Prof Ivo apostila QUÍMICA DO SOLO final

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SOL 250 
CONSTITUIÇÃO, PROPRIEDADES E CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
 
 
NOTAS DE AULA 
QUÍMICA DO SOLO 
 
 
 
 
Fevereiro / 2001 
 
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QUÍMICA DO SOLO 
 
 
 
I - Introdução 
 
O solo é um corpo natural formado pela interação da atmosfera, hidrosfera 
e biosfera com os materiais da litosfera. Sua constituição química reflete, portanto, 
a contribuição de cada componente dos fatores de formação e pode variar 
bastante em função das diferenças destes. 
Os solos são sistemas trifásicos com o predomínio da fase sólida. Esta se 
constitui de materiais minerais derivados das rochas ou sedimentos associados a 
compostos orgânicos derivados da decomposição dos organismos vivos que nele 
habitam. Sua composição 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 é formada pela água proveniente da atmosfera ou corpos 
d’água e lençol freático em equilíbrio dinâmico com a matriz mineral e os seres 
vivos. Esta água contém íons dissolvidos, formando a solução do solo, e pode 
também carrear compostos orgânicos solúveis e materiais coloidais em 
suspensão. 
A fase gasosa é composta pela atmosfera do solo, resultante do equilíbrio 
dinâmico entre a atmosfera e os gases presentes no espaço poroso. A fase 
gasosa tem sua composição alterada em relação à composição atmosférica pelos 
gases produzidos pela atividade biológica e reações químicas do solo. A estrutura 
e a porosidade do solo, assim como a presença de água, afetam as taxas de 
difusão destes gases para a atmosfera. 
 3
 A composição química de cada fase reflete o balanço dos fatores de 
formação, sendo variável no espaço e no tempo. Grandes alterações, no entanto, 
exigem longos períodos para se efetuarem. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Influência da litosfera 
 Influência da atmosfera/hidrosfera 
 Influência da biosfera 
 
Figura 1. Influência dos fatores de formação. 
 
 
 4
2 - Composição química do solo 
 
A composição química da fase sólida, e indiretamente também a da solução 
do solo, é em grande medida determinada pelos materiais de origem deste solo. A 
fase sólida é proveniente dos materiais derivados das rochas e /ou sedimentos 
associados aos compostos de origem orgânica. 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 medido em 
que o intemperismo atua, podendo levar solos de origens diversas a feições e 
composição química similar. 
O intemperismo provoca a desagregação física e a decomposição química 
dos minerais primários das rochas e sua transformação em minerais do solo. A 
ação da comunidade biológica, de seus produtos metabólicos e de seus resíduos 
sobre estes materiais acelera este processo e agrega compostos químicos de 
origem biológica, que participam da formação e evolução dos solos. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2. Materiais de origem e o perfil do solo. 
 
 
Fragmentos do material de origem 
Horizonte A com acúmulo de M. O. 
Horizonte B com maior expressão de 
desenvolvimento pedogenético 
Material de origem se intemperizando 
 5
O Quadro 1 traz os teores dos principais elementos químicos encontrados 
nos solos. A análise deste quadro permite verificar a predominância do silício e do 
alumínio na composição dos solos, refletindo a predominância destes elementos 
nas rochas da superfície. 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 por lixiviação dos demais elementos. Os teores 
dos nutrientes essenciais são geralmente baixos nos solos, seja pelos baixos 
teores nos materiais de origem, seja pelo progressivo empobrecimento pela 
lixiviação. A maior riqueza química está associada a materiais de origem mais 
ricos, solos pouco intemperizados ou condições locais de acumulação. 
A influência dos materiais de origem na composição do solo decresce à 
medida que os solos se intemperizam. Solos pouco intemperizados preservam 
ainda minerais primários, fontes de nutrientes para o solo. Os solos tropicais muito 
intemperizados não contém minerais primários intemperizáveis, sendo formados 
quase exclusivamente por minerais secundários (argilas e óxidos) e quartzo 
(Quadro 2). A perda dos elementos, principalmente dos cátions como o sódio, se 
deve a sua maior solubilidade associada à menor retenção nos sítios de troca dos 
colóides do solo. 
 
 6
Quadro 1. Composição química dos solos. Adaptado de LINDSAY (1979). 
 
 
Peso 
atômico 
Conteúdo na 
litosfera 
Faixa de conteúdo 
comum nos solos 
Elemento 
químico 
 
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. 
________________________________________________________________________________________ 
MATERIAL DE ORIGEM FRAÇÃO DO SOLO ELEMENTOS 
 PREDOMINANTES 
( Rocha/Sedimento) pouco intemperizado – muito intemperizado 
________________________________________________________________________________________ 
 
Quartzo Areia Areia Silício, Oxigênio 
 
Feldspatos Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio, 
 Cálcio/Sódio 
 Argila Argila 
Micas Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio, K, 
 Mg, Fe, H. 
 Argila Argila 
 
Piroxênio Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio, 
 (Mg, Fe)/Ca. 
 Argila Argila 
 
Olivina Areia/silte --- Silício, Oxigênio, Alumínio, 
 Mg, Fe 
 ArgilaArgila 
 
 
 
