Relaçao solo planta

Prévia do material em texto

IV – RELAÇÃO SOLO-PLANTA 
 
INTRODUÇÃO 
 
Neste capítulo, o solo é considerado como reserva, dreno e fonte de 
nutrientes para as plantas, à semelhança de um sistema bancário que 
administra o dinheiro de seus correntistas, guardando-o, protegendo-o, 
liberando recursos quando solicitados e, de modo muito importante, evitando 
perdas. O solo como “sistema bancário” dos nutrientes tem cargas negativas e 
positivas de modo a proceder essa administração, tanto dos cátions como dos 
ânions, nutrientes ou não. 
As cargas do solo ao lado da fotossíntese são considerados os dois 
fenômenos mais importantes para a existência da vida na Terra. Neste capítulo, 
são tratados os três componentes principais da relação solo-planta: as 
propriedades fisico-químicas do solo que o caracterizam como um controlador 
de suprimento e de perdas de nutrientes; os mecanismos de transporte de 
nutrientes no solo até às raízes e, por último, a cinética de absorção ou aquisição 
de nutrientes pelas plantas. 
 
PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DO SOLO 
 
Fases do Solo 
 
Um solo mineral, próximo à superfície, com condições físicas ótimas para 
o crescimento de plantas, 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 
(MO). Têm-se, em média, então, 50 % constituídos pela fase sólida, 25 % pela 
fase líquida e 25 % pela fase gasosa. 
A fase sólida é constituída de agregados, formados de partículas 
unitárias, cimentadas entre si por matéria orgânica, óxidos e hidróxidos 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 (Figura 1). 
 
 
Figura 1. Limites dos tamanhos das partículas dos solos 
 
 
Sistema Coloidal 
O solo pode ser considerado como um sistema disperso, uma vez que é 
constituído de mais de uma fase, estando a fase sólida em estado de acentuada 
subdivisão. Há, portanto, um sistema coloidal(1) no solo, constituído de 
partículas diminutas, de tamanho coloidal, minerais ou orgânicas, ou 
organominerais, como fase dispersa na solução (ou no ar) do solo, como meio 
de dispersão. Nesse sistema, ocorrem reações químicas, físico-químicas e 
microbianas da maior importância no estudo dos solos. Nessa fase dispersa, é 
que se encontram as argilas. 
Como exemplo, além do solo, pode-se citar a presença de sólido (fase 
dispersa) em gás (meio de dispersão), constituindo fumaça, poeira; de líquido 
em gás, constituindo névoa, etc. 
As partículas do sistema coloidal do solo apresentam as seguintes 
propriedades: 
a) Grande Superfície Específica 
A 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 m2 g-1. 
A compreensão do significado prático dessa propriedade torna-se mais 
fácil ao se tomar um cubo com 1 cm de aresta, pesando 1 g, o qual tem uma 
superfície igual a 6 cm2 (2) e uma superfície específica igual a 6 cm2 g-1. Se este 
cubo for, inicialmente, dividido ao meio, paralelamente a duas de suas faces 
opostas, a superfície total dos dois blocos formados será de 8 cm2, logo, com 2 
cm2 a mais do que o cubo inicial, correspondentes às duas novas superfícies 
expostas pela divisão. Como o peso total dos dois blocos continua o mesmo, a 
superfície específica total do material foi aumentada para 8 cm2 g-1. Se o cubo 
for subdividido em 1.000 cubos, cada um com aresta igual a 0,1 cm, a superfície 
total destes cubos será igual a 60 cm2, correspondente a uma superfície 
específica igual a 60 cm2 g-1. Se for subdividido em 1.000.000 de cubos, cada um 
com aresta igual a 0,01 cm, a superfície total será igual a 600 cm2 e a específica 
igual a 600 cm2 g-1. 
Dentre os fatores responsáveis por essas variações, encontram-se: 
 Textura. 
 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, maior 
 
__________ 
 (1) Nos sistemas coloidais, componentes da 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). 
(2) m2 = 10.000 cm2. 
 
 
proporção com o valor da superfície específica do solo. 
Quanto ao tipo de mineral de argila, sabe-se, por exemplo, que a 
caulinita apresenta superfície específica de 10 a 30 m2 g-1, os óxidos de Fe de 100 
a 400 m2 g-1, e a montmorilonita, no outro extremo, de 700 a 800 m2 g-1, 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. 
O efeito da matéria orgânica sobre a superfície específica do solo pode 
ser constatado no trabalho de Grohmann (1975), ao verificar que a superfície 
específica de uma amostra de um horizonte Ap de um Latossolo Vermelho, 
inicialmente com 90,3 m2 g-1 caiu para 61,2 m2 g-1 após a eliminação da matéria 
orgânica por oxidação com peróxido de hidrogênio (H2O2). 
b) Cargas Elétricas 
As partículas coloidais do solo, as argilas de modo geral, são 
eletronegativas. Embora possam, também, conter cargas positivas, estas são, 
normalmente, em menor número que as negativas. Em alguns solos, com um 
grau de desenvolvimento (intemperismo do solo?) bastante adiantado, pode-se 
encontrar maior número de cargas positivas do que negativas; entretanto, tal 
situação não é muito comum. Essas cargas elétricas proporcionam a adsorção 
de íons de cargas opostas, retendo-os no solo. 
c) Cinética 
As partículas dispersas em meios líquidos apresentam movimentos. O 
movimento browniano é caracterizado pelo movimento brusco, irregular e em 
ziguezague de partículas individuais no meio de dispersão. Esse movimento 
deve-se à energia cinética das partículas. 
O movimento de difusão é consequência 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. 
Mineralogia da Fração Argila 
Argilas Silicatadas 
As argilas silicatadas são os constituintes mais comuns em solos de 
regiões temperadas, ainda não sujeitos a um estádio avançado de 
intemperismo. 
As argilas silicadas são constituídas de duas unidades estruturais 
básicas. Uma é o tetraedro de sílica, formado por ligações de um átomo de Si a 
quatro átomos de oxigênio: 
 
 
 
A outra unidade é constituída pelo octaedro de alumina, formado por 
um átomo deAl e seis átomos de oxigênio: 
 
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. 
Os cristais das argilas silicatadas são constituídos de camadas alternadas 
de tetraedros e de octaedros, ligadas entre si por átomos de oxigênio comuns 
aos átomos de Si (tetraedros) e aos de Al (octaedros). 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 argilassilicatadas. 
Dentre as argilas silicatadas, destacam-se os principais grupos. 
a) Caulinita 
Caracteriza-se por um arranjo com uma camada de tetraedros e uma de 
octaedros, unidas entre si, rigidamente, pelos átomos de oxigênio comuns às 
duas camadas, constituindo uma unidade cristalográfica. Unidades assim 
formadas se unem entre si por ligações de H, constituindo o grupo das 
caulinitas ou o grupo das argilas do tipo 1:1 (Figura 2). As ligações de 
hidrogênio entre unidades cristalográficas não permitem a expansão da argila. 
 
Figura 2. Representação esquemática das argilas do grupo da caulinita (1:1). 
 
 
b) Ilita 
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 “deficit” de carga positiva na 
camada de tetraedro leva a um excesso de cargas negativas que são 
neutralizadas, geralmente por íons de K, fortemente retidos entre duas 
unidades. Essas ligações diminuem intensamente a expansão do material 
quando sujeito à hidratação. A superfície de adsorção catiônica é, 
consequentemente, menor do que a da montmorilonita. 
c) 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 (Figura 3). As unidades são frouxamente ligadas entre si por moléculas 
d’água e cátions na solução, o que permite que a distância entre elas seja 
variável. Como consequência, 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 maiores (Figuras 3 e 4) do que 
para a caulinita. 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 importante de argilas expansivas 
apresentam, geralmente, quando secos, superfície trincada, com fendas que 
contornam diferentes formas geométricas. Com a reidratação, tais fendas 
desaparecem em virtude da expansão do material. Como toda a sua superfície 
apresenta cargas negativas, este colóide revela elevada capacidade de adsorção 
de cátions. 
d) Outros Grupos de Argilas Silicatadas 
A presença mais frequente de vermiculita (tipo 2:1), argila silicatada 
semelhante àmontmorilonita, 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 frequente em solos de regiões tropicais. Não 
obstante, a vermiculita é, de modo geral, mais resistente ao intemperismo em 
relação à montmorilonita. A principal diferença entre estas duas argilas reside 
nas substituições isomórficas que se verificam na rede cristalina por ocasião da 
formação das estruturas minerais. A vermiculita apresenta substituição de Si 
por Al na camada de tetraedros, ao passo que a montmorilonita apresenta 
substituição de Al por Mg na camada de octaedros. Portanto, a presença de Al, 
em solos ácidos, é fator de estabilização da vermiculita. Por outro lado, a 
lixiviação de Mg dos solos tende a desestabilizar a montmorilonita. Daí a 
presença eventual de vermiculita em solos de regiões tropicais, em detrimento 
da montmorilonita. Aliás, não é incomum encontrar algumas variedades de 
 
 
vermiculita com precipitados de hidróxi- Al entre as unidades 2:1. Estas são 
denominadas de VHE (Vermiculitas com hidróxi entrecamadas). 
 
