipo 2:1, alguns átomos de Si dos tetraedros podem ser 
substituídos por Al, bem como o Al dos octaedros pode ser substituído 
por Mg ou por outros cátions. A substituição do Si4+ (que se 
encontrava, inicialmente, neutralizando 4 cargas negativas) por Al3+ irá 
condicionar sobra de uma carga negativa. De maneira semelhante, 
uma carga negativa será gerada pela substituição de um Al3+ de um 
octaedro por um cátion Mg2+. Deve-se ressaltar que o número de 
cargas geradas por este processo não é variável com alterações do pH 
do meio. 
2- Cargas dependentes de pH: originárias da protonação ou 
desprotonação de grupamentos OH- em função do pH do meio. Ocorre 
 68
principalmente nos óxidos e argilas 1:1. 
i. Bordas quebradas: resultante das descontinuidades das lâminas 
de argila. É mais importante nas argilas não expansivas. 
 
Verifica-se que com elevação do pH do meio (solo) o equilíbrio é 
deslocado para a direita em razão da neutralização dos íons H+ 
liberados na dissociação do grupo - OH (H+ + OH- → H2O). 
 
ii. Superfície dos óxi-hidróxidos: esses colóides apresentam 
superfície com grupamentos (por ex: Fe-OH e Al-OH) expostos 
e que podem desenvolver cargas de acordo com o pH do meio 
iii. Sítios de troca bloqueados: ocorre nas argilas do tipo VHE, 
onde, com a elevação do pH, surgem cargas anteriormente 
bloqueadas pelos polímeros de alumínio. 
iv. Colóides orgânicos: 
O principal mecanismo de formação de cargas na matéria 
orgânica é a dissociação de grupamentos funcionais 
carboxílicos, alcoólicos e fenólicos, dependentes de pH (Figura 
11). Estes gruposse dissociam com maior facilidade que os 
grupos OH das argilas 1:1 por seu menor PCZ, sendo esta a 
razão da dominância a matéria orgânica como fonte de sítios de 
troca na CTC dos solos tropicais mais intemperizados. 
 
 69
 
Figura 11. Formação de cargas elétricas pH-dependentes em colóides orgânicos do 
solo 
6.2. Cargas Positivas 
 As cargas eletropositivas do solo têm sua origem nos óxidos e hidróxidos 
(óxidos hidratados) de Fe e de Al, preferencialmente. Tal situação se dá de maneira 
mais significativa em condições mais ácidas de solo (Jarward e Reisenauer, 1966). 
 
 
 
 Esse esquema mostra que os óxidos hidratados de Fe e de Al podem dar 
origem a cargas eletropositivas, eletronegativas ou permanecer com carga neutra na 
superfície, dependendo do pH do solo. 
6.3. Densidade de Carga 
 A densidade de cargas negativas é a quantidade destas cargas por unidade 
de superfície de um material. Pode ser expressa em molc/m2 ou em C/m2. O molc 
negativa corresponde a 9,6485 x 104C (Coulomb). Por exemplo, a caulinita tem 1,93 
x 10-3C/m2. 
 70
7. Interações colóide/solução: fenômenos de adsorção e troca de 
ânions e cátions. 
As propriedades de adsorção iônica do solo são devidas, quase que totalmente, 
aos minerais de argila e à matéria orgânica coloidal do solo, materiais de elevada 
superfície específica. Essas partículas coloidais do solo apresentam cargas elétricas 
negativas e positivas, podendo adsorver ou "reter", por diferença de carga, tanto 
cátions como ânions. 
 As cargas negativas são neutralizadas por íons eletropositivos, ou seja, pelos 
cátions, o que se denomina adsorção catiônica. Na neutralização de cargas 
positivas pelos ânions tem-se a adsorção aniônica. Os íons envolvidos nesse 
processo de adsorção ligam-se por eletrovalência ou por covalência às partículas 
coloidais do solo. Os cátions mais envolvidos quantitativamente nesse processo são: 
Ca2+, Mg2+, Al3+, H+, K+, Na+ e NH4+, sendo o Ca2+, comumente, o mais abundante 
em alguns solos, enquanto que, em outros, é o Al3+. Alguns micronutrientes estão, 
também, sujeitos ao mesmo processo, embora em quantidades muito pequenas, se 
comparadas aos listados inicialmente. Os íons adsorvidos às partículas coloidais 
(também as partículas maiores podem apresentar cargas elétricas, embora em 
número limitado devido às suas pequenas superfícies específicas) podem ser 
deslocados e substituídos, estequiometricamente, por outros íons de mesmo tipo de 
carga, dando-se uma troca iônica. 
 Como as cargas da fase sólida se manifestam na superfície das partículas 
(micelas) do solo, há estreita relação entre o fenômeno de troca e a área superficial 
dessas micelas. Essa área, expressa em m2/g, é a superfície específica do solo 
(Quadro 5). Assim, o fenômeno de troca iônica do solo, que é basicamente a 
expressão de suas propriedades físico-químicas, é função de sua superfície 
específica e da densidade de cargas elétricas que se manifestam nesta superfície. 
Quadro 5. Superfície específica de alguns materiais de solo 
Classe de Solo Horizonte Profundidade Superfície Específica 
 (cm) (m2/g) 
Podzólico Vermelho-Amarelo B1 32 - 46 44,0 
 B2 46 - 58 61,0 
 
