2 PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DO SOLO

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CAPITULO II 
PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DO SOLO 
 
 
1. Composição do Solo 
 
 Um solo mineral, próximo à superfície, com condições físicas ótimas para o 
crescimento vegetal, apresenta, aproximadamente, a seguinte composição 
volumétrica: 50% de espaço poroso, ocupados por partes iguais de ar e de água, 
45 - 48% de sólidos minerais e 2 até 5% de matéria orgânica. Têm-se, 
normalmente, então, 50 % constituídos pela fase sólida, 25% pela fase líquida e 
25% pela fase gasosa. 
 
 
2. Frações Granulométricas do Solo 
 
 A fase sólida é constituída de agregados que se apresentam, até certo 
ponto, individualizados. Os agregados são formados de partículas unitárias, 
cimentadas entre si por matéria orgânica, óxidos de Fe e Al, sílica etc. As 
partículas individuais são obtidas após a dispersão dos agregados. Limites de 
tamanho definem as partículas como pertencentes a diferentes frações. Esses 
limites são estabelecidos pela classificação de Atterberg ou classificação 
internacional (Figura 1). 
 
Terra Fina 
Argila Silte 
Areia 
muito 
fina 
Areia 
fina 
Areia 
média 
Areia 
grossa 
Areia 
muito 
grossa 
Cascalho 
Limites de tamanho (em mm) 
< 0,002 0,02 0,05 0,2 0,5 1,0 2,0 > 
 
Figura 1. Limites de tamanho das partículas constituintes da fase sólida do 
solo. Fonte: FNIE, (1974); Murphy, (1980). 
 
 
 
 
 
 
 
 
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3. Sistema Coloidal 
 
 O solo é considerado um sistema coloidal1 pois é constituído de uma fase, 
sólida com acentuada subdivisão, dispersa em um meio de dispersão, constituido 
pela água (solução do solo) e ar (atmosfera do solo). Nesse sistema ocorrem 
reações químicas, físico-químicas e microbiológicas da maior importância para o 
solo. É na fase dispersa que se encontra a fração argila, incluindo partículas de 
até 2 µm, o que não a caracterizaria como coloide sob o aspecto fisico-químico. 
 
4. Propriedades de um Sistema Coloidal 
 
Grande Superfície Específica 
 
 O termo superfície específica refere-se à área pela unidade de peso do 
material considerado (solo como um todo, fração argila apenas, matéria orgânica 
etc.) e é, usualmente, expressa em metros quadrados por grama. 
 Deve-se, esperar grandes variações entre solos quanto às suas superfícies 
específicas. Entre os fatores responsáveis por essas variações, encontram-se: a 
textura ou granulometria, os tipos de minerais de argila e o teor de matéria 
orgânica. 
 Em virtude do menor tamanho da fração argila do solo, em relação às 
outras frações, pode-se deduzir que esta fração, de natureza coloidal, contribui 
em maior proporção com o valor da superfície específica do solo. 
 Quanto ao tipo de mineral de argila presente, sabe-se, por exemplo, que a 
caulinita apresenta superfície específica de 10 a 30 m2/g, os óxidos de Fe de 100 
a 400 m2/g, e a montmorilonita, no outro extremo, de 700 a 800 m2/g, segundo 
citações de Grohmann (1975). É de se esperar, portanto, que solos tropicais, que 
têm nos óxidos e na caulinita os maiores constituintes da fração argila, tenham 
menor superfície específica, em geral, que solos de regiões temperadas, onde há 
predominância de montmorilonita e de outras argilas silicatadas mais ativas 
(Quadro 1). 
 Quanto à matéria orgânica presente, embora ocorra na maioria dos solos 
em proporções relativamente pequenas, contribui, significativamente, para o valor 
da superfície específica do solo, devido ao seu alto grau de subdivisão. Um solo 
com maior teor de matéria orgânica deverá ter maior superfície específica que 
 
1 Colóide ou sistema coloidal pode ser definico como materiais em um fino estado 
de subdivisão, denominada fase dispersa (partículas) dispersos em um meio 
homogêneo, denomiando dispersante (ar água, por exemplo), sendo que a 
dimensão da fase dispersa varia entre 10-4 e 10-1. µm (Silva, 1969). 
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outro com menor teor, se outras características, como tipo e quantidade de argila, 
forem mantidas constantes. 
 