Figura 3. Disposição das lâminas de tetraedros e octaedros em duas unidades 
cristalográficas de uma argila silicatada 2:1. 
 
 
Figura 4. Representação esquemática das argilas do grupo da montmorilonita 
(tipo 2:1). 
 
 
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). Por essa razão, essa argila é conhecida pelo tipo 2:2 ou 2:1:1 (duas 
lâminas de tetraedros, uma de octaedro e uma de brucita). A superfície 
específica e a capacidade de troca catiônica são semelhantes às da ilita. 
 
 
 
Argilas Não Silicatadas – Óxidos e Hidróxidos de Fe e de Al 
 
Este tipo de material coloidal, predomina, frequentemente, em solos 
tropicais, misturado com argilas silicatadas, principalmente caulinita. Embora 
por simplicidade os óxidos hidratados sejam representados por hidróxidos de 
Fe e de Al, Al(OH)3 e Fe(OH)3, suas estruturas químicas são mais corretamente 
referidas por fórmulas do tipo Fe2O3.xH2O e Al2O3.xH2O. 
A gibbsita (Al2O3.3H2O) e a goethita (Fe2O3.H2O) são os óxidos 
hidratados de Al e de Fe de maior predominância na fração argila. A hematita, 
quimicamente um óxido de Fe não hidratado (Fe2O3), é outro componente 
frequente da fração argila, principalmente de solos tropicais. 
Esses óxidos, de maneira geral, são os principais responsáveis pela 
adsorção aniônica, e também de alguns cátions, como o Zn, nos solos. O efeito 
desses óxidos sobre a adsorção de fosfatos em solos tem sido foco de vários 
estudos. 
 
Origem das Cargas Elétricas do Solo 
Cargas Negativas 
Como já foi dito, há no solo, em geral, predominância de cargas 
negativas sobre positivas. Essa predominância é expressiva em solos de regiões 
temperadas, graças à presença de argilas silicatadas mais ativas, por 
conseguinte mais eletronegativas. Por outro lado, nos solos mais 
intemperizados de regiões tropicais, o predomínio de cargas negativas tende a 
diminuir e, em alguns casos, até mesmo inverter com predomínio de cargas 
positivas. 
As cargas eletronegativas do solo podem ter diferentes origens: 
a) Dissociação de Grupos OH nas Arestas das Argilas Silicatadas 
O grupo OH nas terminações tetraedrais ou octaedrais, em faces 
quebradas das unidades cristalográficas das argilas silicadas, pode-se dissociar, 
gerando uma carga negativa. 
 
 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. Este tipo de cargas dependentes do pH é o tipo 
predominante em argilas 1:1, como a caulinita. 
b) Substituição Isomórfica 
Durante a gênese de argilas do tipo 2:1, alguns átomos de Si dos 
tetraedros podem ter sido substituídos por Al, bem como o Al dos octaedros 
pode ser substituído por Mg ou por outros cátions de valência menor que a do 
 
 
Al3+. A substituição do Si4+, que se encontrava, inicialmente, neutralizando 
quatro 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 divalente, como o Mg2+. 
Deve-se ressaltar que o número de cargas geradas por este processo não 
é variável com alterações do pH do meio. 
c) Matéria Orgânica 
Na matéria orgânica do solo, as cargas negativas originam-se, 
principalmente, da dissociação de grupos carboxilícos e fenólicos, de acordo 
com as equações químicas: 
 
em que R representa um radical, de modo geral, longas cadeias alifáticas ou 
eventualmente aromáticas. 
Verifica-se pelas equações que o equilíbrio é deslocado para a direita, 
forma dissociada, com a elevação do pH do meio, ou seja, com a neutralização 
da acidez. 
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. 
Esse esquemamostra que os óxidos hidratados de Fe e Al podem dar 
origem a cargas eletropositivas, eletronegativas ou permanecer com carga 
neutra na superfície, dependendo do pH do solo. De modo geral, o ponto em 
que a carga dos óxidos é nula corresponde a um valor de pH na faixa alcalina. 
Assim sendo, os óxidos de Fe e Al apresentam cargas positivas em solos ácidos. 
 
_______ 
(3) O PCZ (ponto de carga zero) é o pH em que o solo apresenta carga líquida nula. Seu valor é 
variável de acordo com a natureza dos materiais trocadores de íons constituintes do solo. 
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 m-2 em que 
molc é mol de carga. 
Adsorção e Troca Iônica 
As propriedades de adsorção iônica do solo são devidas, quase que 
totalmente, aos minerais de argila e à matéria orgânica 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 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, em 
outros, é o Al3+. Alguns micronutrientes estão, também, sujeitos ao mesmo 
processo, embora em quantidades muito pequenas. Os íons adsorvidos às 
partículas coloidais 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 
coloidais do solo, há estreita relação entre o fenômeno de troca e a área 
superficial dessas partículas. Essa área é a superfície específica do solo, expressa 
em m2 g-1. 
Esquematicamente, o fenômeno de adsorção e troca iônica pode ser 
representado pela equações: 
 
 
Capacidade de Troca Catiônica 
 
 
Se uma solução salina é colocada em contato com certa quantidade de 
solo, verificar-se-á a troca entre os cátions contidos na solução e os da fase 
sólida do solo. Esta reação de troca se dá com rapidez, em proporções 
estequiométricas e é reversível. Por métodos analíticos, a quantidade de cátion 
que passou a neutralizar as cargas negativas do solo pode ser determinada. O 
resultado indica a quantidade de cargas negativas expressadas pela capacidade 
de troca catiônica do solo (CTC). 
Na determinação da 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. Assim, parte das cargas negativas do solo 
(eletrovalente) é permanente, enquanto outra parte (covalente) é dependente do 
pH. 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 aquelas 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 em consequente aumento da 
CTC efetiva do solo. 
Quando se usa uma solução salina não tamponada, como KCl 1 mol L -1 
ou CaCl2 0,5 mol L-1, 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-1, ou de acetato de amônio 1 mol L-1, pH 7,0. 
Alguns princípios básicos caracterizam a CTC. 
a) O fenômeno de troca é reversível. Os cátions adsorvidos podem ser 
deslocados por outros, e, assim, sucessivamente. 
b) O fenômeno de troca é uma reação estequiométrica, isto é, obedece à 
lei dos equivalentes químicos: um molc de um cátion é trocado (substituído) por 
um molc de outro cátion. 
c) É um processo rápido. Na determinação da CTC, o tempo de agitação 
do solo e solução varia de 5 a 15 min. 
Muitas condições do solo têm influência sobre a CTC, dentre as quais: 
pH, características dos cátions trocáveis, como valência e raio hidratado, 
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, em que 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 sequência de 
preferencialidade de troca de cátions para uma mesma concentração foi 
estabelecida por Hofmeister, sendo conhecida como sequência de Hofmeister 
(Mengel & Kirkby, 1982), ou série liotrópica (Russel & Russel,1973). Esta 
sequência é a seguinte: 
Li+ < Na+ < K+ < Rb+ < Cs+ < Mg2+ < Ca2+ < Sr2+ < Ba2+ 
A diferença na preferencialidade de troca entre cátions da mesma carga 
deve-se à diferença 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+. O Cs+ apresenta maior massa atômica e menor 
espessura da sua camada de hidratação em relação ao Li+. 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 Al3+, sendo trivalente, é mais fortemente retido que os divalentes. O 
H+, em razão de suas propriedades específicas, com ligações preferenciais 
covalentes, não se comporta como monovalente, quanto à preferencialidade de 
troca. 
A natureza do material trocador influi, principalmente, na densidade de 
cargas negativas responsáveis pela CTC do solo, que pode ser expressa em 
cmolc kg-1 (Quadro 1). 
Em solos de regiões tropicais, como na maior parte do território 
brasileiro, a matéria orgânica apresenta, geralmente, maior participação no 
valor da CTC total. 
Quadro 1. Capacidade de troca catiônica, a pH 7,0, de alguns constituintes do 
solo 
 
Dupla Camada Difusa 
 
 
 