 
 7
3 - Composição química das frações granulométricas do 
solo 
 
A composição química das frações granulométricas guarda estreita 
correlação com o grau de intemperismo dos solos. As frações grosseiras, 
cascalhos, calhaus e matacões, são normalmente encontradas apenas em solos 
pouco intemperizados. Sua composição é idêntica à das rochas das quais se 
originaram. O processo do intemperismo leva à sua fragmentação física e 
decomposição química, dando origem a minerais secundários, mais estáveis no 
ambiente da superfície. 
 A fração areia pode conter materiais primários, originados do material de 
origem do solo, no caso dos solos pouco intemperizados. Com o avanço do 
intemperismo, apenas o quartzo sobrevive nesta fração. Os demais minerais de 
fácil intemperismo, como os feldspatos e micas, se decompõem em minerais 
secundários. Nesta fração podem ser encontrados nódulos e concreções 
formados pedogeneticamente por cimentação das frações mais finas por óxidos 
de ferro. 
 
Figura 3. Frações mineralógicas do solo. 
 
Fração areia: 
Solos pouco intemperizados: quartzo e 
fragmentos de materiais de origem 
Solos muito intemperizados: quartzo 
Fração silte: 
Solos pouco intemperizados: fragmentos de 
materiais de origem 
Solos muito intemperizados: microagregados
Fração argila: 
Solos pouco intemperizados: argilas 2:1, 
argilas1:1 e óxidos 
Solos muito intemperizados: argilas 1:1 e 
óxidos
 8
A fração silte é composta por fragmentos dos minerais de origem e/ou 
microagregados formados por partículas de argila cimentadas. Nos solos 
altamente intemperizados, apenas o segundo tipo é encontrado. Isto se deve à 
decomposição dos minerais primários, como no caso da areia, e à forte 
estabilidade dos microagregados, sendo os procedimentos analíticos para 
medição das frações incapazes de conseguir uma perfeita dispersão da fração 
argila. 
 A fração argila é formada por minerais secundários oriundos da 
decomposição dos minerais primários. Neste tamanho, os minerais primários não 
são mais estáveis nas condições do solo, se transformando nos minerais de argila. 
Alguns minerais primários, como a ilita, ainda podem ser encontrados na fração 
argila de solos pouco intemperizados. 
O processo de transformação dos minerais primários em minerais 
secundários se dá pelo rompimento da rede cristalina destes minerais e remoção 
dos íons por lixiviação pela água que atravessa as fraturas nas rochas. Em 
condições moderadas de intemperismo, quando a remoção dos cátions e sílica 
não é muito acentuada, formam-se os minerais de argila silicatados do tipo 2:1. O 
ferro contido nos minerais primários vai se precipitar como óxido (hematita ou 
goetita, dependendo das condições). O avanço do intemperismo leva à 
progressiva perda de cátions e sílica, desestabilizando os minerais 2:1 e dando 
lugar à formação das argilas 1:1. A transformação também depende das 
condições locais de drenagem e remoção dos produtos de decomposição, 
podendo ocorrer reversão deste processo em locais de acúmulo, como 
depressões e áreas mal drenadas. A fase final do intemperismo consiste na 
transformação das argilas 1:1 em óxidos de alumínio (gibbsita). Neste último caso, 
formam-se os solos oxídicos, como alguns Latossolos, onde houve uma 
concentração relativa dos óxidos de ferro e alumínio por remoção dos demais 
elementos por lixiviação.O intemperismo pode levar os materiais primários direto 
ao último estágio quando as condições de lixiviação são elevadas, como no caso 
de regiões tropicais úmidas. 
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A fração argila é a mais importante do solo, devido às suas propriedades 
físicas e químicas, como a capacidade de troca de cátions e ânions e as 
propriedades reológicas, relacionadas ao comportamento físico (friabilidade, 
plasticidade e pegajosidade). Estas propriedades são derivadas da natureza 
coloidal desta fração, associada à sua composição química. 
 
4 - Fração coloidal do solo: natureza e composição 
 
 Colóides são materiais de qualquer natureza com tamanho inferior a 2 µm. 
Ao atingir este tamanho, os materiais adquirem propriedades particulares, 
relacionadas ao aumento relativo da superfície específica e ao pequeno tamanho 
das partículas. 
 Partículas destas dimensões possuem uma grande área específica, sendo 
susceptíveis a fenômenos de superfície como adsorção e troca de íons com uma 
solução em que se encontrem imersas. As partículas coloidais podem formar 
suspensões estáveis e se mover com a água que percola um meio poroso. 
Partículas nestas dimensões, quando colocadas em suspensões, apresentam o 
chamado Movimento Browniano, em função da agitação térmica das moléculas de 
água. 
 Neste tamanho, as partículas são pouco afetadas pela força gravitacional, 
muito susceptíveis às forças elétricas e passíveis de interações por forças 
relativamente mais fracas, como pontes de hidrogênio e forças de van der Waals. 
 A forma das partículas também é importante, ao influenciar a superfície em 
contato com o meio. No caso das argilas silicatadas, que possuem forma de 
placas, este efeito é muito expressivo. 
 A presença de cargas elétricas na superfície das partículas de argila 
confere a estas a capacidade de interagir com a solução do solo, seja pelos 
fenômenos de troca, seja pela formação de ligações (Quadro 3). 
 