Latossolo Roxo Ap 0 - 13 90,3 
 A3 13 - 43 68,3 
 B21 43 - 70 82,3 
 71
 
Latossolo Vermelho B21 32 - 52 72,0 
 B22 52 - 80 98,0 
FONTE: Grohmann (1975) 
 
Esquematicamente, o fenômeno de adsorção e troca iônica pode ser 
representado pela equação: 
 
 a) Troca Catiônica 
 
 
b) Troca Aniônica 
 
Embora ânions como NO3-, SO4= e Cl- possam se comportar como os cátions, 
sendo trocáveis e obedecendo às mesmas condições discutidas para a CTC, alguns 
ânions importantes como os fosfatos e molibdatos sofrem uma adsorção aniônica 
(Figura 12). Nestes últimos ocorre a formação de complexos de esfera interna, onde 
o íon perde a camada de hidratação ao se ligar diretamente ao sítio de troca, o que 
resulta em uma ligação mais forte e estável (uma combinação de ligações 
covalentes e iônicas). As principais características desta ligação são: 
a. Especificidade. 
b. Influência das características da superfície e do ânion. 
c. Não obediência aos princípios de estequiometria e reversibilidade. 
 
 72
 
Figura 12. Representação da adsorção aniônica no solo 
 
 
 
7.1. Capacidade de Troca Catiônica (CTC) 
A CTC do solo é responsável pela retenção e liberação dos cátions dos 
colóides para a solução do solo, permitindo sua maior permanência no 
sistema de forma a serem absorvidos pelos microorganismos e plantas, e 
reduzindo sua progressiva lixiviação. Estas ligações se dão pela formação de 
complexos de esfera externa (interação onde o cátion mantém sua camada 
de hidratação e se liga por forças eletrostáticas) entre os cátions, como Ca+2, 
Mg+2, K+, NH4+, e a superfície dos colóides. Suas principais características 
são: 
a. Estequiometria: as reações sempre ocorrem de forma 
estequiométrica, ou seja, para cada mol de carga (molc) adsorvido 
há um molc dessorvido. Assim, um íon Ca2+ na solução do solo 
pode trocar com dois íons K+ que se encontram adsorvidos à 
superfície do colóide. È importante lembrar que 
valência
molmolc = 
b. Velocidade: as reações são rápidas. 
c. Independência de temperatura: Mudanças de temperatura dentro 
 73
de uma faixa estreita não afetam de forma expressiva seu 
comportamento. 
d. Reversibilidade: as reações são prontamente reversíveis, 
permitindo o deslocamento de íons para a solução e a adsorção de 
novos cátions. 
Na determinação de CTC do solo é importante considerar o pH em que a 
troca catiônica se verifica. Isto porque, além das cargas negativas de caráter 
eletrovalente, existem também cargas de caráter covalente. Estas se manifestam, ou 
não, de acordo com o pH do meio. A um dado pH, parte das cargas dependentes 
estará bloqueada por H: (ligações covalentes). Desta forma, a CTC do solo nesse 
pH será dada pelas cargas permanentes mais àquelas dependentes de pH, porém 
livres do hidrogênio covalente, constituindo a CTC efetiva do solo, a esse valor de 
pH. E, quando se aumenta o pH do sistema, mais íons H+ ligados a cargas 
dependentes do pH são neutralizados, resultando num conseqüente aumento da 
CTC efetiva do solo. 
 Dentre os cátions que neutralizam as cargas negativas da CTC efetiva do 
solo, incluem-se, principalmente, as bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+ e NH4+), o Al3+ e, 
também, cátions H+ ligados a cargas negativas da CTC de caráter mais eletrovalente 
(tipo ácido forte). 
 Ao conjunto dos cátions que estão ocupando a CTC do solo, saturando-a, 
juntamente com as cargas negativas dos colóides denomina-se complexo sortivo do 
solo. 
 Quando se usa uma solução salina não tamponada, como KCl 1 mol/L ou 
CaCl2 0,5 mol/L, para a determinação da CTC do solo, o valor obtido corresponderá 
à CTC efetiva. Por outro lado, se a solução salina for tamponada a um definido pH, o 
valor obtido corresponderá à CTC total do solo naquele pH, englobando a CTC 
permanente e a CTC dependente do pH. Para determinar a CTC a pH 7,0, usa-se 
uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, ou de acetato de amônio 1 
mol/L, pH 7,0. 
 Na Figura 13 é apresentado um esquema que ilustra os conceitos discutidos: 
 
 pH do solo pH 7,0 
|← CTC permanente →|← ↓ CTC dependente de pH →| 
 Al3+ −H −H −H 
K Ca+ +2 
 74
 Ca2+ −H −H −H −H
H+ Al3+ 
 H+ −H −H −H 
NH Mg4
2+ + 
 Mg2+ −H −HH+ 
 −H −H 
 