A dupla camada difusa (DCD), baseada na teoria de Gouy & Chapman, é 
um modelo de distribuição dos íons na solução, a partir da superfície de um 
colóide (partícula eletricamente carregada). No caso do solo, os colóides são os 
componentes da fração argila e da matéria orgânica. Esse modelo é descrito 
matematicamente pela equação (Mitchell, 1976) simplificada: 
 
 
 
em que L é a espessura da DCD; K é uma constante que inclui temperatura; Z é 
a valência do íon; capacitância no vácuo; D é a constante dielétrica e é a 
concentração do íon. 
Portanto, observa-se que a espessura da DCD é inversamente 
proporcional à valência (Z) e à raiz quadrada da concentração do íon ( ), e 
diretamente proporcional à raiz quadrada da constante dielétrica do meio (D). 
Os solventes água, álcool etílico, acetona, tetracloreto de carbono e ar, a 
25 °C, têm as seguintes constantes dielétricas D = 78,5; 24,3; 20,7; 2,2, e 1 
respectivamente. Para provocar a compressão da DCD, podem ser usados 
solventes em sequência, em ordem decrescentede suas constantes dielétricas. 
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 (Al3+), a acidez potencial 
(H + Al) e a saturação por Al (m). Esses valores, à exceção da saturação por Al, 
são conhecidos como valores de Hissink. 
Uma ideia da amplitude de variação destas características relacionadas 
com a CTC do solo, bem como a sua divisão em classes, de acordo com a 
magnitude das mesmas, é dada no quadro 2. Deve-se salientar que esta 
classificação é válida para solos de regiões tropicais, como os do Estado de 
Minas Gerais. 
a) CTC efetiva (t) e Potencial a pH 7,0 (T) 
A capacidade de troca catiônica trata da determinação em certo pH 
tamponado, geralmente a pH 7,0, ou a pH 8,2 (para solos alcalinos e salinos). 
No Brasil, tem sido mais usado o valor T a pH 7,0 que é calculado somando-se 
as bases e a acidez potencial [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+). 
 
 
Quadro 2. Características e classes de acordo com suas magnitudes, 
relacionadas com a CTC de solos do Estado de Minas Gerais 
 
Os dados do Quadro 3 mostram que, em todos os três solos, a 
contribuição da CTC pH dependente até pH 7 ou até pH 8 foi bastante 
significativa, principalmente no primeiro e último solo, considerando o maior 
conteúdo de matéria orgânica, material que apresenta CTC tipicamente 
dependente de pH. 
b) Soma de bases (SB) 
A soma de bases (SB) é calculada somando-se os teores de Ca2+, Mg2+, K+ 
e, quando disponíveis, 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. 
Quadro 3. Valores de CTC de três solos (horizonte AI), em três valores 
diferentes de pH da solução extratora e conteúdo de matéria orgânica dos solos 
 
c) Saturação por bases (V) 
A participação das bases no complexo sortivo do solo, expressa em 
porcentagem, é conhecida como saturação por bases (V). 
 
Para este cálculo, usa-se a CTC a pH 7,0 (valor T). 
 
 
 
 
d) Acidez trocável 
A acidez trocável é representada pelo Al3+ e, com menor participação, 
por outros cátions de hidrólise ácida, como Mn2+, Fe2+ e Fe3+ mais o H+ que faz 
parte da CTC efetiva. Como, em geral, a participação do H+ é pequena em 
relação à acidez trocável (Al3+ predominantemente), este valor é também 
chamado de Al trocável. Os cátions de caráter ácido, como o Al3+, são 
considerados como acidez trocável porque, em solução, por hidrólise, geram 
acidez, de acordo com as seguintes equações simplificadas: 
 
 
e) Acidez potencial 
A determinação da acidez potencial (a pH 7,0) é feita, usando-se, como 
extrator, uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol L -1, pH 7,0. Esta 
acidez inclui H + Al (H+ trocável, H de ligações covalentes que é dissociado 
com a elevação do pH, predominante, de modo geral, da matéria orgânica, Al3+ 
trocável e outras formas de Al – aquelas parcialmente hidrolisadas como 
AlOH2+ e Al(OH)2 +). 
f) Saturação por alumínio (m) 
A saturação por Al, representada por m, é calculada pela expressão: 
 
Observa-se que m é a porcentagem de Al trocável (Al3+) na CTC efetiva 
(valor t) do solo. 
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 (Quadro 4). 
Quadro 4. Valores de pH, Al3+, SB, t, H + Al, T, V e m de amostras três solos 
 
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 teor de argila do solo 
não for muito baixo (solo arenoso). 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, poderia ser 
recomendada. O valor de V é médio, e a percentagem de saturação por Al3+ (m) 
é baixa, em razão dos baixos valores de Al3+ (Quadro 4). 
O solo B, muito ácido, tem baixo V; logo, alta participação da acidez 
potencial (H + Al) no complexo de troca, podendo apresentar alta percentagem 
de saturação por Al (m). 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, 
consequentemente, o seu pH e diminuindo o valor de Al3+ e de m. Os valores 
de T e SB indicam que o material constituinte da fração coloidal é mais ativo, 
provavelmente com teor de matéria orgânica mais elevado neste solo, embora 
apresente poucas bases no seu complexo de troca. 
O solo C apresenta-se em boas condições quanto ao seu complexo de 
troca e características com ele relacionadas. 
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 a 
troca catiônica, isto é, não são atendidas tão perfeitamente as condições de 
rapidez, reversibilidade e estequiometria. Por esta razão, a troca aniônica é mais 
frequente e convenientemente denominada adsorção aniônica, sugerindo 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 P, sendo o principal responsável pela fixação de P no 
solo, principalmente nos solos ricos em óxidos e hidróxidos de Fe e Al. 
 
O ânion que pode deslocar o P da fase sólida do solo com maior 
eficiência é o silicato (H3SiO4-). Em segundo lugar, vem o sulfato (SO42-). O 
nitrato e o cloreto não têm, praticamente, 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 em laboratório. Para tanto utilizam-se, 
usualmente, curvas de adsorção conhecidas como “isotermas de adsorção”. 
 
 
As cargas positivas do solo, responsáveis pela adsorção aniônica, são, 
normalmente, dependentes do pH do meio. Diminuindo o pH, aumentam as 
cargas positivas do solo e a adsorção aniônica aumenta. 
Fatores Intensidade, Quantidade e Capacidade Tampão 
As plantas absorvem os nutrientes, na forma de íons, da solução do solo. 
Por sua vez, na fase sólida é que está a reserva desses íons. Estes são repostos 
para a solução quando sua concentração é diminuída, decorrente da absorção 
pelas plantas ou de alguma perda. 
 
É importante, portanto, conhecer o teor de nutrientes em solução, a 
reserva desse teor na fase sólida e o poder de reposição para a solução, pela 
reserva da fase sólida. Estas três grandezas, inte-relacionadas, determinam a 
disponibilidade do nutriente e são denominadas: 
Fator quantidade (Q): é a reserva do íon disponível na fase sólida do 
solo, trocável como o Ca2+, Mg2+, K+ ou lábil como para P, mas em equilíbrio 
com sua concentraçãona solução. 
Fator Intensidade (I): é a concentração, ou, mais precisamente, a 
atividade do íon na solução do solo. 
Fator capacidade ou poder tampão: é a relação entre os fatores 
quantidade e intensidade, dada faixa de concentração (atividade) considerada 
(ΔQ/ΔI) (Figura 5). 
 
Figura 5. Relação entre os fatores quantidade (Q), intensidade (I) e capacidade 
ou poder tampão (FC) de um nutriente no solo. 
 