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Quadro 3. Área superficial específica e CTC de alguns materiais de 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 
 
No solo, as partículas de argila não se encontram normalmente dispersas 
na solução, mas floculadas na forma de agregados. Estes podem estar 
cimentados por vários agentes, como a matéria orgânica e os óxidos de ferro. Esta 
cimentação é importante, pois da estabilidade destes agregados depende a 
manutenção de importantes propriedades do solo, como estrutura e porosidade. A 
floculação das partículas é afetada por muitos fatores, como a concentração e a 
natureza dos íons presentes na solução e a própria composição química das 
argilas. Apesar de floculadas, as argilas ainda apresentam grande superfície 
específica devido à porosidade interna dos agregados. 
O fenômeno da floculação das argilas está relacionado ao surgimento de 
forças de atração de curta distância entre as partículas, interações do tipo van der 
Waals. Estas forças somente atuam quando a distância entre as partículas é 
suficientemente pequena. No entanto, a existência de cargas elétricas na 
superfície produz uma força de repulsão entre as partículas, pela predominância 
de cargas do mesmo sinal. O balanço final entre as forças de floculação e de 
dispersão vai ser função da distância entre as partículas. Esta distância, por sua 
vez, vai depender da espessura da dupla camada difusa. 
Dupla camada difusa é a denominação dada ao envelope de íons que 
circundam as partículas coloidais em suspensão. Estas partículas possuem cargas 
elétricas em sua superfície, que precisam ser neutralizadas para a manutenção da 
neutralidade elétrica do sistema. Nas argilas silicatadas, predominam as cargas 
elétricas negativas, e estas atraem os íons carregados positivamente para sua 
proximidade, formando uma camada mais concentrada destes em suas 
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imediações. Em função da concentração e do tipo de íon presente, esta camada 
pode ser mais ou menos espessa (em função da carga e do raio hidratado do íon), 
permitindo uma maior ou menor aproximação entre as partículas. O controle da 
força iônica da solução e do íon predominante permite a manipulaçãodeste 
fenômeno, com grandes aplicações práticas. A dispersão do solo, feita como 
procedimento de rotina para determinação dos teores de areia, silte e argila, se 
vale destes conhecimentos. No solo, estes fenômenos podem determinar a 
dispersão das argilas, que podem se movimentar no perfil causando o bloqueio de 
poros e mudanças importantes nas propriedades físicas. 
 
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5 - Composição química, estrutura e surgimento de carga 
em colóides do solo 
 
 Os colóides podem ser divididos por sua origem em inorgânicos e 
orgânicos. No solo, entretanto, todos estão associados, muitas vezes formando 
complexos organominerais extremamente estáveis. Estes complexos podem estar 
unidos por ligações químicas relativamente fortes, formando agregados e 
protegendo a matéria orgânica da decomposição. 
 Os colóides inorgânicos se dividem em dois grupos básicos: 
a) Argilas silicatadas. 
b) 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. São filossilicatos, ou seja, são 
compostos por camadas em forma de lâminas empilhadas de octaedros e 
tetraedros de alumínio e silício ou seus substituintes isomórficos. As argilas 
silicatadas podem ser subdivididas em dois grupos: 
 
 
Figura 4. Tetraedro de silício e octaedro de alumínio. 
 13
 
5.1.1 – Argilas do tipo 2:1. 
 São formadas por unidades básicas constituídas de duas camadas de 
tetraedros de silício entremeadas por uma de octaedros de alumínio. Estas argilas 
se formam em condições de pouco intemperismo, e necessitam de um meio com 
pH próximo da neutralidade e abundância de íons como cálcio e magnésio para 
sua estabilidade. Estas argilas podem ser do tipo expansivo ou não expansivo. 
As argilas 2:1 são caracterizadas por terem uma grande superfície 
específica, decorrente de sua capacidade de adsorver água e íons nos espaços 
entre as camadas de tetraedros/octaedros, além das superfícies externas e 
bordas. Apresentam predominância de cargas permanentes, surgidas em virtude 
de substituições isomórficas na estrutura da argila, possuindo elevada capacidade 
de troca de cátions. 
Em virtude de sua carga, sua forma e sua capacidade de absorção de 
água, estas argilas conferem uma grande plasticidade e pegajosidade ao solo, se 
presentes em quantidades expressivas. Também provocam o aparecimento de 
fendilhamento acentuado devido à retração da massa de solo quando secam. 
Seus grupos principais são: 
a) Esmectitas. Argilas 2:1 com substituição isomórfica nos octaedros de 
alumínio por ferro ou magnésio. Seus representantes mais importantes 
são a montmorilonita, a nontronita e beidelita. 
 