← CTC efetiva →| ← CTC "bloqueada" → 
Figura 13. Representação esquemática da CTC de um solo de região tropical. 
7.2. Fatores que Afetam a Capacidade de Troca Catiônica 
Muitas condições do solo têm influência sobre a CTC, dentre as quais: pH, 
natureza dos cátions trocáveis, concentração da solução e natureza da fase sólida. 
 O efeito do pH se verifica, principalmente, sobre as cargas dependentes de 
pH, como já se discutiu. 
 A natureza dos cátions trocáveis afeta a preferencialidade de troca no solo, de 
acordo com a densidade de carga dos cátions, isto é, Z/r, onde Z é a carga do íon e 
r é o raio do íon hidratado. Os cátions que têm maior densidade de carga são mais 
retidos nas cargas negativas do solo. Por isso, os cátions polivalentes são 
geralmente mais fortemente retidos no solo. A seqüência de preferencialidade de 
troca de cátions para uma mesma concentração foi estabelecida por Hofmeister, 
sendo conhecida como seqüência de Hofmeister (Mengel & Kirkby, 1982), ou série 
liotrópica (Russel & Russel, 1973). Esta seqüência é a seguinte: 
 
Li+ < Na+ < K+ < Rb+ < Cs+ < Mg2+ < Ca2+ < Sr2+ < Ba2+ 
 
 A diferença na preferencialidade de troca entre cátions da mesma carga se 
deve à diferença existente entre os raios iônicos hidratados (espessura da camada 
de hidratação do íon), que faz com que o Cs+ seja mais fortemente retido, em forma 
eletrostática, que o Li+ (Cs+ apresenta menor espessura da sua camada de 
hidratação). A diferença entre mono e bivalentes deve-se à Lei de Coulomb, que diz 
que a atração entre cargas é diretamente proporcional ao número de cargas e 
inversamente proporcional ao quadrado da distância que as separa. 
 O alumínio, sendo trivalente, é mais fortemente retido que os divalentes. O 
hidrogênio, em razão de suas propriedades específicas, não se comporta como 
 75
monovalente, quanto à preferencialidade de troca. Seu papel depende, também, da 
natureza do material trocador. 
 A concentração dos cátions na solução do solo afeta a preferencialidade de 
troca, interagindo com a carga dos cátions envolvidos. Assim, à medida que se dilui 
a solução, mantendo constantes as quantidades dos cátions presentes, verifica-se 
um aumento na preferencialidade de troca pelos cátions de menor valência, como o 
Na+. Em razão disso, em solos de regiões úmidas as bases vão sendo lixiviadas e o 
cátion que acaba predominando no complexo é o Al3+; por outro lado, em solos de 
regiões áridas e semi-áridas a tendência é de acúmulo de cátions monovalentes, 
principal-mente o Na+ 
 A natureza do material trocador influi, principalmente, na densidade de cargas 
negativas responsáveis pela CTC do solo, que pode ser expressa em cmolc/kg. 
 Em solos de regiões tropicais, como na maior parte do território brasileiro, a 
matéria orgânica apresenta, geralmente, a maior participação no valor da CTC. 
 Além, disso, em função do arranjo estrutural do material trocador e de sua 
interação com os cátions, pode haver alguma preferencialidade nas regiões de troca. 
Por exemplo, os minerais de argila do tipo 2:1 retêm, preferencialmente, o potássio e 
o amônio, enquanto que, na matéria orgânica, o cálcio é o cátion normalmente mais 
retido, depois do hidrogênio. 
7.3. Dupla Camada Difusa 
Dupla camada difusa é a denominação dada ao conjunto dos íons que 
circundam as partículas coloidais em suspensão. Nas argilas silicatadas 
predominam as cargas elétricas negativas. Estas atraem os íons carregados 
positivamente, formando uma camada mais concentrada próxima às partículas. Em 
função da concentração e das características do íon presente, esta camada pode 
ser mais ou menos espessa permitindo, respectivamente, menor ou maior 
aproximação entre partículas. Dentre as características do íon que são importantes 
na definição da espessura da dupla camada estão a valência do íon e o raio iônico 
hidratado. Maior valência para um mesmo raio iônico produz compressão da dupla 
camada. De forma análoga, maior raio iônico hidratado para uma mesma valência 
permite a expansão da dupla camada. 
A dispersão do solo, efetuada no procedimento de rotina para a determinação 
dos teores de areia, silte e argila, utiliza os conceitos de dupla camada difusa. No 
 76
solo, estes conceitos ajudam a compreender fenômenos como a dispersão das 
argilas, que podem se movimentar no perfil causando o bloqueio de poros e 
mudanças importantes nas propriedades físicas. 
 A representação gráfica de DCD é dada na Figura 14. 
 