 
Quadro 1 Superfície específica dos principais componentes da fração argila do 
solo 
Constituintes da fração argila Superfície específica 
 m2 /g 
Gibbsita 1 - 2,5 
Caulinita 10 - 30 
Goethita 30 
Mica hidratada 100 - 200 
Óxidos de ferro 100 - 400 
Montmorilonita 700 - 800 
Matéria orgânica ±700* 
* Muito variável 
Fonte: Grohmann (1975) citando vários autores. 
 
Cargas Elétricas 
 
 Propriedade muito importante de uma dispersão coloidal é a presença de 
cargas elétricas. As partículas coloidais do solo, as argilas de modo geral, são 
eletronegativas. Embora possam, também, possuir cargas positivas, estas são, 
normalmente, em menor número que as negativas. Em alguns solos, com um 
grau de intemperismo bastante adiantado, pode-se encontrar um maior número 
de cargas positivas do que negativas, entretanto, tal situação não é representativa 
do normalmente observado. 
 
 Cinética 
 
 As partículas dispersas em meios líquidos apresentam movimentos (Shaw, 
1975). O movimento browniano é caracterizado pelo movimento brusco, irregular 
e em zigue-zague de partículas individuais no meio de dispersão. Esse 
movimento deve-se à energia cinética das partículas. O movimento de difusão é 
conseqüência da migração de partículas de uma região de maior concentração 
para outra de menor concentração. Há, também, o movimento ocasionado pela 
força gravitacional, responsável pela sedimentação de partículas. 
 
 
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5. Mineralogia da Fração Argila 
 
 1. Argilas Silicatadas 
 
 Dentro da fração argila (partículas menores que 2 µm), as argilas 
silicatadas são os constituintes mais comuns em solos de regiões temperadas, 
ainda não sujeitos a um estágio 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 
4 átomos de oxigênio: 
 
 
 A outra unidade é constituída pelo octaedro de alumina, formado por um 
átomo de Al 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. 
O número de camadas de tetraedros para camadas de octaedros, por 
unidade componente de um cristal de argila silicatada, é uma característica básica 
de identificação dos principais grupos de argilas silicatadas (Pinto, 1967; ANDA, 
1975; Moniz, 1975). 
 
Principais Grupos de Argilas Silicatadas 
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 Caulinita 
 
 Caracteriza-se por um arranjo com uma camada de tetraedros e uma de 
octaedros, ligadas entre si, rigidamente, pelos átomos de oxigênio comuns ás 
duas camadas, constituindo uma unidade cristalográfica. Unidades assim 
formadas e rigidamente ligadas entre si por pontes de hidrogênio constituem o 
grupo das caulinitas ou o grupo das argilas do tipo 1:1 (Figura 3.3). São 
hexagonais e de tamanho grande, o que condiciona pequena superfície 
específica. 
 
Figura 2. Representação esquemática das argilas do grupo da caulinita (tipo 
1:1). 
 
 Montmorilonita 
 
 Caracteriza-se por unidades constituídas por um arranjo com duas 
camadas de tetraedros para uma de octaedros, ligadas rigidamente pelos átomos 
de oxigênio comuns às lâminas. São também denominadas argilas do tipo 2:1. As 
unidades são frouxamente ligadas entre si por moléculas d'água e cátions 
presentes na solução, o que permite que a distância entre elas seja variável. 
Como conseqüência, cátions e moléculas podem se mover entre essas unidades, 
o que proporciona tanto uma superfície total (a interna mais a externa) como uma 
superfície específica bem maiores do que para a caulinita (Figura 3.4). Com a 
hidratação deste material, há aumento da distância entre as unidades, o que 
justifica a classificaçãodesta argila como expansiva. Com a desidratação, ocorre 
o inverso: aquela distância diminui, havendo uma contração do material. Solos 
que apresentam conteúdo significativo de argilas expansivas apresentam, 
geralmente, quando secos, superfície trincada, com fendas que contornam 
diferentes formas geométricas. Com a reidratação, tais fendas desaparecem 
devido à expansão do material. Como toda a sua superfície apresenta cargas 
negativas, este colóide possui elevada capacidade de adsorção de cátions. 
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Figura 3. Representação esquemática das argilas do grupo da montmorilonita 
(tipo 2:1). 
 