Figura 5. Estrutura das argilas 2:1 da família das esmectitas 
 
 14
 
Figura 6. Imagem de microscopia eletrônica de uma montmorilonita. 
 
b) Vermiculitas. Argilas 2:1 com substituição isomórfica nos tetraedros de 
silício por alumínio. 
c) Ilitas : Semelhante às micas, contém moléculas de água em sua 
estrutura e não são expansíveis. 
d) Minerais 2:1 com hidroxi entre camadas (VHE, EHE). São semelhantes 
aos anteriores, porém contendo polímeros de alumínio entre suas 
camadas, que estabilizam sua estrutura e impedem sua expansão. 
e) Minerais interestratificados. Apresentam simultaneamente estruturas de 
dois argilominerais, em decorrência da alteração incompleta dos 
minerais de origem. 
 
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5.1.2 - Argilas do tipo 1:1. 
 São argilas formadas por unidades básicas constituídas por uma camada 
de tetraedros de silício sobreposta a uma camada de octaedros de alumínio. São 
argilas muito estáveis, presentes em vários ambientes, podendo se formar a partir 
da decomposição das argilas 2:1 pela perda de uma camada de tetraedros de 
silício, ou decomposição direta dos minerais primários. 
 
 
Figura 7. Estrutura de uma argila 1:1 
 
Figura 8. Caulinita Keokuc (USA). Fonte: COSTA (1988). 
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Possuem uma superfície específica menor que as 2:1, pois não expandem 
sua estrutura por adsorção de água. Também não possuem elevada CTC, 
apresentando 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 com o grupo da caulinita, tendo também 
como exemplos a haloisita, diquita e nacrita. 
 
 
5.2 - Óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio 
 
 São minerais originados da precipitação dos íons liberados e oxidados após 
a destruição do retículo cristalino dos minerais primários, no caso de ferro, ou do 
intemperismo das argilas ou minerais primários sob condições severas no caso do 
alumínio. Podem ter tamanho e grau de cristalinidade variados, podendo ser 
encontrados como cristais isolados, como recobrimento de agregados e partículas, 
formando cimentantes, ou associados à matéria orgânica. 
 Os principais óxidos de ferro e alumínio encontrados no solo são: 
a) Hematita. Óxido de ferro anidro (α-Fe2O3), responsável pela cor vermelha 
brilhante dos solos. 
b) Goetita. Oxidróxido de ferro (α-FeOOH), responsável pela coloração 
amarelada dos solos. 
c) Ferridrita. Óxido de ferro de baixa cristalinidade, resultante da precipitação 
de ferro reoxidado em ambientes hidromórficos. 
d) Gibbsita. Hidróxido de alumínio (Al(OH)3), constituinte importante da fração 
argila de vários solos brasileiros. 
 
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5.3 - Colóides orgânicos 
 
Os colóides orgânicos são formados pela matéria orgânica do solo 
finamente dividida, que no solo aparece associada aos colóides minerais, como 
agente cimentante ou complexos organominerais. 
A sua composição química é extremamente variada e complexa, como 
resultado da decomposição de diversos resíduos de origem biológica, embora seja 
basicamente constituída de compostos de carbono, oxigênio, nitrogênio e 
hidrogênio. 
 
 
 
FIGURA 9 – Estrutura de um acido húmico (C308H335O90N5, 738 átomos) 
(Schulten and Schnitzer, 1997) 
 
i 
As chamadas substâncias húmicas, que são a parte ativa e mais importante 
da matéria orgânica do solo, se constituem em produtos de condensação de 
moléculas mais simples, apresentando estrutura complexa, cor escura e alta 
estabilidade no solo. Sua classificação é derivada dos procedimentos de extração, 
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não designando espécies químicas isoladas, mas grupos complexos que no solo 
coexistem e interagem entre si e com os demais componentes do solo. 
 O fracionamento químico das substâncias húmicas dá origem às seguintes 
frações: 
a) Humina. Fração insolúvel em meio alcalino. 
b) Ácidos húmicos. Fração solúvel em meio alcalino e insolúvel em meio 
ácido. 
c) Ácidos fúlvicos. Fração solúvel em meio alcalino e solúvel em meio ácido. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 10. Produtos de atividade biológica atuando na agregação do solo. 
 
Agregado 
Gomas de origem biológica 
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6 - Formação de cargas no solo 
 
 A formação de cargas nas superfícies dos colóides do solo é responsável 
por sua capacidade de retenção de íons (capacidade de troca catiônica e 
adsorção aniônica). As cargas do solo são também responsáveis pelas ligações 
entre os constituintes do solo, por ação de agentes cimentantes (responsáveis 
pelo estabelecimento de ligações químicas que estabilizam os agregados) e pela 
interação das partículas do solo com a água e compostos químicos adicionados 
ao solo. Torna-se assim responsável por várias das propriedades importantes do 
solo, como a coesão e plasticidade e a floculação/dispersão. 
 Os mecanismos de formação de cargas diferem entre os constituintes do 
solo. As cargaspodem ser permanentes, como no caso dos minerais de argila 2:1, 
ou dependentes de pH, como nos demais componentes da fração coloidal do solo. 
 Os principais mecanismos de formação de cargas, por grupos, são: 
a) Colóides inorgânicos. 
1- Substituição isomórfica. Causa desbalanços elétricos na estrutura 
das argilas pela troca, durante o processo de formação da argila, de 
um elemento por outro de raio iônico semelhante, mas valência 
diferente. Ocorre principalmente nos minerais 2:1. 
2- Bordas quebradas. Resultante das descontinuidades das lâminas de 
argila. É mais importante nas argilas não expansivas. 
3- Cargas dependentes de pH. Originária da protonação ou 
desprotonação de grupamentos OH- em função do pH do meio. 
Ocorre principalmente nos óxidos e argilas 1:1. Nos óxidos podem 
ser positivas ou negativas. 
4- Sítios de troca bloqueados. Ocorre nas argilas do tipo VHE, onde 
surgem cargas bloqueadas pelos polímeros de alumínio com a 
elevação do pH. 
 