Figura 14. Distribuição de íons a partir da superfície de colóide eletronegativo, de 
acordo com o conceito de dupla camada difusa (DCD) (Mitchell, 1976). 
7.4. Características da CTC do Solo 
 Dada a importância da CTC no solo, as características relacionadas com esta 
propriedade são constantemente determinadas e utilizadas em interpretações e em 
cálculos de necessidades de corretivos e de fertilizantes. Essas características são a 
própria CTC, também representada por T para a CTC a pH 7 e por t para CTC 
efetiva, no pH do solo, a soma de bases (SB), o índice de saturação por bases (V), a 
acidez trocável (alumínio trocável), a acidez total (H + Al) e a saturação por alumínio 
(m). Esses valores, à exceção da saturação por alumínio, são conhecidos como 
valores de Hissink. 
 Uma idéia da amplitude da variação das características relacionadas com a 
CTC do solo, bem como a divisão dessas características em classes, de acordo com 
a magnitude da mesma, para solos de regiões tropicais, como os do Estado de 
Minas Gerais, é dada no Quadro 6. 
 
Quadro 6. Classes de características relacionadas com a CTC de solos do Estado 
de Minas Gerais. 
Características Classes 
C
on
ce
nt
ra
çã
o
C
on
ce
nt
ra
çã
o
 77
 Muito 
Baixo 
Baixo Médio Alto Muito Alto 
 
SB cmolc/dm3 ≤ 0,60 0,61–1,80 1,81–3,60 3,61– 6,00 > 6,00 
Al3+ cmolc/dm3 ≤ 0,20 0,21–0,50 0,51–1,00 1,01– 2,00 > 2,00 
t cmolc/dm3 ≤ 0,80 0,81–2,30 2,31–4,60 4,61– 8,00 > 8,00 
(H + Al) 
cmolc/dm3 
≤ 1,00 1,01–2,50 2,51–5,00 5,01– 9,00 > 9,00 
T cmolc/dm3 ≤ 1,60 1,61–4,30 4,31–8,60 8,61– 
15,00 
> 15,00 
m % ≤ 15,0 15,1–30,0 30,1–50,0 50,1– 75,0 > 75,00 
V % ≤ 20,0 20,1–40,0 40,1–60,0 60,1– 80,0 > 80,0 
FONTE: Comissão de Fertilidade do Solo do Estado de Minas Gerais (1999). 
7.4.1. Valor T 
 A capacidade de troca catiônica (T) é geralmente determinada a pH 7,0, ou a 
pH 8,2 (para solos alcalinos e salinos). Ultimamente, tem sido mais usado o valor T a 
pH 7,0 que é calculado somando-se as bases e a acidez total (SB + H + Al). Além 
dessas duas expressões, pode-se ainda citar o valor t ao pH do solo (CTC efetiva), 
que é calculado somando-se as bases com a acidez trocável (SB + Al3+). 
 Os princípios básicos do fenômeno de troca são usados no processo de 
determinação da CTC de um solo ou de um material qualquer. 
 1) Agita-se uma amostra de solo, de peso ou volume conhecidos, com uma 
solução de KCl 1 mol/L: 
 
 2) Os cátions deslocados, bem como o excesso de KCl em solução são 
eliminados da amostra, por meio de filtração e lavagens. 
 No filtrado, podem ser determinadas as bases Na+, Ca2+ e Mg2+, que, 
adicionadas ao K+, determinado em outra extração, dão a soma de bases (SB). 
 78
Também nesse filtrado determina-se Al3+. Outra alternativa é continuar com a 
lavagem do excesso de KCl e os seguintes passos: 
 3) Agita-se a amostra agora com uma solução que contenha outro cátion, 
CaCl2 0,5 mol/L, por exemplo: 
 
 4) Filtra-se a suspensão e analisa-se, quantitativamente, o K+ em solução, 
deslocado pelo Ca2+. A quantidade de K+ analisada, em cmol/kg de amostra do solo 
quandoa medida foi em peso e cmol/dm3 quando a medida foi em volume, 
corresponde à sua CTC (cmolc/kg ou cmolc/dm3). 
 Para separar as contribuições de CTC permanente e CTC dependente de pH, 
utilizam-se solucões extratoras (caso do KCl 1 mol/L no 1o passo), em diferentes 
valores de pH. Historicamente, foi Schofield (1949) que verificou que a CTC de uma 
argila caulinítica eleva-se de 4 para 10 cmolc/kg com a elevação do pH da solução 
extratora de 6,0 para 7,0. O acréscimo no valor da CTC com a elevação do valor do 
pH foi denominado CTC dependente de pH (CTC pH-dependente). 
 No pH da solução extratora correspondente ao do solo, tem-se a CTC efetiva, 
que é a CTC permanente mais o aumento do valor da CTC com a elevação do pH 
de extração correspondente à CTC pH-dependente até o pH do solo. 
7.4.2. Soma de Bases (SB) 
 A soma de bases (SB) é calculada somando-se os teores de Ca2+, Mg2+, K+, 
Na+ e NH4+ trocáveis. Nos solos ácidos de regiões tropicais, como os do Estado de 
Minas Gerais, os cátions trocáveis Na+ e NH4+ geralmente têm magnitude 
desprezível. 
 79
7.4.3. Saturação por Bases (V) 
 
 A participação das bases no complexo sortivo do solo, expressa em 
porcentagem, é conhecida como saturação por bases (V). 
V SB
T
= . 100 
 Para este cálculo, usa-se o valor T (CTC a pH 7,0). 
 