 
Observa-se que o solo A tem maior FC ou é mais tamponado que o solo B 
(ΔQ/ΔI do solo A > ΔQ/ΔI do solo B). Na prática, pode-se dizer que, para a 
mesma dose de P (Q), por exemplo, aplicada nos dois solos, o aumento da 
concentração de P em solução (I) será maior no solo B do que no A. 
Uma possibilidade para justificar isto seria o solo A ser mais argiloso que 
o solo B, mantendo-se a mesma qualidade de argila (atividade) para ambos os 
solos. 
Fator Intensidade 
a) Solução do Solo 
Os processos físicos, químicos e biológicos do solo são altamente 
dependentes de sua fase líquida aquosa. 
Os nutrientes na solução do solo poderão ter suas concentrações 
diminuídas pela absorção pelas plantas que podem também exsudar nutrientes 
minerais e compostos orgânicos para a solução do solo, enriquecendo-a 
(Figura 6). A lixiviação de K mesmo da planta viva também ocorre, tornando-se 
um suprimento do nutriente para a solução do solo. A solução do solo pode ter 
ganhos de nutrientes por meio da aplicação de fertilizantes minerais, orgânicos, 
fixação livre ou simbiótica do N2 atmosférico, e pelas chuvas (Quadro 6). Os 
nutrientes na solução do solo estão em equilíbrio com os colóides do solo, 
minerais e orgânicos, que podem fixá-los (K fixado em argilas silicatadas 2:1; P 
fixado em formas não-lábeis, etc.) ou formar complexos estáveis com a matéria 
orgânica do solo (Cu é um exemplo clássico). Os nutrientes em concentrações 
elevadas, que ultrapassam o produto de solubilização, podem ser precipitados, 
a partir de suas formas iônicas da solução do solo. 
Há perdas dos nutrientes da solução do solo por meio da erosão, 
lixiviação e perdas gasosas pela desnitrificação, volatilização de NH3, de CO2 da 
respiração de C orgânico dissolvido na solução do solo, CH4, H2S, estes dois 
gases em solos submetidos a baixo potencial redox (inundados por longos 
períodos de tempo, por exemplo). 
De modo geral, as rochas e minerais submetidos a intemperismo são uma 
fonte de nutrientes constante para a solução do solo, podendo atuar como 
dreno, fixando-os na síntese de novos minerais. 
Os resíduos orgânicos e a microbiota podem pela mineralização 
enriquecer a solução do solo ou empobrecê-la pela imobilização de elementos 
pelos microrganismos. 
 
 
 
Figura 6. Interfaces da solução do solo (fase líquida) com as fases mineral e 
orgânica, com a planta, e ganhos e perdas de seus componentes pelos 
mecanismos mais importantes envolvidos. 
Fator Quantidade 
O fator quantidade é uma medida do elemento trocável do solo como 
Ca2+, Mg2+, K+, Al3+, das análises de rotina de fertilidade, independentemente 
do extrator utilizado no país: Mehlich-1 ou Resina de Troca Catiônica ou, com 
mais frequência, Resina mista (aniônica mais catiônica). Também para 
elementos, como P e Zn adsorvidos ao solo preferencialmente por covalência, 
com troca de ligantes, a Resina de Troca Iônica (RTI) pode ser considerada o 
método de determinação do fator quantidade denominado, para estes casos, 
formas lábeis desses elementos, formas do íon adsorvido à fase sólida do solo, 
mas em equilíbrio com sua forma na solução do solo. 
O P fixado da forma não-lábil (“não-trocável”), por não se encontrar em 
equilíbrio como P em solução, não pode ser considerado uma forma de fator 
quantidade de P, e, portanto, não-disponível às plantas a curto prazo. 
A utilização de RTI ou mista, como um método de determinação de Q 
para elementos como o P, tem ressalvas, uma vez que com apenas uma 
extração, como se faz na análise de rotina do “disponível”, extrai-se apenas 
parte do lábil, em torno de 50 % (valor variável entre solos) do total extraído 
pela somatória de extrações sucessivas. Para extratores químicos como o 
 
 
Mehlich-1, o P extraído do solo é considerado uma medida de Q; erros podem 
ser grosseiros, uma vez que formas não-lábeis de P no solo podem também ser 
extraídas, de modo particular naqueles solos ricos em P ligado a Ca (P-Ca), para 
os quais este extrator não é recomendado. 
Capacidade ou Poder Tampão de Nutrientes no Solo 
Quando se falou sobre cargas do solo no início deste capítulo, criou-se a 
figura do sistema bancário como análogo a esta característica do solo. Dada a 
íntima relação entre cargas do solo e a capacidade ou poder tampão, como será 
visto nos capítulos de acidez do solo e de P, pode-se adicionar mais um 
componente ao “sistema bancário”: o cliente ou o usuário do banco. 
Esse sistema pode ser representado da seguinte maneira: 
 
Este esquema é semelhante ao do solo para um nutriente qualquer, como 
o Ca2+ no exemplo: 
 
Portanto, no sistema bancário, o cliente A (avarento) pode manter o seu 
dinheiro quase todo ou todo na poupança, enquanto o cliente B (gastador) 
coloca pouco dinheiro na poupança, mantendo a maior parte em espécie no 
bolso, para ser gasto. Há um equilíbrio entre poupança e dinheiro em espécie, 
para cada cliente, em que a falta de dinheiro em espécie faz com que o cliente o 
recomponha recorrendo à poupança e vice-versa: entrada de dinheiro em 
espécie faz com que parte dele migre para a poupança. Há um equilíbrio entre 
os dois compartimentos (poupança e dinheiro em espécie). Assim, a relação 
P/E do Esq. 1 pode ser considerada uma medida de “miserabilidade” de um 
cliente do banco: quanto maior P/E mais miserável (avarento) e o contrário, 
menor P/E, numa comparação entre clientes, mais gastador. 
Voltando ao solo (Esq.2), há o Ca2+ retido no complexo de troca 
adsorvido às cargas negativas (fator quantidade - Q) em equilíbrio com o Ca2+ 
em solução (fator intensidade – I). O equilíbrio define a relação Q/I que é uma 
medida do fator capacidade (FC) ou poder tampão (PT) de Ca2+ em 
determinado solo. No solo A, o Ca2+ pode-se encontrar quase todo no complexo 
de troca, enquanto, no solo B, o Ca2+, pode-se encontrar quase todo na solução 
do solo. Para o solo A a relação ΔQ/ΔI é muito alta, o que indica um solo com 
elevado FC ou PT, caracterizado por ter muitas cargas negativas (CTC efetiva 
alta), o que é próprio dos solos mais argilosos (particularmente aqueles com 
argilas mais ativas, como as silicatadas do tipo 2:1 e, ou, com maiores teores de 
matéria orgânica). 
 
 
Adicionando uma planta ao Esq. 2: 
 
FERTILIDADE DO SOLO 
Observe que há dois drenos (solo e planta) para a mesma fonte, o Ca2+ 
na solução dosolo (I). 
No exemplo do sistema bancário, o cliente poderia ter a opção de colocar 
o dinheiro na poupança ou emprestá-lo a um amigo. Certamente, o amigo teria 
menos sucesso em obter o empréstimo com o cliente A (avarento) do que com o 
cliente B (perdulário). 
No solo, a planta vai encontrar menos Ca2+ na solução de um solo com 
maior FC (o argiloso, por exemplo) que no solo com menor FC (solo arenoso) 
para os mesmos valores de Q + I em ambos os solos. 
Para o caso do Ca2+, a planta não será desfavorecida em relação ao solo 
porque todo o Ca2+ do complexo de troca irá recompor o Ca2+ da solução, à 
medida que este for absorvido pela planta. Esta concorrência entre solo e planta 
pelo Ca2+ não se verifica, uma vez que a ligação do Ca2+ com as cargas negativas 
dos solos se dá por ligação iônica ou eletrovalência, com muito baixa energia de 
adsorção. O mesmo modelo ocorre para o Na+, K+, Mg2+ e para ânions, como o 
Cl- e o NO3–. 
Por outro lado, a competição entre solo e planta por nutriente, com 
predomínio do solo sobrea planta, ocorre para nutrientes aniônicos como o 
fosfato (H2PO4– e HPO42-) e, em menor grau, para o sulfato (SO42-) e para cátions 
como os micronutrientes metálicos de modo geral; como bons exemplos: Zn e 
Cu. Todos esses nutrientes são adsorvidos ao solo por ligação covalente, com 
troca de ligantes ou adsorção de esfera interna. Nesse caso, as elevadas 
quantidades do elemento adsorvido e a elevada energia de adsorção desses 
elementos com os colóides do solo fazem com que a reversibilidade do processo 
(dessorção) seja restrita, limitada, e, com freqüência, não atendendo à demanda 
da planta mesmo em solos com elevados valores de Q. Essa condição 
caracteriza valores de Q/I, FC ou PT, tão elevados que o dreno planta é 
colocado em prioridade inferior ao dreno solo. 
Pode-se adiantar que suprir NO3–, K+, Mg2+ e Ca2+ via solo (fertilizantes 
ou corretivos) a uma planta é uma tarefa simples porque o solo não compete 
com a planta pelo nutriente adicionado, embora possa perdê-lo por lixiviação; o 
mesmo não pode ser dito para aqueles nutrientes como P, Zn, dentre outros, 
com os quais se pode estar fertilizando mais o solo que a planta. Para estes 
nutrientes com elevados valores de FC ou PT, em comparação àqueles 
 