 
 
 20
 
Figura 11 - Efeito do pH nas cargas dos óxidos de alumínio no solo 
 
 
 
 
Figura 12 – Cargas dependenentes de pH nas argilas 
 
 
b) Colóides orgânicos. 
O principal mecanismo de formação de cargas na matéria orgânica é 
a dissociação de grupamentos funcionais carboxílicos, alcoólicos e 
fenólicos, dependentes de pH. Estes grupos se dissociam com maior 
facilidade que os grupos OH das argilas 1:1, sendo esta a razão da 
dominância a matéria orgânica como fonte de sítios de troca na CTC 
dos solos tropicais mais intemperizados. 
 
 
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Figura 13 – Formação de cargas elétricas em colóides orgânicos do solo 
 
 
 
7 – Interações colóide/solução: fenômenos de adsorção e 
troca de ânions e cátions. 
 
 A presença de cargas na superfície dos colóides permite a ocorrência de 
fenômenos de troca de íons entre estas cargas da superfície e a solução do solo. 
Este fenômeno é possível porque as cargas são atraídas para a superfície pela 
força eletrostática, mas não formam ligações muito rígidas com estas, mantendo-
se com sua camada de hidratação. Isto permite que estas cargas estejam 
constantemente entrando e saindo dos sítios de adsorção, em um permanente 
movimento de vai e vem, das cargas concentradas na dupla camada difusa. 
Alterações na composição da solução do solo podem levar à troca dos íons 
ligados, caso os íons adicionados tenham maior afinidade ou estejam em maior 
concentração. Os principais fenômenos de interação superfície solução são a 
Capacidade de Troca Catiônica (CTC) e a Adsorção Aniônica. 
 22
a) Capacidade de Troca Catiônica (CTC). 
A CTC do solo é responsável pela retenção e liberação dos cátions dos 
colóides para a solução do solo, permitindo que estes permaneçam no 
sistema e sejam absorvidos pelos microorganismos e plantas, embora não 
seja capaz de evitar sua progressiva lixiviação. Esta mobilidade se deve à 
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. Estequiométrica. As reações sempre ocorrem de forma 
estequiométrica, ou seja, para cada mol adsorvido há um mol 
dessorvido. 
b. Velocidade. As reações são rápidas, se processando de imediato. 
c. Independência de temperatura. Mudanças de temperatura dentro 
da faixa normal para os solos não afetam de forma expressiva 
seu comportamento. 
d. Reversibilidade. As reações são prontamente reversíveis, 
permitindo o deslocamento de íons para a solução. 
 
Fatores que afetam a CTC: 
a) Força trocadora do cátion. Cátions de maior valência e menor raio 
hidratado tendem a predominar na CTC. 
b) Efeito do cátion complementar. A troca entre dois cátions pode 
ser facilitadas se há um terceiro de maior força de retenção. 
c) Natureza do material coloidal. Os diversos colóides possuem 
características diferentes, e algumas argilas podem reter o 
potássio de forma não trocável (vide Quadro 3). 
d) Efeito de diluição x valência. A diluição favorece a retenção dos 
cátions de maior valência. 
e) Efeito do ânion e ação das massas. A formação de precipitados 
insolúveis ou gases voláteis pode afetar a troca . 
 23
 
 
Figura 14. Representação da troca catiônica no solo 
 
b) Adsorção Aniônica. 
 
Embora alguns ânions como NO3-, SO4= e Cl- possam se comportar 
como os cátions, sendo trocáveis e obedecendo às mesmas condições, 
muitos dos ânions importantes como os fosfatos e molibdatos sofrem a 
chamada adsorção aniônica, que não segue aquelas características. Isto 
se deve à formação dos chamados complexos de esfera interna, onde o íon 
perde a camada de hidratação ao se ligar ao sítio de troca, resultando em 
uma ligação mais forte e estável (em 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 obedece à estequiometria, velocidade e reversibilidade. 
 
 
Figura 15. Representação da adsorção aniônica no solo 
 
 
 24
8 – Características químicas ligadas à CTC e Análise de 
Solos. 
 