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 conduz à existência de 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, conseqüentemente, 
menor do que a da montmorilonita. 
 
Outros Grupos de Argilas Silicatadas 
 
 A presença mais freqüente de vermiculita (tipo 2:1), argila silicatada 
semelhante à montmorilonita, embora não tão expansiva como esta, em solos de 
regiões temperadas, diz sobre sua menor resistência ao intemperismo, do que a 
caulinita, por exemplo, tão freqüente em solos de regiões tropicais. 
 A clorita difere das demais estudadas por apresentar, além do grupo 2:1 
de talco (com unidade cristalográfica similar à da montmorilonita, mas com Mg 
dominando a camada de octaedros), uma camada adicional de brucita (Mg(OH)2). 
A superfície específica e a capacidade de troca catiônica são semelhantes às da 
ilita. 
 
 2. Argilas Não Silicatadas - Óxidos de Fe e de Al e colóides orgânicos 
 
 Este tipo de material coloidal, também constituinte da fração argila, 
predomina, freqüentemente, em solos tropicais, misturado com argilas silicatadas, 
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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, segundo Buckman e Brady (1966), são mais corretamente 
representadas por Fe2O3.xH2O e Al2O3.xH2O. 
 A gibbsita (Al2O3.3H2O) e a goethita (Fe2O3.H2O) são, segundo esses 
autores, os óxidos hidratados de Fe e de Al de maior predominância na fração 
argila. A hematita, quimicamente óxido de ferro não hidratado (Fe2O3), é outro 
componente freqüente da fração argila, principalmente de solos tropicais. 
 Esses óxidos, de maneira geral, são os principais responsáveis pela 
adsorção aniônica dos solos. O efeito desses óxidos sobre a adsorção de fosfatos 
em solos tem sido intensamente estudado (Fox et al., 1971; Syers et al., 1971; 
Leal & Veloso, 1973; Lopes, 1977; Bahia Filho, 1982). 
 A fração orgânica do solo compreende, entre outros constiutintes, 
moléculas com variado estado de complexidade e, conseqüentemente, de variado 
tamanho. Embora em grande parte estejam abaixo da órdem de grandeza das 
partículas coloidais, elas são tratadas como tal, devido a grande superfície 
especifica e alta densidade de carga elétrica. 
 
 
6. ORIGEM DAS CARGAS ELÉTRICAS DO SOLO 
 
 1. Cargas Negativas 
 
 Como já foi dito, há no solo, em geral, predominância de cargas negativas 
sobre positivas. Essa predominância, bastante significativa em solos de regiões 
temperadas, devido à presença de argilas silicatadas mais ativas, tende a diminuir 
e, em alguns casos extremos, desaparecer ou mesmo inverter nos solos mais 
intemperizados de regiões tropicais. As cargas eletronegativas do solo podem ter 
diferentes origens: 
 
Dissociação do grupo OH em 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. 
 
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 Verifica-se que com elevação do pH do meio (solo) o equilíbrio é deslocado 
para a direita em razão da neutralização dos íons H+ liberados na dissociação do 
grupo –OH: 
H+ + OH- ⇔ H2O. 
 
Substituição Isomórfica 
 
 Em argilas do tipo 2:1, alguns átomos de Si dos tetraedros podem ser 
substituídos por Al, bem como o Al dos octaedros pode ser substituído por Mg ou 
por outros cátions. A substituição do Si4+ (que se encontrava, inicialmente, 
neutralizando 4 cargas negativas) por Al3+ irá condicionar sobra de uma carga 
negativa. De maneira semelhante, uma carga negativa será gerada pela 
substituição de um Al3+ de um octaedro por um cátion Mg2+. 
 Deve-se ressaltar que o número de cargas geradas por este processo não 
é variável com alterações do pH do meio. 
 