 
fracamente adsorvidos, como as bases em geral (Ca2+, Mg2+ e K+), com baixos 
valores de FC ou PT, as doses de fertilizantes são dependentes desta 
propriedade do solo – os mais argilosos deverão receber doses maiores para 
que a planta tenha algum excedente para si. Para contornar ou minimizar o 
problema, esses nutrientes são aplicados mais localizadamente, de modo a 
diminuir o contato com o solo (o dreno indesejável pelo seu poder excessivo), e 
suas fontes idealmente utilizadas na forma granulada. 
No caso do primeiro grupo, como nos de K+ e NO3–, as perdas poderão 
ocorrer por lixiviação, devendo-se, com frequência, parcelar o nutriente durante 
o ciclo da cultura para compensar as perdas; no caso do P e Zn, como exemplos, 
embora presentes no solo (praticamente não são lixiviados), eles são, em grande 
parte, fixados tornando-se menos acessíveis às plantas. 
Uma medida de FC ou PT de solo é necessária à interpretação de 
resultados de análise de rotina de fertilidade de solo, de modo particular para o 
teor de P disponível do solo pelo extrator Mehlich-1 e para a recomendação de 
calagem pelo método do Al3+ e Ca2+ + Mg2+ do solo (Alvarez V. et al., 1999 ; 
Alvarez V. & Ribeiro, 1999). Como resultados do teor de argila do solo não são, 
frequentemente, disponíveis para esses fins, desenvolveu-se o método do P-
remanescente, sensível ao teor e à qualidade da argila do solo, como uma 
medida do FC ou PT do solo (Alvarez V. et al., 2000). Esta análise não é incluída 
na rotina de laboratórios que utilizam a Resina na determinação de P diponível, 
resultado não-variável (na verdade, pouco variável) com o FC ou PT dos solos, 
como também não o é a determinação da necessidade de calagem pelo método 
da saturação por bases. 
O método do P-remanescente envolve a agitação de uma solução de 
60 mg L-1 de P, em uma solução de CaCl2 0,01 mol L-1 com a amostra de solo, 
numa relação de 1:10 de solo-solução (v/v) por 1 h. No sobrenadante, 
determina-se o P da solução de equilíbrio. A concentração de P dosada (P-
remanescente) é a diferença entre o adicionado (60 mg L-1) e o adsorvido pelo 
solo. 
Com o aumento do FC ou PT da amostra do solo, o P que vai permanecer 
(remanescer) em solução é dosado; quanto maior o seu valor (mais próximo de 
60 mg L-1), menor o FC ou PT (solo mais arenoso, por exemplo) e, quanto 
menor esse valor, tendendo para zero, mais tamponado é o solo (mais argiloso, 
por exemplo). 
O relacionamento dos valores de P-remanescente de diferentes amostras 
de solos e medidas da FC ou PT destes solos, como teor de argila (Figura 7). 
 
 
 
Figura 7. Valor de fósforo remanescente (P-rem), de acordo com o teor de argila 
em diferentes amostras de solo. 
 
TRANSPORTE DE NUTRIENTES NO SOLO 
Introdução 
A comparação entre o comportamento de uma planta durante uma 
estação seca e aquele observado durante uma chuvosa permite verificar 
alterações bem distintas nesta planta. Os sintomas de deficiência nutricional 
que podem ser intensos em condições de baixa disponibilidade de água no solo 
diminuem em intensidade ou desaparecem durante os períodos chuvosos. 
À medida que a raiz cresce num solo, ela absorve os nutrientes que, 
inicialmente, se encontram no trajeto de seu crescimento. Com o tempo, há um 
decréscimo da concentração desses elementos junto à superfície das raízes, à 
medida que eles são absorvidos, criando-se um gradiente de concentração entre 
esta região e aquela mais distante da raiz. Para que novo suprimento chegue à 
superfície de absorção, torna-se necessário seu transporte até esse ponto, 
transporte que tem como veículo a água. 
Pode-se entender, consequentemente, que os elementos a serem 
transportados e absorvidos deverão estar na solução do solo, em suas formas 
iônicas, para que o veículo possa atuar. Um exemplo prático da importância 
desse transporte na nutrição de planta é o Al que, em solos ácidos, pode ser 
encontrado em solução e ser transportado, absorvido e trazer problemas de 
toxidez para uma planta, e, quando precipitado pela calagem, já não entra mais 
em solução, não sendo, portanto, transportado e não sendo, consequentemente, 
absorvido por essa planta. 
Fluxo de Massa, Fluxo Difusivo (Difusão) e Interceptação de Raízes 
Dependendo do nutriente e de suas interações com o solo, dois 
mecanismos distintos são responsáveis pelo seu transporte no solo: 
 
 
• Fluxo de Massa e 
• Difusão 
Além destes dois mecanismos de transporte, há um terceiro pelo qual a 
planta tem acesso ao nutriente. À medida que cresce no solo, a raiz encontra, ao 
longo da trajetória, nutrientes que podem ser, então, absorvidos. Este processo, 
denominado Interceptação Radicular, ele também, indiretamente, facilita 
aqueles dois mecanismos de transporte, principalmente a difusão, por diminuir 
as distâncias entre os elementos e a raiz, de maneira mais intensa na sua região 
apical de crescimento. 
A quantidade de nutriente interceptado é aquela encontrada em um 
volume de solo igual ao volume de raiz. Assim, a contribuição desse processo 
na quantidade total de nutrientes absorvidos pela planta é variável com o 
elemento e suas interações (ligações) com o solo e, evidentemente, com a 
quantidade de raízes por unidade de volume de solo, ou densidade de raízes. 
Embora o volume interceptado varie de 0,1 a 2 % da camada superficial do solo 
(de 0 a 15 cm), a quantidade interceptada de Ca, por exemplo, pode satisfazer 
aquela requerida por uma cultura, dada a grande concentração deste elemento 
no volume de solo (solução) interceptado. 
De modo geral, considera-se pequena a contribuição da interceptação de 
raízes comparada aos mecanismos de transporte, fluxo de massa e difusão 
(Quadro 5). 
Elementos que se encontram em maiores concentrações na solução do 
solo, como Ca, N e mesmo o S, por serem retidos com menor energia na fase 
sólida do solo que outros elementos, como o Zn e o P, são transportados 
preferencialmente pelo fluxo de massa (Quadro 5). O fluxo de massa (FM) é 
consequência da existência de um potencial de água no solo maior do que 
aquele junto à raiz. Esta diferença de potencial que causa um movimento de 
massa da água em direção à raiz, arrastando nela os íons que se encontram em 
solução, é causada pela transpiração da planta. Assim, o fluxo de massa segue o 
fluxo transpiracional da planta. Pode-se imaginar que condições que causem o 
fechamento de estômatos, como falta d’água, deverão causar menor absorção 
de Ca e de N entre outros de maior mobilidade no solo. Tecidos que 
apresentem baixa transpiração, como os meristemas das plantas e os frutos,como no caso do tomate, ficam em desvantagem, pelo Ca absorvido, com 
relação às folhas já desenvolvidas. 
Para elementos como o P que se encontra em concentrações 
extremamente baixas na solução do solo, algo em torno de 0,05 mg L-1 ou 
menor ainda em solos mais desenvolvidos, como os de cerrado, a contribuição 
do fluxo de massa é muito pequena, algo em torno de 1 % do P absorvido. 
Para aqueles elementos, como o P e o Zn, que se encontram fortemente 
adsorvidos ao solo e, portanto, com baixo teor na solução, a difusão torna-se o 
mecanismo de transporte responsável pela quase totalidade absorvida destes 
elementos. 
 
 
Quadro 5. Teores médios de fósforo, potássio e cálcio na solução de amostras de 
doze solos do Rio Grande do Sul e contribuição relativa da interceptação de 
raízes, fluxo de massa e difusão no suprimento destes nutrientes para plantas 
de milho, em casa de vegetação 
 