 Os resultados de uma análise de solo refletem suas características 
químicas, e os diversos itens em uma planilha de análise devem ser entendidos no 
contexto da teoria anteriormente apresentada. 
Sua compreensão é fundamental para que a análise se torne útil, e que as 
interpretações e recomendações daí surgidas possam ser corretas e eficazes. Os 
itens abaixo, presentes nas análises de rotina, assim se relacionam às 
características anteriormente descritas: 
a) Valor S: representa a soma das bases, ou seja, os valores em cmolcdm3- 
dos cátions extraídos da superfície dos colóides. 
b) Valor T: representa a CTC potencial, medida a pH 7,0. 
c) Saturação de bases: representa a quantidade de sítios de adsorção da 
CTC do solo ocupados com os cátions Ca2+, Mg2+, K+ e Na+. 
d) Saturação de alumínio: representa a quantidade de sítios de adsorção 
da CTC do solo ocupados com o cátion Al3+. 
e) Eutrofismo e Distrofismo: Um solo é denominado Eutrófico ou Distrófico 
se sua saturação por bases é superior ou inferior a 50%, 
respectivamente. 
f) Alicidade: Um solo é denominado Álico se sua saturação por alumínio é 
superior a 50%. 
g) Acidez potencial: representa a quantidade de íons hidrogênio e alumínio 
liberados dos colóides por uma solução tamponada a pH7,0. 
h) Acidez trocável: representa a quantidade de íons alumínio liberados dos 
colóides por uma solução de sal neutro não tamponada . 
 
 25
9.1. Acidez do Solo 
 A reação do solo permite distinguir, grosso modo, três grupos principais de 
solos: ácidos, neutros e alcalinos. O presente texto se propõe a uma abordagem 
genérica e simplificada da acidez e da correção de seus efeitos, com ênfase em 
solos ácidos, caso mais comum em regiões tropicais. 
 Para corrigir os efeitos negativos da acidez é necessária a calagem, prática 
que tem dois objetivos fundamentais: correção da acidez do solo para diminuir ou 
até anular os efeitos tóxicos das altas concentrações ou saturações de Al, Mn, Fe 
e, correção das deficiências de Ca e Mg. 
 
9.2. Natureza Química da Reação do Solo 
9.2.1. Conceito Ácido - Base 
A compreensão do fenômeno da reação do solo, ou seja, seu caráter ácido, 
básico ou neutro, requer, inicialmente, o conhecimento dos conceitos de "ácido" e 
de "base". Antigamente, considerava-se como ácido toda substância capaz de, ao 
dissociar-se, produzir íons H+, de acordo com a reação genérica: 
 
 Segundo a teoria eletrônica devalência mais atual, o efeito ácido de uma 
substância deve-se à sua capacidade de doar prótons a moléculas de água para 
formar íons hidrônio; ou seja: 
 
9.2.2. Fontes de Acidez no Solo 
 A acidez do solo deve-se à presença de diferentes grupos ácidos capazes 
de ceder prótons. Por titulação, pode-se determinar a quantidade e intensidade da 
acidez proveniente das diferentes fontes. Quanto mais alto for o pH em que um 
ácido é neutralizado, tanto mais fraco é o grupo ácido e mais forte é a ligação 
entre o próton (H+) e o "trocador". 
 As principais fontes de acidez nos solos são as seguintes: 
 
 26
 
9.2.2.1. Grupos Ácidos dos Minerais de Argila 
(a) íons H+ (H3O+) trocáveis que se dissociam da superfície do argilomineral e que 
são neutralizados a pH baixo (4,0). Esquematicamente a dissociação pode ser 
representada por: 
 
(b) íons Al3+ trocáveis que passam à solução do solo e são neutralizados a valores 
de pH entre 4,0 e 5,5. O caráter ácido deve-se às reações de hidrólise do Al3+ 
hidratado em solução, conforme mostram as reações: 
 
Al3+ +3H2O ÅÆ Al(OH)3 + 3H+ 
 
(c) a valores de pH maiores que 5,5 verifica-se, ainda, uma terceira região de 
tamponamento, a qual pode ser atribuída aos grupos Si-OH e Al-OH estruturais 
dos minerais de argila. 
 Entre pH 5,0 e 7,0 precipita Al(OH)3 que permanece estável até pH 9,0, 
quando então se produz a dissociação e formação do ânion aluminato - Al(OH)4- 
 
 
9.2.2.2. Grupos Ácidos da Matéria Orgânica 
 As moléculas orgânicas apresentam radicais ácidos de superfície como é o 
caso dos grupos carboxílicos e fenólicos. Tais grupos dissociam-se liberando 
prótons (H+) na solução do solo, de acordo com as reações: 
 
 27
 De modo geral, os grupos carboxílicos são ácidos mais fortes do que os 
fenólicos. 
 
9.2.2.3. Ácidos Solúveis 
 Em decorrência da atividade microbiológica vários ácidos solúveis podem 
ser produzidos no solo. A decomposição microbiológica da matéria orgânica, por 
exemplo, pode conduzir à formação de ácidos orgânicos solúveis que geralmente 
são ácidos fracos e contribuem para a acidificação do solo. Além disso, a 
mineralização de compostos orgânicos libera compostos de N e S reduzidos que, 
ao sofrerem oxidação, podem liberar prótons na solução do solo, de acordo com 
as reações: 
 
 A oxidação de amônio a nitrato se dá em duas etapas: 
 
 Vale salientar,ainda, que a oxidação biológica de compostos orgânicos 
produz CO2, o qual reage com água para formar ácido carbônico, que se dissocia 
rendendo prótons (H+), de acordo com as reações: 
 