OBS: Eutrofismo e Distrofismo: um solo é considerado Eutrófico ou Distrófico se 
sua saturação por bases é superior ou inferior a 50%, respectivamente. 
7.4.4. Saturação por Alumínio (m) 
 A saturação por alumínio, representada por m, é calculada pela expressão: 
100 . 
)Al(SB
Alm
3
3
+
+
+= 
 Observa-se que m é a percentagem de alumínio trocável na CTC efetiva do 
solo. Se o valor de m for maior que 50 % o solo é considerado Álico. 
 Informações sobre os valores de T, SB e V de um solo podem indicar o tipo 
de mineral presente na fração argila e possíveis problemas na sua utilização, bem 
como sobre o procedimento adequado a ser tomado para otimizar sua utilização. 
 O Quadro 7 mostra dados que possibilitam tirar algumas destas conclusões. 
Quadro 7. Valores de pH, Al3+, SB, t, (H + Al), T, V e m de três solos. 
 
Solos pH Al3+ SB t (H + Al) T V m 
 --------------------- cmolc/kg ----------------------- % 
 
A 5,4 0,1 1,9 2,0 1,4 3,3 58 5 
B 4,5 1,7 1,0 2,7 5,0 6,0 17 63 
C 6,5 0,0 10,0 10,0 1,0 11,0 91 0 
 
 O solo A, com valor baixo de T, deve ter sua fração argila constituída de 
caulinita e óxido de Fe e de Al, argilas pouco ativas, se o conteúdo total de argila do 
solo não for muito baixo (solo arenoso). Um outro aspecto provável é a existência de 
baixo teor de matéria orgânica neste solo. A adição de matéria orgânica a este solo 
para aumentar pelo menos temporariamente seu valor T, seria recomendada. O 
 80
valor de V é médio, e a percentagem de saturação de Al3+ é baixa, em razão dos 
baixos valores de Al3+, presente em níveis não tóxicos. 
 O solo B, muito ácido, tem baixo V; logo, alta participação da acidez (H + Al) 
no complexo de troca, podendo apresentar alta percentagem de saturação por Al. 
Para uso agrícola, deverá ter o seu pH elevado por meio de calagem, o que irá 
causar aumento dos valores de SB e V, aumentando, conseqüentemente, o seu pH. 
O seu valor de T e valor de SB indicam que o material constituinte da fração argila é 
ativo, ou que o teor de matéria orgânica deste solo é elevado, mas apresenta 
poucas bases no seu complexo de troca. 
 O solo C apresenta-se em boas condições quanto ao seu complexo de troca e 
características a ele relacionadas. 
7.4.5. Acidez Trocável 
 A acidez trocável é representada pelo Al3+ mais o H+ que faz parte da CTC 
efetiva. Como, em geral, a participação do H+ é pequena em relação ao Al3+, este 
valor é também chamado de alumínio trocável. O alumínio é considerado como 
acidez porque, em solução, por hidrólise, gera acidez, de acordo com a seguinte 
equação simplificada: 
 
7.4.6. Acidez Potencial 
 A determinação da acidez total ou potencial é feita usando-se como extrator 
uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, pH 7,0. Esta acidez inclui 
H + Al (H+ trocável, H de ligações covalentes que é dissociado com a elevação do 
pH, Al3+ trocável e outras formas de Al). A maior parte do H provém das cargas 
negativas dependentes do pH. Esta fração é chamada acidez dependente do pH. A 
participação do H em geral é maior do que a do alumínio trocavél. 
7.5. Capacidade de Troca Aniônica 
 A capacidade de troca aniônica é definida como o poder do solo de reter 
ânions na fase sólida, numa forma trocável com outros ânions da solução. 
Entretanto, a manifestação desta propriedade não é tão característica quanto à troca 
catiônica, isto é, não são atendidas tão perfeitamente as condições de rapidez, 
 81
reversibilidade e estequiometria. Por esta razão, a troca aniônica é mais freqüente e 
convenientemente denominada adsorção aniônica, sendo a adsorção um processo 
mais complexo do que a simples troca. 
 Um aspecto particular do comportamento de certos ânions no solo é a 
adsorção específica. Por este processo os ânions são retidos pela fase sólida, por 
meio de ligações fortes (covalentes), passando a fazer parte da estrutura da micela, 
em sua superfície. Este tipo de adsorção é de baixa reversibilidade e é bem 
conhecido para o fósforo, sendo o principal responsável pela fixação de fósforo no 
solo, principalmente nos solos ricos em óxidos de ferro e alumínio. Uma reação 
desta natureza é aqui apresentada de forma simplificada (Mengel & Kirkby, 1982): 
 