(1) Este valor indica que, potencialmente, apenas o fluxo de massa seria capaz de suprir, em mais 
de três vezes, aquantidade de cálcio absorvida pela planta. 
Todos aqueles que têm um fogão a gás em casa já devem ter sentido o 
odor do gás proveniente de vazamento. A intensidade desse odor vai depender 
do tamanho do vazamento, ou seja, da quantidade de gás liberada; vai 
depender também da distância em que se está do fogão, do labirinto, maior ou 
menor, entre o fogão e o local em que se encontra uma pessoa e de possíveis 
obstáculos entre esses dois pontos, como portas parcial ou totalmente fechadas. 
Quanto maior o vazamento, mais rápida a percepção do gás; semelhantemente, 
se mais próximo do fogão, como na cozinha, percebe-se o odor mais 
rapidamente; se mais distante, como na sala, demora-se mais. Se o labirinto ou 
tortuosidade entre o fogão e o local em que se encontra uma pessoa for maior, o 
gás vai demorar mais para chegar até ela. Se houver alguma porta fechada, que 
possa criar algum obstáculo ou impedimento à passagem do gás, demora-se mais 
ainda para percebê-lo, ou, até mesmo, pode-se não o perceber. 
Nesse exemplo do gás, verifica-se que se estabelece um gradiente de 
concentração entre o local de alta concentração, junto ao lugar de vazamento, e 
locais em que a concentração do gás tende a decrescer até os locais mais 
distantes, onde ele ainda não está presente. Quanto maior esse gradiente, 
quanto menores a tortuosidade de sua trajetória e o grau de impedimento dessa 
trajetória, mais rapidamente o gás será difundido até à pessoa. Não haveria 
transporte do gás sem o meio de dispersão, ar e água (no caso de um soluto), 
respectivamente. Observa-se que há difusão, sem que haja necessidade de vento 
que, neste caso, caracterizaria o fluxo de massa, como o de uma janela aberta, 
por exemplo, para o gás. Esse movimento, ou turbulência, do meio de 
transporte, do “veículo”, ar e água, arrastando consigo o disperso, foi o que se 
caracterizou anteriormente como fluxo de massa. Portanto, mesmo que a planta 
não esteja transpirando, haverá difusão de íons até às raízes, onde poderão ser 
absorvidos. Quando se sai da sala e se vai em direção ao fogão, está-se 
interceptando o gás. 
Interceptação de Raízes 
Um exemplo hipotético da contribuição estimada da interceptação 
radicular, fluxo de massa e difusão como meios que viabilizam a chegada de 
 
 
um nutriente, P como exemplo, até à superfície das raízes de soja é apresentado 
a seguir: 
Para boa produtividade de soja, a quantidade total de P acumulado em 
sua biomassa - grãos e parte vegetativa - fica em torno de 20 kg ha-1. Para 
absorver todo esse P, o sistema radicular precisa, de alguma maneira, criar 
mecanismos para acessar esse nutriente que se encontra na solução do solo. 
Enquanto cresce, a raiz intercepta o P que se encontra em sua trajetória. 
O crescimento da raiz causa a exploração de novas regiões do solo ainda não 
submetidas à absorção do nutriente, portanto, mais ricas que as anteriormente 
interceptadas. Se for considerado que apenas de 0,1 a 2,0 % do volume de solo 
explorado pelo sistema radicular, nos primeiros 15 cm superficiais do perfil, é 
ocupado pelas raízes, pode-se verificar que a quantidade do P em solução mais 
o P-lábil ou trocável que o abastece, à medida que o primeiro vai sendo 
absorvido, não é suficiente para se chegar à quantidade de P absorvida pela 
cultura da soja. 
Concentrações críticas(9) do P na solução do solo, para muitas plantas, 
como já foi dito, podem ser inferiores a 0,05 mg L-1 de P, para solos altamente 
desenvolvidos e, ou, argilosos, e tão altas como 0,2 mg L-1, para solos menos 
desenvolvidos e, ou, mais arenosos. Se for considerado um nível crítico médio 
do P-lábil ou trocável, entre o início e o fim do crescimento da cultura, de 50 mg 
dm-3 de P no solo, verifica-se que uma interceptação de 1 % do somatório deste 
valor, com um nível crítico médio na solução do solo de 0,1 mg L-1, permitiria 
um suprimento de 0,751 kg ha-1 de P nos 15 cm superficiais de profundidade, 
valor bem inferior aos 20 kg ha-1 absorvidos pela cultura, considerado 
inicialmente. Algum mecanismo adicional de suprimento de P para as raízes 
torna-se necessário para explicar todo aquele P absorvido. 
Fluxo de Massa 
Um potencial hídrico decrescente na sequência solução do solo > raízes > 
folhas > atmosfera faz com que a solução do solo se movimente nessa direção, 
do solo até à atmosfera, estabelecendo-se o fluxo transpiracional. Depreende-se 
desse fluxo que o arraste da solução do solo até à raiz significa o transporte até 
ela do P na solução do solo, que vai indicar o que poderá ser absorvido. Assim, 
o volume de água transpirado durante o ciclo da cultura multiplicado pelo teor 
de P na solução dá a contribuição potencialmente esperada desse mecanismo de 
transporte, denominado fluxo de massa, para com o P acumulado pela cultura da 
soja. Se for considerado que, durante o ciclo dessa cultura, o volume de água 
transpirada é da ordem de três milhões de litros, pode-se verificar que, para um 
teor crítico médio de P na solução do solo da ordem de 0,1 mg L-1, a 
contribuição do fluxo de massa será de 0,3 kg ha-1 de P, apenas. 
 
(9) Concentração crítica pode ser definida como a concentração de um nutriente, por 
determinado método de análise, acima da qual a probabilidade de resposta de uma planta à 
aplicação desse nutriente no solo ou meio de cultivo não é de interesse econômico. 
 
 
Verifica-se que o total de P absorvido pela soja não pode ser explicado pelo 
crescimento de raízes (interceptação radicular) e pelo fluxo de massa somados; 
ainda falta muito para chegar aos 20 kg ha-1 de P. 
Fluxo Difusivo 
Quando se somam as contribuições do crescimento das raízes, 
interceptando o P, e da transpiração, causando o fluxo de massa, verifica-se que 
o valor encontrado contribui com muito pouco do valor acumulado na cultura 
da soja. Essa grande diferença [20,0 - (0,3 + 0,751) = 18,949 kg ha-1] é satisfeita 
pela difusão. Portanto, a contribuição da difusão é determinada pela diferença 
entre o absorvido e acumulado na planta e as contribuições da interceptação 
radicular e do fluxo de massa. Esse mecanismo de transporte, que tem como força 
motriz o gradiente de concentração, é chamado, portanto, de fluxo difusivo ou 
difusão(10). 
Pelo que se viu, para que mais P chegue às raízes de uma planta, por 
fluxo difusivo, é necessário que o solo seja mais rico em P-disponível, para que 
haja gradiente maior entre o que há na solução do solo e junto à raiz. O fluxo 
difusivo aumenta com esse gradiente; será maior também com o aumento do 
teor de água do solo, por ser este o meio através do qual a difusão ocorre. O 
fluxo difusivo vai depender, ainda, da existência ou não de obstáculos entre o P 
na solução do solo, mais distante da raiz, e aquele junto à raiz; se o caminho for 
mais tortuoso, se a interação do elemento(íon) que se difunde na solução e as 
partículas do solo que poderão adsorvê-lo, limitando seu transporte, forem 
maiores ou menores, etc. Numa viagem, preocupa-se com o veículo, com a 
distância, com a qualidade da estrada, sendo a vontade ou a necessidade de 
fazer a viagem sua grande força indutora. Na difusão, essa “força indutora” é o 
gradiente de concentração do elemento a ser transportado, enquanto, no fluxo 
de massa, é o gradiente de potencial hídrico. 
O suprimento de um nutriente da solução do solo até à superfície das 
raízes, por meio do fluxo difusivo (Wiethölter, 1985), é expresso pela Lei de 
Fick: 
 F = - D A δc/δx (4) 
em que F é o fluxo difusivo do nutriente, em mol s-1, através de uma 
superfície de área A, disponível ao transporte, em cm2, proporcionado pelo 
decréscimo de sua concentração (δc), em mol cm-3, com o aumento da distância 
de transporte (δx), em cm; D(11) é denominado coeficiente de difusão, na verdade 
uma constante de proporcionalidade, em cm2 s-1, que faz com que F seja 
matematicamente relacionado com A δc/δx. Assim, a variável δc/δx é denomi- 
(10) Difusão é utilizado como sinônimo de fluxo difusivo em muitos trabalhos; não deve ser 
confundido com coeficiente de difusão (D). 
(11) Deve-se compreender a unidade de D, em cm2 s-1, como uma constante de proporcionalidade 
na Eq.4, para satisfazer as mesmas unidades nos componentes daquela igualdade: F em 
[(cm2 s-1) cm2 (mol cm-3 cm-1)] = mol s-1. 
 
 
nada gradiente de concentração ao longo da distância de transporte do nutriente. 
O sinal negativo do segundo termo da equação advém do decréscimo de δc 
com o aumento de δx, o que faz com que a variavel δc/δx seja negativa. 
O coeficiente de difusão, D, é definido pela equação (Nye & Tinker, 1977): 
D = D1 θ f δI/δQ (5) 
em que D1 é o coeficiente de difusão do elemento em solução (água pura) - é 
uma constante para cada elemento (em cm2 s-1); θ é o conteúdo volumétrico de 
água no solo, em cm3 cm-3; f é o fator de impedância, cm cm-1, variável 
conforme a tortuosidade da trajetória da difusão. A tortuosidade é variável, 
conforme a textura do solo, uma vez que partículas maiores, como nos solos 
mais arenosos, aumentam a tortuosidade, em relação às partículas menores, 
como nos solos argilosos; partículas menores permitem trajetória mais retilínea 
do nutriente até à raiz. O fator de impedância varia, também, conforme o 
aumento da viscosidade da água que se encontra mais próxima das superfícies 
das partículas coloidais do solo com cargas elétricas. A viscosidade é alterada, 
também, negativamente, pela temperatura do solo. 
Outro componente do fator de impedância é a adsorção negativa de 
ânions, caracterizada pela repulsão dos ânions de superfícies dos colóides pelas 
cargas negativas predominantes, aumentando a concentração de ânions em 
solução. À medida que a tortuosidade e a viscosidade diminuem e a adsorção 
negativa aumenta, o fator de impedância aumenta(12), determinando maior valor 
do coeficiente de difusão. Por outro lado, a compactação do solo, causando 
poros muito finos, como também delgados filmes d’água, quando os solos 
tornam-se mais secos, causam diminuição do fluxo difusivo dos elementos, 
particularmente daqueles adsorvidos ao solo com maior energia (Figura 8). 
 