 
9.2.3. Fontes de Alcalinidade no Solo 
 De acordo com o conceito de base, todas aquelas substâncias capazes de 
originar íons OH- por reação com a água constituem fontes de alcalinidade no 
solo. Este é o caso dos metais alcalinos e alcalino-terrosos (grupos I-A e II-A da 
tabela periódica). Quando cátions metálicos como K, Na, Ca e Mg predominam no 
 28
complexo de troca, eles podem influenciar a concentração de íons H+ (ou OH-) na 
solução do solo, de acordo com o equilíbrio: 
 
 Portanto, e de 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. Isso, contudo, 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 de carbonatos, o pH tende a 
aumentar; já ânions como sulfatos, cloretos e nitratos praticamente não alteram o 
pH do solo, podendo o sulfato, inclusive, levar a um abaixamento de pH se houver 
adsorção deste ânion e o deslocamento em quantidades apreciáveis de íons H+ 
da superficie das argilas pelo cátion adicionado. 
 Deve-se ter em mente que os solos, geralmente, comportam-se 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. Ex: 
 
Assim sendo, pode-se considerar que a fração coloidal do solo, negativamente 
carregada, comporta-se como o ânion de um ácido fraco. 
 Vale salientar que no processo natural de evolução do solo, os metais 
alcalinos e alcalino-terrosos fazem parte 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. 
 
 
 29
9.2.4. Capacidade Tampão da Acidez do Solo 
 A capacidade tampão da acidez dos solos (CTH) é determinada pelas 
características do complexo de troca catiônica, sendo definida como a "resistência 
que os solos apresentam a mudanças de pH". O poder tampão, também pode ser 
definido como sendo a quantidade de base necessária para elevar em uma 
unidade o pH do solo, por exemplo, para elevar de 5 para 6 o pH do solo. 
Entretanto, se deve lembrar que as curvas que relacionam pH com calagem são 
curvilineares, portanto, a quantidade necessária para elevar em uma unidade o pH 
vá a depender do intervalo considerado (Figura 4.4). 
 De modo geral, 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. Isso define os conceitos de acidez ativa, acidez trocável e acidez 
potencial dos solos. 
 
 
 
9.2.5. Causas da Acidificação Progressiva dos Solos 
 A acidificação dos solos ocorre, de modo especial, em regiões tropicais 
úmidas e deve-se à substituição das "bases trocáveis" por íons H+ e Al3+ no 
complexo de troca. Esta substituição resulta da percolação da água, absorção de 
cátions básicos pelas plantas e, também, pelo uso de fertilizantes de caráter ácido. 
 Sob condições de alta precipitação pluvial, a percolação da água através do 
perfil possibilita a lixiviação de uma grande quantidade de cátions básicos que se 
encontram dissolvidos na solução do solo. 
 Com aumento de pH, o alumínio e a sílica geralmente não permanecem em 
solução, mas precipitam na forma de alumino-silicatos (ex. caulinita) ou de óxidos 
de Al (ex. gibbsita), restando apenas os cátions básicos na solução do solo (ou na 
forma trocável) em quantidades apreciáveis. Assim, esses cátions básicos (Na+, 
K+, Ca2+, Mg2+) vão sendo substituídos, em razão da lixiviação e absorção, por 
íons H+ e Al3+ no complexo de troca do solo. Deve-se salientar que os íons H+ 
 30
estão sendo continuamente produzidos no solo, seja pela mineralização de 
compostos orgânicos e produção de CO2, seja pelo intemperismo dos silicatos de 
Al que libera Al3+ em solução o qual sofre hidrólise liberando prótons. 
 As quantidades de bases trocáveis absorvidas pelas plantas são 
importantes, particularmente naqueles solos com utilização agrícola intensiva. 
Este, portanto, constitui o mais importante mecanismo de substituição das bases 
por ácidos no complexo de troca dos solos utilizados na agricultura. 
 Nos solos também são produzidos ácidos como HNO3 e H2SO4 pelo uso de 
certos sais como fertilizantes. 
 O conjunto desses fatores conduz, portanto, à acidificação progressiva dos 
solos, particularmente em regiões tropicais com precipitações que favoreçam a 
percolação e lixiviação. 
 
9.3. Medição da Acidez do Solo 
 A acidez do solo geralmente é avaliada por meio do pH: ou seja, 
determinando-se a atividade dos íons H+ em uma suspensão de solo com água ou 
solo com soluções salinas. De acordo comos conceitos de eletroquímica, o pH é 
definido pela seguinte equação: 
pH = - log (H+) ou 


 += H
1logpH 
(H+) = atividade do H+, em mol/L 
 O produto de solubilidade da água é dado por: 
 
ou seja: (H+).(OH-) = 10-14 ∴ pH + pOH = 14. 
 Em condições neutras, para água pura pH = pOH = 7,0; o aumento da 
atividade de H+ em solução determina valores de pH menores do que 7,0 e o 
aumento dos íons OH- eleva o pH a valores maiores do que 7,0. 
 Portanto, o pH está relacionado à concentração dos íons H+ e OH- na 
solução do solo, que determina a acidez ativa do solo. Deve-se ter em mente que 
 31
a acidez ativa é apenas uma parte muito pequena em relação à acidez trocável ou 
à acidez potencial do solo. 
 