 O ânion que pode deslocar o fósforo da fase sólida do solo com maior 
eficiência é o silicato (H3SiO4-). Em segundo lugar. vem o sulfato. O nitrato e o 
cloreto praticamente não têm poder de substituir o fosfato. Pode-se dizer que a 
retenção de nitrato e cloreto no solo se dá por adsorção não específica, que tem 
caráter reversível. 
 Da mesma forma que a CTC, a capacidade de adsorção de ânions dos solos 
também pode ser determinada experimentalmente em laboratório. Para tanto 
utilizam-se, usualmente, curvas de adsorção conhecidas como "isotermas de 
adsorção". Uma das mais utilizadas para ânions do solo, de interesse na nutrição 
das plantas, é a isoterma de Langmuir, a qual permite determinar a capacidade 
máxima de adsorção do ânion em estudo, como por exemplo a capacidade máxima 
de adsorção de fósforo (CMAP) e de sulfato (CMAS). 
 A capacidade máxima de adsorção de ânions varia com as características do 
solo, notadamente seu teor e tipo de argila, podendo atingir valores bastantes 
elevados para solos muito intemperizados com altos teores de argila. 
 As cargas positivas do solo, responsável pela adsorção aniônica, são, 
normalmente, dependentes do pH do meio. Diminuindo o pH, aumentam as cargas 
positivas do solo e a adsorção aniônica também aumenta. 
 82
8. Reação do Solo 
8.1. Acidez do Solo 
 A acidez é definida como a concentração de íons hidrogênio em solução. As 
moléculas de água se dissociam em H+ e OH-, de acordo com sua constante de 
dissociação: 
[ ] [ ]
[ ] 142 10
−
−+
=⋅=
OH
OHHK w 
 Na água pura, [ ] [ ] 710−−+ == OHH 
O pH é definido como o logaritmo do valor de concentração do hidrogênio, 
com o sinal trocado. Na água pura o pH é, portanto, igual a 7. O aumento da 
atividade de H+ em solução determina valores de pH menores que 7,0, e o aumento 
dos íons OH- eleva o pH a valores maiores do que 7,0. 
pH = -log [H+] 
A água presente no solo apresenta sais dissolvidos, colóides minerais e 
orgânicos e seres vivos em constante atividade. Estes elementos são capazes de 
alterar direta ou indiretamente o pH. O solo pode também apresentar minerais 
primárioscapazes de liberar elementos que afetam o pH. Além disto a superfície do 
solo está em contato com a atmosfera, recebendo sua influência. Em se tratando de 
um sistema aberto, está constantemente recebendo fluxos de matéria, 
especialmente pelas soluções percolantes ou água que ascende dos lençóis 
subterrâneos. O balanço final da ação destes diversos contribuintes determina o pH 
final do solo. 
Em função de seu pH, os solos podem ser separados em ácidos, neutros e 
alcalinos. Em geral, a grande maioria dos solos nas condições tropicais úmidas é 
ácida. Os solos, com o avanço do intemperismo, tornam-se progressivamente mais 
ácidos, em função da perda dos cátions alcalinos e alcalino-terrosos (p.e. cálcio e 
potássio) e da progressiva liberação de alumínio pela degradação das argilas. Solos 
sob florestas temperadas de coníferas também se acidificam pela natureza ácida do 
material orgânico depositado na serrapilheira. Os solos alcalinos podem ocorrer em 
 83
regiões áridas ou semi-áridas, onde as condições climáticas impedem a perda dos 
cátions e permitem seu acúmulo. 
A acidez afeta todos os fenômenos químicos e biológicos que ocorrem no 
solo. Aliada à constituição química, A acidez determina a capacidade produtiva e as 
limitações nutricionais ao crescimento das plantas. O pH afeta a solubilidade e 
disponibilidade dos nutrientes e de elementos tóxicos aos vegetais, afetando 
também as condições de decomposição da matéria orgânica e de sobrevivência e 
proliferação de organismos. 
8.1.1. Fontes de Acidez do Solo 
 A acidez do solo é proveniente do balanço entre os grupamentos químicos 
capazes de gerar H+ e aqueles capazes de gerar OH-. Dentre os principais grupos 
geradores de acidez podem ser destacados: 
8.1.1.1. Minerais de Argila 
(a) íons H+ trocáveis adsorvidos na superfície do argilomineral e que são dissociados 
a pH baixo (4,0). Esquematicamente a dissociação pode ser representada por: 
 
(b) íons Al3+ trocáveis adsorvidos na superfície do mineral de argila que passam à 
solução do solo. O caráter ácido deve-se às reações de hidrólise do Al3+ hidratado 
em solução, conforme mostram as reações: 
 