Figura 8. Efeito do teor de água em solo altamente desenvolvidos (com 
predomínio de cargas positivas) sobre o fluxo difusivo de fósforo no solo. 
(12) Embora impedância tenha como sinônimos resistência ou o inverso da admitância, os 
valores de f são o inverso de qualquer restrição à difusão. Por exemplo, quanto maior a 
tortuosidade, menor é o D e, por conseguinte, menor F. Portanto, matematicamente, este 
componente da impedância é utilizado como o intervalo de tortuosidade. 
 
 
Ainda, na Eq. 5, I é a concentração do nutriente na solução do solo (fator 
intensidade) e Q é a concentração deste elemento adsorvido ao solo (trocável ou 
lábil), denominado fator quantidade. A diferencial δI/δQ representa, na 
verdade, o inverso do poder tampão ou fator capacidade do nutriente no solo 
(δQ/δI). Em termos práticos, o poder tampão de um nutriente apresenta 
correlação positiva com o teor de argila de solos, particularmente naqueles 
solos com tipos de argila semelhantes. 
Embora o coeficiente de difusão (D) esteja diretamente ligado ao fluxo 
difusivo (F) de um nutriente no solo, como se vê na Eq.5, deve ser ressaltado 
que ele não é, por si só, uma medida de F. Todavia, correlações significativas 
entre valores de D e absorção de nutriente, em diferentes condições, têm sido 
obtidas. 
Deve-se compreender que, quando se altera um componente da Eq. 5, outros 
são, de alguma maneira, também, alterados, direta ou indiretamente. Por 
exemplo, quando se aumenta o valor de θ, altera-se o valor de f, por diminuir a 
tortuosidade e a viscosidade, aumentando o fator de impedância e, por 
conseguinte, o valor de D. 
Calagem e Fosfatagem 
Os componentes das Eq. 4 e 5 podem ser, também, indiretamente 
alterados pela adoção de técnicas agrícolas usuais, como calagem e a adição de 
fertilizantes fosfatados ao solo. Para Zn, Fe e Al, o aumento do pH do solo com 
a calagem ou a adição de P ao solo causam precipitação de suas formas iônicas 
que se encontravam em solução, diminuindo seus valores de δI/δQ e, como 
esperado, de seu valor de δc/δx. Como consequência, há diminuição dos fluxos 
difusivos destes elementos nos solos, o que é inconveniente para a planta 
quanto ao Zn e o Fe, mas conveniente quanto ao Al. 
Ânion Acompanhante 
Curiosamente, o ânion acompanhante da fonte de Zn aplicada ao solo 
tem também significativa influência sobre a difusão deste nutriente, como 
também acontece com o P e será visto mais tarde, no capítulo sobre P. Amostras 
de dois solos foram submetidas a dois níveis de pH e duas fontes de Zn (ZnCl2 
e ZnSO4.7H2O) nas doses de 0, 20 e 40 mg dm-3 de Zn no solo. A umidade dos 
solos tratados foi elevada à capacidade de campo. O fluxo difusivo de Zn (FZn) 
para uma resina de troca de cátions, durante um período de 15 dias, foi 
avaliado. O aumento do pH do solo acarretou grande diminuição do FZn. 
Efeito semelhante foi observado para o teor de argila do solo: solo com 
maior teor de argila com menor FZn. O FZn foi maior quando a fonte utilizada foi 
ZnCl2. Tal fato parece ser consequência da baixa capacidade de adsorção de Cl- 
pelos solos em geral e da alta solubilidade do ZnCl2, e sua consequente maior 
presença na solução do solo como ânion acompanhante do Zn. 
 
 
 
Conteúdo de Água 
Esse efeito de conteúdo de água do solo sobre a difusão de P em amostra 
de um Latossolo Vermelho textura média (LVm) de cerrado, em casa de 
vegetação, foi estudado por Ruiz (1985). Cultivou-se soja, utilizando a técnica 
de raízes subdivididas, encontrando-se metade das raízes no vaso com solução 
nutritiva completa menos P, e metade em outro vaso com solo, onde se testaram 
doses de P em três níveis de umidade (Quadro 6). O exsudato xilemático foi 
coletado, analisando-se seu conteúdo de P e avaliando-se, também, o fluxo 
xilemático deste elemento para a parte aérea da soja. Os resultados mostraram 
que, mesmo para elevada dose de P, como 240 mg kg-1 de P, que corresponde, 
na prática, a 5,5 t ha-1 de superfosfato simples incorporados nos 20 cm 
superficiais do solo, seu fluxo xilemático caiu mais de trezentas vezes, quando o 
conteúdo de água retida a -0,01 MPa (-0,1 bar) caiu para aquele correspondente 
a -0,3 MPa (-3,0 bar) (Quadro 6). É interessante considerar que este menor 
conteúdo de água no solo era bastante para manter a planta com turgidez sem 
déficit hídrico aparente. E, nessa condição, o fluxo de P caiu para valores 
menores que aquele observado nosolo sem a adição de P (solo com 
praticamente zero de P disponível pelo extrator de Mehlich-1), com umidade 
próxima à capacidade de campo (-0,01 MPa). 
Quadro 6. Efeito do conteúdo de água em amostra de um Latossolo Vermelho 
textura média sobre a translocação de fósforo para a parte aérea da planta e 
crescimento da soja 
 
Considerações 
• A difusão de P em solos mais desenvolvidos, como o utilizado por 
Ruiz (1985), parece ser praticamente interrompida em condições de umidade 
ainda, aparentemente, elevada. A elevada capacidade de adsorção de P neste 
tipo de solo, caracterizada por baixo valor de dI/dQ, parece ser a razão. 
• O suprimento (transporte) e a conseqüente absorção de P pela planta 
parecem um processo descontínuo. Períodos de grande absorção quando o 
conteúdo volumétrico de água no solo é alto, próximo à capacidade de campo, 
são alternados com outros de transporte limitado ou nulo, quando a umidade 
do solo decresce a valores críticos para o transporte, embora, ainda, satisfatórios 
para a manutenção de plantas em crescimento. 
 
 
• A tentativa de compensar a menor disponibilidade de água no solo, 
como meio de transporte de P, por meio de maiores doses deste nutriente, com 
o objetivo de aumentar o fluxo difusivo e, por conseguinte, aumentar a 
absorção de P, é pouco efetiva, principalmente em solos com maior fator 
capacidade de P (Ruiz et al., 1988; Novais & Smyth, 1999). Esta compensação é 
mais viável em solos menos intemperizados e, ou, mais arenosos, com maior 
δI/δQ. 
• O mecanismo de acúmulo de formas de reserva de P na planta, 
principalmente para aquelas perenes, deve ter evoluído, isto em razão dos 
maiores e mais prolongados déficits hídricos, ao longo do ano, a que essas 
plantas estão sujeitas, se comparadas às anuais. 
Sobre essas formas de reserva de P na planta, sabe-se que principalmente 
P inorgânico (Pi) acumula-se nos vacúolos daquelas plantas em condições de 
maior disponibilidade de P. Em condições de estresse, o Pi seria utilizado para a 
síntese de compostos orgânicos essenciais ao crescimento e desenvolvimento da 
planta. 
Sobre os valores dos coeficientes de difusão (D) em solos (Quadro 7), 
podem-se tirar algumas informações práticas interessantes. O valor de D do 
NO3- é algo em torno de 100.000 vezes maior que o do H2PO4-. Disso pode-se 
assegurar sobre a alta mobilidadede NO3- nos solos, o que lhe pode acarretar 
expressivas perdas por lixiviação, pequeno ou nulo efeito residual ao longo dos 
anos de cultivo e fluxo de massa como o mecanismo de maior suprimento de N 
para as plantas. O valor muito menor de D para H2PO4- assegura-lhe sua 
“imobilidade” no solo (a difusão ocorre de distâncias não superiores a 1 mm da 
raiz, aproximadamente), sua virtual não-lixiviação e a difusão como mecanismo 
de suprimento predominante deste nutriente para a planta. O Zn, com valor de 
D mais próximo ao do H2PO4-, apresenta comportamento semelhante a este 
quanto ao seu transporte, lixiviação, etc. 
Quadro 7. Valores médios dos coeficientes de difusão (D) de alguns íons no 
solo 
 