9.3.1. Acidez Ativa 
Refere-se a concentração de íons H+ na solução do solo e é medida pelo 
pH. O pH é o logaritmo negativo da concentração molar de H+ . 
 pH = -log[H+] 
 Soluções com pH = 7 são neutras, ou seja a concentração de H+ é igual a 
concentração de OH- , ou seja 1 x 10-7 M. 
 
9.3.2. Acidez Potencial 
 
 A acidez potencial corresponde as substâncias ou aos compostos que 
liberma inos H+ para a solução do solo, causando uma acidificação do meio. 
Estas incluem o Alumínio trocável (Al3+) adsorvido as cargas negativas das argilas 
e dos grupos funcionais COOH e OH da matéria orgânica. Colaboram ainda com a 
acidez potencial os grupamentos OH2 e OH ligados as superfícies dos óxi-
hidróxidos de ferro e alumínio e nas bordas quebradas das argilas silicatadas. 
 
9.4. Problemas Causados pela Acidez do Solo 
 Dos elementos componentes da acidez do solo, o H é essencial, ou seja, as 
plantas necessitam dele para seu crescimento, entretanto, o H é absorvido na 
forma de água da solução do solo, o outro, o Al, é um elemento que em excesso é 
tóxico. Assim, para o estudo dos prejuízos da acidez dos solos deve-se considerar 
os efeitos diretos e indiretos da acidez, principalmente devido a acidez ativa (pH) e 
o efeito do excesso de Al. 
 O alumínio, conforme já discutido, constitui importante componente da 
acidez dos solos. A reação de hidrólise do Al3+ em solução contribui 
significativamente para a capacidade tampão do pH dos solos. Além disso, o Al 
 32
quando presente em altas concentrações no solo pode ser tóxico às plantas, 
constituindo uma das principais limitações agrícolas em solos ácidos. 
 Com relação à fertilidade dos solos, o Al em concentração elevada, além de 
poder ser tóxico às plantas, pode interferir na disponibilidade de outros nutrientes. 
O exemplo mais típico desse efeito refere-se à solubilidade do fosfato no solo. O 
fosfato tende a reagir com o Al solúvel, formando fosfatos de Al de baixa 
solubilidade em solos ácidos. 
 
 
9.5. Calagem 
 Como efeito do uso de calcário tem-se, além da correção da acidez do solo, 
o estímulo à atividade microbiana, a melhoria da fixação simbiótica de N pelas 
leguminosas e, ainda, o aumento da disponibilidade da maioria de nutrientes para 
as plantas. 
 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 (mais argilosos) necessitam de mais calcário 
para aumentar o pH que os de menor CTH (mais arenosos). 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: 
 
 Portanto, o calcário neutraliza, a acidez representada por H + Al, deixando 
o solo com cálcio no lugar dos cátions de caráter ácido. O alumínio é precipitado 
como hidróxido e o gás carbônico é desprendido (Raij, 1991). 
 
 
 
 33
10 – Reações de oxidação e redução no solo. 
 
 A superfície terrestre é um meio onde predominam as condições oxidantes, 
em virtude da abundância de oxigênio elementar. Os solos em sua maioria 
refletem esta condição, apresentando condições oxidantes e características 
típicas, como as cores vermelhas devidas aos óxidos de ferro. O meio oxidante 
também favorece a rápida decomposição da matéria orgânica, por ser a via de 
respiração aeróbia mais eficiente e mais rápida, sendo preferencialmente utilizada 
pelos organismos do solo. 
 Em algumas condições particulares, no entanto, pode surgir um ambiente 
redutor nos solos, ocasionando mudanças no comportamento de alguns 
componentes do solo. Estas condições estão ligadas principalmente ao acúmulo 
de água no solo, em virtude de problemas de drenagem pela posição do solo na 
paisagem ou outras condições especiais, como a irrigação por inundação 
permanente. Microssítios de redução podem 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 áreas de acúmulo de água, os fenômenos de redução ocorrem pela 
menor difusão do oxigênio em meio aquoso, aliado a seu consumo rápido pelos 
decompositores de matéria orgânica. Em conseqüência disto, o potencial redox 
se reduz, e elementos de maior facilidade de redução nestes potenciais do solo se 
reduzem. 
Os principais elementos envolvidos neste processo são o ferro e o 
manganês, que ao se reduzirem tornam-se mais solúveis e podem ser lixiviados e 
removidos do solo. Esta é a causa básica 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 (ferridrita). 
A matéria orgânica tende a se acumular nestas condições, pois a 
decomposição em condições anaeróbicas é mais lenta. Podem surgir daí 
 34
horizontes superficiais enriquecidos em matéria orgânica ou mesmo horizontes 
orgânicos. 
 A redução do potencial redox produz 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 pelo ferro e manganês. 
 
 35
Bibliografia 
 
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Recomendações para o uso de corretivo e fertilizantes em Minas Gerais.- 5 ª 
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