Dissociação do grupo OH na 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: 
 
 
 
 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. 
 
 2. Cargas Positivas 
 
 As cargas eletropositivas do solo têm sua origem nos óxidos e hidróxidos 
(óxidos hidratados) de Fe e de Al, preferencialmente. Tal situação se dá de 
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maneira mais significativa em condições mais ácidas de solo (Jarward e 
Reisenauer, 1966). 
 
 
 Esse esquema mostra que os óxidos hidratados de Fe e de Al podem dar 
origem a cargas eletropositivas, eletronegativas ou permanecer com carga neutra 
na superfície, dependendo do pH do solo. 
 
Densidade de Carga 
 
 A densidade de cargas negativas é a quantidade destas cargas por 
unidade de superfície de um material. Pode ser expressa em molc/m2 ou em 
C/m2. O molc negativa corresponde a 9,6485 x 104C (coulomb). A caulinita tem 
1,93 x 10-3C/m2 e a montmorilonita 1,64 x 10-3C/m2. 
 
Expressão do caráter elétrico 
 
 Nos solos cuja origem de carga na fração argila deve-se principalmente à 
dissociação do grupo OH-, a expressão do caráter eletronegativo ou eletropositivo 
dependerá do pH e e dos constituintes predominante na fração argila. 
 O pH determinará maior ou menor atividade de OH-, que porpiciará a 
dissociação do H+ ligado de forma covalente à gração argila. Em um pH 
específico, os constituintes da fração argila apresentam euilíbrio entre as 
quantidades de cargas negativas e positivas, sendo este denominado de Ponto de 
Carga Zero (PCZ) (Quadro 2). Quando o pH está abaixo do PCZ a superfície do 
colóide apresentará um saldo de caraga eletropositiva e quando estiver acima o 
saldo ser eletronegativo. De acordo com os dados do Quadro 1 observa-se que o 
PCZ dos óxidos frequentes na fração argila dos solos mais intemperizado é 
bastante elevado, implicando que, para a maioria das condições de acidez 
predominantes nestes solos, este óxidos expressaram o caráter eletropositivo. A 
fração colloidal orgânica, ao contrário, contribuira predominantemente com cargas 
eletronegativas, dado que o seu PCZ é muito baixo. 
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Quadro 2. Ponto de Carga Zero (PCZ) de alguns minerais que compõem a 
gração argila dos solos 
Mineral PCZ 
Silica gel 2,0 
Quatzo 2,5 a 3,7 
Montmorilonita 2,5 
Caulinita 4,6 
Magnetita 6,5 
Hematita 9,5 
Goethita 7,8 a 8,9 
Gibbsita 7,8 a 9,5 
Fonte: Meurer (2000) 
 
7. Adsorção e Troca Iônica 
 
 As propriedades de adsorção iônica do solo são devidas, quase que 
totalmente, aos minerais de argila e à matéria orgânica coloidal do solo, materiais 
de elevada superfície específica. Essas partículas coloidais do solo apresentam 
cargas elétricas negativas e positivas, podendo adsorver ou "reter", por diferença 
de carga, tanto cátions como ânions. 
 As cargasnegativas são neutralizadas por íons eletropositivos, ou seja, 
pelos cátions, o que se denomina adsorção catiônica. Na neutralização de 
cargas positivas pelos ânions tem-se a adsorção aniônica. Os íons envolvidos 
nesse processo de adsorção ligam-se por eletrovalência ou por covalência às 
partículas coloidais do solo. Os cátions mais envolvidos quantitativamente nesse 
processo são: Ca2+, Mg2+, Al3+, H+, K+, Na+ e NH4+, sendo o Ca2+, 
comumente, o mais abundante em alguns solos, enquanto que, em outros, é o 
Al3+. Alguns micronutrientes estão, também, sujeitos ao mesmo processo, 
embora em quantidades muito pequenas, se comparadas aos listados 
inicialmente. Os íons adsorvidos às partículas coloidais (também as partículas 
maiores podem apresentar cargas elétricas, embora em número limitado devido 
às suas pequenas superfícies específicas) podem ser deslocados e substituídos, 
estequiometricamente, por outros íons de mesmo tipo de carga, dando-se uma 
troca iônica. 
 Como as cargas da fase sólida se manifestam na superfície das partículas 
(micelas) do solo, há estreita relação entre o fenômeno de troca e a área 
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superficial dessas micelas. Essa área, expressa em m2/g, é a superfície 
específica do solo (Quadro 3.2). Assim, o fenômeno de troca iônica do solo, que é 
basicamente a expressão de suas propriedades físico-químicas, é função de sua 
superfície específica e da densidade de cargas elétricas que se manifestam nesta 
superfície. 
 