O valor de D para NH4+, aproximadamente dez vezes menor que o de 
NO3-, garante-lhe menor lixiviação que a observada para o NO3-,, justificando os 
estudos no sentido de utilizar inibidores da nitrificação. Assim, a manutenção 
 
 
no solo de N na forma amoniacal por mais tempo, sem sua nitrificação, 
assegura ao fazendeiro que utilizou a fonte amoniacal menores perdas de N por 
lixiviação. 
A presença de micorrizas em plantas deverá contribuir com a absorção 
de nutrientes com pequenos valores de D, como do P e do Zn, e não daqueles 
com grandes valores, como os do NO3- e do Ca2+. 
É necessário enfatizar, também, a importância de raízes mais finas, como 
as capilares, aumentando o volume de solo explorado, para elementos, com 
menores valores de D, como o de P e Zn, com mobilidade restrita em termos de 
distância. 
Outro ponto que merece destaque é o efeito indireto que a interceptação 
radicular tem sobre o fluxo difusivo de nutrientes no solo. À medida que o 
sistema radicular cresce, explorando novas áreas do solo ainda ricas naqueles 
elementos de menor D, diminuem as distâncias para que a difusão ocorra, 
facilitando-a. Para ânions com maior mobilidade no solo, como o NO3-, esse 
efeito indireto do crescimento das raízes, facilitando a difusão, deverá ser muito 
menor, se presente. 
Compactação do Solo 
As menores respostas à adubação observadas em nossos solos, com os 
anos de cultivo, seriam, em boa parte, resultantes da degradação das 
propriedades físicas desses solos, levando ao aumento de suas densidades e, 
como consequência, à retenção com maior energia pelo solo de nutrientes como 
menores valores de D, preferencialmente ao fluxo difusivo (Figura 9). Com a 
compactação, aumenta a participação de microporos; com o aumento da 
energia de retenção da água no solo, aumenta sua viscosidade e a interação 
desses íons e superfície dos colóides ao longo de sua trajetória de difusão, 
fazendo com que o íon tenha de se difundir cada vez mais próximo de 
superfícies adsorventes, que os retêm. Para que o íon continue chegando até às 
raízes, doses cada vez maiores terão de ser aplicadas, com vistas em aumentar a 
saturação nessas superfícies adsorventes pelo elemento e em manter o fluxo 
difusivo em níveis pelo menos razoáveis, em termos de demanda da planta 
(Figura 10 e Quadros 8 e 9). Nessas condições de degradação das propriedades 
físicas dos solos, há forte diminuição do fator de impedância, f, diminuindo o 
coeficiente de difusão D (Eq.5) e, como conseqüência, o fluxo difusivo (F) de íon 
no solo (Eq.4). 
Um solo “cansado”, como freqüentemente denominado pelos 
fazendeiros, que se torna menos responsivo à aplicação de fertilizantes, como 
de P, deve ter como característica principal a queda drástica do fluxo difusivo 
desse nutriente, que, embora presente em teores adequados no solo, não chega 
satisfatoriamente às raízes. A análise do solo indica teor alto do disponível, 
enquanto a planta indica acúmulo baixo. Assim, doses requeridas para 
manutenção da produtividade têm de ser bem maiores que as anteriormente 
usadas, particularmente nos solos com maior adsorção de P, por exemplo. 
 
 
 
Figura 9. Efeito da compactação de uma amostra de um solo altamente 
desenvolvidos (com predomínio de cargas positivas) sobre o fluxo difusivo de 
fósforo no solo. 
 
Quadro 8. Fluxo difusivo de potássio de um solo, influenciado pela umidade do 
solo. A dose de potássio aplicada foi correspondente a 40 % da CTC efetiva do 
solo 
 
Quadro 9. Crescimento e conteúdo de fósforo em mudas de eucalipto 
influenciados pela dose de fósforo e pela compactação de um Latossolo 
Vermelho-Amarelo textura média 
 
 
 
 
 
Figura 10. Efeito da compactação (D em kg dm-3) de um Latossolo Vermelho-
Escuro, com 610 g kg-1 de argila, com uma dose de 450 mg dm-3 de P comum 
aos três tratamentos, sobre o crescimento de soja. 
Fonte: Ribeiro et al. (1985). 
Idade da Planta 
Nutrientes com menores valores de D são, de modo geral, mais críticos 
na fase inicial de crescimento da planta, dado o pequeno volume de solo 
explorado pelas raízes, bem como o possível não-estabelecimento da 
micorrização. Contrariamente, a demanda de nutrientes com grande valor de D, 
como de NO3- e de K+, é crítica mais tarde, coincidente com estádios de 
crescimento de maior demanda. Esses nutrientes de maior valor de D são pouco 
dependentes do volume de raízes, como de micorriza, por serem transportados 
de grandes distâncias por fluxo de massa. Zinco tende a ser problema mais 
crítico para o milho em seus estádios iniciais de crescimento, enquanto o N, 
transportado preferencialmente por fluxo de massa, mais tarde. 
Interação Doses de Nutrientes Versus População de PlantasAspecto importante, intimamente relacionado com a mobilidade dos 
nutrientes no solo - valores de D -, diz respeito aos estudos sobre a interação 
doses de nutrientes populações de plantas. Estudos sobre essa interação no 
plantio de milho são freqüentes na literatura, enquanto, para elementos como o 
P, dado seu pequeno valor de D, este estudo não tem muito sentido. Esse 
conceito foi desenvolvido por Bray (1954) (Figura 11). 
 
 
 
Figura 11. Competição entre plantas por nutrientes de alta mobilidade no solo, 
com grande valor de D, como NO3-, por exemplo, e por nutrientes 
“imóveis”, com pequeno valor de D, como H2PO4-, por exemplo. 
Fonte: Bray (1954), modificado por Novais et al. (2007). 
Observa-se que, à medida que aumenta a densidade de plantio ou 
população de plantas, a competição pelo nutriente mais móvel aumenta 
grandemente, o que não acontece para o nutriente “imóvel”. A competição pelo 
“imóvel” somente vai existir em pequena ou mínima intensidade, uma vez que 
sua distância de transporte é algo não mais que 1 mm de distância da raiz. 
Assim, apenas naqueles locais onde raízes de duas plantas se tocam haverá 
competição entre elas pelo H2PO4-. Como o volume de solo explorado pelas 
raízes de uma planta é, em média, 1 %, o contato de raízes entre plantas 
vizinhas é bastante pequeno. Disso, pode-se dizer que a quantidade de P a ser 
utilizada em um plantio de milho com 40.000 plantas ha-1 será, basicamente, a 
mesma a ser utilizada se essa população for aumentada para 60.000 plantas ha-1, 
para produtividades semelhantes nas duas condições. Para N, esse aumento na 
densidade de plantio de milho requererá um aumento expressivo na sua dose, 
comparativamente à recomendada para a menor densidade. 
Considerações Finais 
Outros aspectos práticos relacionados com a mobilidade de nutrientes no 
solo e sua grande dependência à disponibilidade de água são demonstrados nos 
experimentos de localização da fonte de P em maior profundidade. Em anos 
mais secos, a localização mais profunda da fonte de P em relação à semente 
pode trazer aumentos significativos na produtividade de feijão, em solos de 
cerrado, por exemplo. A manutenção da umidade em níveis mais elevados, por 
mais tempo, em maiores profundidades, comparativamente à da superfície do 
 
 
solo, que seca mais rapidamente, seria a razão para esse resultado. Com mais 
umidade em profundidade, a difusão do P é mantida por mais tempo durante 
um período de estiagem. Naturalmente, essa localização de P em profundidade 
não trará os resultados esperados se o ano for chuvoso ou se houver irrigação 
suplementar. 
Uma consideração final e de amplo aspecto de aplicação prática é a 
dependência direta que o fluxo de massa tem da abertura estomática 
(condutância estomática), enquanto a difusão não, ou apenas indiretamente, 
mais tardiamente, por limitações na absorção ativa de nutrientes (gasto de 
energia). Assim, tecidos que transpiram menos, variações rápidas na abertura 
estomática, ao longo do dia, estarão em fase com o fluxo de massa e não com a 
difusão.