++ +⇔+ 3H Al(OH) O3H Al 323 
 
(c) dissociação dos íons H+ dos grupos Si-OH e Al-OH estruturais dos minerais de 
argila a valores de pH maiores que 5,5. 
 84
8.1.1.2. Matéria Orgânica 
 Os grupamentos da superfície dos colóides orgânicos, como os grupos 
carboxílicos, alcoólicos e fenólicos liberam prótons (H+) na solução do solo, de 
acordo com as reações: 
 
 De modo geral, os grupos carboxílicos são ácidos mais fortes do que os fenólicos. 
8.1.1.3. Ácidos Solúveis 
 A decomposição microbiológica da matéria orgânica pode conduzir à 
formação de ácidos orgânicos solúveis, como os ácidos acético, málico e oxálico, 
que contribuem para a acidificação do solo. Além disso, a mineralização de 
compostos orgânicos libera compostos de N e S reduzidos que, ao sofrerem 
oxidação, liberam prótons na solução, de acordo com as reações: 
 
 A oxidação de amônio a nitrato se dá em duas etapas: 
 
 A oxidação biológica de compostos orgânicos também produz CO2, o qual 
reage com água para formar ácido carbônico, que se dissocia rendendo prótons 
(H+), de acordo com as reações: 
 
8.1.2. Fontes de Alcalinidade no Solo 
 Os compostos químicos capazes de originar íons OH- por reação com a água 
 85
constituem as fontes da alcalinidade no solo. Este é o caso dos minerais que contêm 
os metais alcalinos e alcalino-terrosos. Quando cátions metálicos como K+, Na+, 
Ca++ e Mg++ predominam no complexo de troca, eles podem influenciar a 
concentração de íons H+ (ou OH-) na solução do solo, de acordo com o equilíbrio: 
 
 De um modo geral, quanto maior for a participação dos elementos alcalinos e 
alcalino-terrosos no complexo de troca, maior será o pH do solo. As condições que 
levam a um aumento da participação desses elementos (também denominados de 
"bases trocáveis") no complexo de troca também determinam, via de regra, um 
aumento no pH do solo. Entretanto, isto não significa que a adição desses 
elementos ao solo deverá aumentar o pH. Nessa situação, a reação do solo 
dependerá do ânion acompanhante. No caso da utilização de carbonatos, o pH 
tende a aumentar. Já ânions como sulfatos, cloretos e nitratos praticamente não 
alteram o pH do solo. No caso do sulfato e do nitrato pode ocorrer um abaixamento 
de pH se houver adsorção deste ânion e o deslocamento em quantidades 
apreciáveis de íons H+ da superfície das argilas pelo cátion adicionado. 
 Os solos geralmente se comportam como ácidos fracos e os metais alcalinos 
tendem a formar bases fortes. Portanto, em condições de pH neutro, sais formados 
por esses cátions com ânions provenientes de ácidos fracos tendem a se dissociar 
para recompor parcialmente o ácido, com o ânion capturando prótons do meio. A 
fração coloidal do solo, negativamente carregada, comporta-se como o ânion de um 
ácido fraco.. Ex: 
 