Quadro 3. Superfície específica de alguns materiais de solo 
 
Classe de Solo Horizonte Profundidade Superfície 
Específica 
 cm m2/g 
Podzólico Vermelho-Amarelo orto B1 32 - 46 44,0 
 B2 46 - 58 61,0 
 
Latossolo Roxo Ap 0 - 13 90,3 
 A3 13 - 43 68,3 
 B21 43 - 70 82,3 
 
Latossolo Vermelho Escuro orto B21 32 - 52 72,0 
 B22 52 - 80 98,0 
 FONTE: Grohmann (1975) 
 
 
 Esquematicamente, o fenômeno de adsorção e troca iônica pode ser 
representado pela equação: 
 
Troca Catiônica 
 
 
Troca Aniônica 
 
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8. 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 estiquiométricas 
e é reversível. Por métodos analíticos, a quantidade de cátion que passou a 
neutralizar as cargas negativas do solo pode ser determinada. O resultado é a 
capacidade de troca catiônica do solo (CTC). 
 Na determinação de CTC do solo é importante considerar o pH em que a 
troca catiônica se verifica. Isto porque, além das cargas negativas de caráter 
eletrovalente, existem também cargas de caráter covalente. Estas se manifestam, 
ou não, de acordo com o pH do meio. A um dado pH, parte das cargas 
dependentes estará bloqueada por H: (ligações covalentes). Desta forma, a CTC 
do solo nesse pH será dada pelas cargas permanentes mais 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 num 
conseqüente aumento da CTC efetiva do solo. 
 Dentre os cátions que neutralizam as cargas negativas da CTC efetiva do 
solo, incluem-se, principalmente, as bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+ e NH4+), o 
Al3+ e, também, cátions H+ ligados a cargas negativas da CTC de caráter mais 
eletrovalente (tipo ácido forte). 
 Ao conjunto dos cátions que estão ocupando a CTC do solo, saturando-a, 
juntamente com as cargas negativas dos colóides denomina-se complexo sortivo 
do solo. 
 Quando se usa uma solução salina não tamponada, como KCl 1 mol/L ou 
CaCl2 0,5 mol/L, para a determinação da CTC do solo, o valor obtido 
corresponderá à CTC efetiva. Por outro lado, se a solução salina for tamponada a 
um definido pH, o valor obtido corresponderá à CTC total do solo naquele pH, 
englobando a CTC permanente e a CTC dependente do pH. Para determinar a 
CTC a pH 7,0, usa-se uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, ou 
de acetato de amônio 1 mol/L, pH 7,0. 
 Na Figura 4 é apresentado um esquema que ilustra os conceitos 
discutidos: 
 
 
 
 
 
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 pH do solo 
↓ 
 pH 7,0
↓ 
CTC permanente CTC dependente de pH 
 Al3+ −H −H −H 
K Ca+ +2 
 Ca2+ −H −H −H 
−H 
H+ 
Al3+ 
 
 H+ −H −H 
−H 
NH Mg4
2+ + 
 Mg2+ −H −H 
 H+ 
 −H 
−H 
 
CTC efetiva CTC "dependente do pH” 
 
Figura 4. Representação esquemática da composição da CTC de um solo de 
região tropical. 
 