Os metais alcalinos e alcalino-terrosos são constituintes dos minerais 
primários, cujo intemperismo consome prótons do meio liberando esses cátions 
(bases trocáveis) na solução, os quais podem, então, ser adsorvidos pela fase 
sólida. 
8.1.3. Capacidade Tampão da Acidez do Solo 
 A capacidade tampão da acidez dos solos (CTH) é função das características 
 86
do complexo de troca catiônica, sendo definida como a "resistência que os solos 
apresentam a mudanças de pH". O poder tampão, também pode ser definido como 
sendo a quantidade de base necessária para elevar em uma unidade o pH do solo, 
por exemplo, para elevar de 5 para 6 o pH do solo. Este, porém, não varia 
linearmente, em função das diferenças de comportamento componentes do solo. 
 Os solos se comportam como ácidos muito fracos, cujo potencial de reposição 
dos íons H+ na solução é muito superior à atividade desses íons em solução. Este 
fato permite compreender os conceitos de acidez ativa, acidez trocável e acidez 
potencial dos solos, expressos mais adiante. 
8.1.4. Causas da Acidificação Progressiva dos Solos 
 A acidificação dos solos ocorre em função do intemperismo, que acarreta a 
perda progressiva de cátions básicos em condições de drenagem adequada. A água 
das precipitações percola pelo perfil, carreando os produtos da solubilização dos 
minerais primários, e, em condições mais avançadas de intemperismo, da destruição 
das argilas silicatadas. 
A progressiva perda de cátions básicos proporciona o abaixamento do pH, o 
qual, por sua vez, desestabiliza as argilas, favorecendo a liberação do silício, que é 
perdido por lixiviação, e do alumínio, que pode ser precipitado como gibbsita ou 
adsorvido e, posteriormente, retornar à solução gerando acidez por hidrólise. Os 
íons H+ são continuamente produzidos no solo pela mineralização de compostos 
orgânicos e produção de CO2 e pelo intemperismo dos silicatos de alumínio, que 
libera Al3+ em solução. 
 As plantas produzem acidez via extrusão de prótons no processo de absorção 
de cátions básicos, se constituindo em outra importante fonte de acidificação 
progressiva dos solos. 
 Os ácidos HNO3 e H2SO4 podem ser produzidos no solo pelo uso de certos 
sais como fertilizantes. 
 O conjunto desses fatores conduz à acidificação progressiva dos solos, 
particularmente em regiões tropicais com precipitações que favoreçam a percolação 
e condições de drenagem que permitam a lixiviação. 
8.1.5. Problemas Causados pela Acidez do Solo 
 87
 A acidez pode trazer problemas diretos e indiretos às plantas, seja pela 
toxidez direta às plantas ou por afetar a disponibilidade de nutrientes e elementos 
tóxicos. 
 O alumínio, conforme já discutido, constituicomponente importante da acidez 
dos solos. O Al+3 em altas concentrações pode ser tóxico às plantas, constituindo 
uma das principais limitações agrícolas em solos ácidos. O Al+3 em concentração 
elevada, além de causar toxidez às plantas, interfere na disponibilidade de outros 
nutrientes. O exemplo mais típico desse efeito refere-se à solubilidade do fosfato no 
solo. O fosfato tende a reagir com o Al solúvel, formando fosfatos de Al de baixa 
solubilidade em solos ácidos. 
8.2. Calagem 
 A calagem é a prática mais comum para correção da acidez dos solos. 
Consiste na aplicação de carbonatos de cálcio e/ou magnésio que se dissociam e 
reagem produzindo íons OH-. Estes neutralizam a acidez e, secundariamente, 
fornecem cálcio e magnésio como nutrientes, elevando a soma de bases. 
 A necessidade de calagem não está somente relacionada ao pH do solo, mas 
também à sua capacidade tampão (CTH) e à sua capacidade de troca de cátions 
(CTC). Solos com maior CTH necessitam de mais calcário para aumentar o pH que 
aqueles de menor CTH . A capacidade tampão relaciona-se diretamente com as 
quantidades totais de argila e de matéria orgânica no solo, assim como com o tipo 
de argila. 
 A neutralização de um solo ácido com calcário (CaCO3) pode ser 
representada pela reação: 
 
 O calcário neutraliza a acidez representada por H + Al, sendo o Ca++ e o Mg++ 
adsorvidos aos colóides do solo no lugar dos cátions de caráter ácido. O alumínio é 
precipitado como hidróxido de baixa solubilidade e o gás carbônico é perdido para a 
atmosfera. 
 88
9. Reações de oxidação e redução no solo 
 Na superfície terrestre predominam as condições oxidantes, em virtude da 
abundância de oxigênio. Os solos, em sua maioria refletem esta condição, 
apresentando condições oxidantes. O meio oxidante também favorece a rápida 
decomposição da matéria orgânica, uma vez que a respiração aeróbia é mais 
eficiente e rápida que a respiração anaeróbia. 
 Por outro lado, um ambiente redutor pode ocasionar mudanças no 
comportamento de alguns componentes do solo. Isto ocorre em condições ligadas, 
principalmente, ao acúmulo de água no solo, decorrente de problemas de drenagem, 
posição do solo na paisagem ou condições especiais, como a irrigação por 
inundação permanente. Microsítios de redução podem ainda ocorrer em solos bem 
drenados, relacionados a porções onde o oxigênio tem sua difusão limitada ou seu 
consumo é rápido, como camadas compactadas ou grandes massas de matéria 
orgânica em decomposição. Em conseqüência disto, o potencial redox se reduz, e 
elementos de maior facilidade de redução se reduzem. 
Os principais envolvidos neste processo são o ferro e o manganês. Ao se 
reduzirem, estes elementos se tornam mais solúveis, podendo ser lixiviados e 
removidos do sistema. Esta é a causa das cores pálidas e acinzentadas dos solos 
de baixadas e regiões mal drenadas (processos de “gleisação”). O ferro e o 
manganês podem, posteriormente, se precipitar ao atingirem zonas mais oxidantes, 
formando crostas de óxidos de baixa cristalinidade. 
A matéria orgânica tende a se acumular nestas condições redutoras, pois a 
decomposição em condições anaeróbicas é mais lenta. Podem surgir assim 
horizontes superficiais enriquecidos em matéria orgânica ou mesmo horizontes 
orgânicos. 
 A redução do potencial redox produz também outras importantes 
modificações, como elevação do pH e alterações na disponibilidade de vários 
elementos. Além do ferro e manganês solubilizados com a redução, ocorre redução 
do nitrato, liberação do fósforo ligado ao ferro e liberação de cátions da CTC para a 
solução do solo, deslocados do complexo de troca pelo ferro e manganês. 
 
 
 
 89
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