Princípios Básicos do Fenômeno de Troca Catiônica 
 
 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 a 
lei dos equivalentes químicos, um molc de um cátion por um molc de outro cátion. 
 c) É um processo rápido. Na determinação da CTC, o tempo de agitação 
do solo e solução varia entre 5 e 15 minutos. 
 
 
Fatores que Afetam a Capacidade de Troca Catiônica 
 
 Muitas condições do solo têm influência sobre a CTC, dentre as quais: pH, 
natureza dos cátions trocáveis, concentração da solução e natureza da fase 
sólida. 
 O efeito do pH se verifica, principalmente, sobre as cargas dependentes de 
pH, como já se discutiu. 
 A natureza dos cátions trocáveis afeta a preferencialidade de troca no solo, 
de acordo com a densidade de carga dos cátions, isto é, Z/r, onde Z é a carga do 
íon e r é o raio do íon hidratado. Os cátions que têm maior densidade de carga 
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são mais retidos nas cargas negativas do solo. Por isso, os cátions polivalentes 
são geralmente mais fortemente retidos no solo. A seqüência de preferencialidade 
de troca de cátions para uma mesma concentração foi estabelecida por 
Hofmeister, sendo conhecida como seqüência de Hofmeister (Mengel & Kirkby, 
1982), ou série liotrópica (Russel & Russel, 1973). Esta seqüência é a seguinte: 
 
Li+ < Na+ < K+ < Rb+ < Cs+ < Mg2+ < Ca2+ < Sr2+ < Ba2+ 
 
 A diferença na preferencialidade de troca entre cátions da mesma carga se 
deve à diferença existente entre os raios iônicos hidratados (espessura da 
camada de hidratação do íon), que faz com que o Cs+ seja mais fortemente 
retido, em forma eletrostática, que o Li+ (Cs+ apresenta menor espessura da sua 
camada de hidratação). A diferença entre mono e bivalentes deve-se à Lei de 
Coulomb, que diz que a atração entre cargas é diretamente proporcional ao 
número de cargas e inversamente proporcional ao quadrado da distância que as 
separa. 
 O alumínio, sendo trivalente, é mais fortemente retido que os divalentes. O 
hidrogênio, em razão de suas propriedades específicas, não se comporta como 
monovalente, quanto à preferencialidade de troca. Seu papel depende, também, 
da natureza do material trocador. 
 A concentração dos cátions na solução do solo afeta a preferencialidade de 
troca, interagindo com a carga dos cátions envolvidos. Assim, à medida que se 
dilui a solução, mantendo constantes as quantidades dos cátions presentes, 
verifica-se um aumento na preferencialidade de troca pelos cátions de menor 
valência, como o Na+. Em razão disso, em solos de regiões úmidas as bases vão 
sendo lixiviadas e o cátion que acaba predominando no complexo é o Al3+; por 
outro lado, em solos de regiões áridas e semi-áridas a tendência é de acúmulo de 
cátions monovalentes, principal-mente o Na+ 
 A natureza do material trocador influi, principalmente, na densidade de 
cargas negativas responsáveis pela CTC do solo,que pode ser expressa em 
cmolc/kg. 
 Em solos de regiões tropicais, como na maior parte do território brasileiro, a 
matéria orgânica apresenta, geralmente, a maior participação no valor da CTC. 
 Além, disso, em função do arranjo estrutural do material trocador e de sua 
interação com os cátions, pode haver alguma preferencialidade nas regiões de 
troca. Por exemplo, os minerais de argila do tipo 2:1 retêm, preferencialmente, o 
potássio e o amônio, enquanto que, na matéria orgânica, o cálcio é o cátion 
normalmente mais retido, depois do hidrogênio. 
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Modelo de distribuição de ions no complexo de troca 
 
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, isto é, as micelas. 
 A representação gráfica de DCD é dada na Figura 3.6. 
 
 
 
Figura 5 Distribuição de íons a partir da superfície de colóide eletronegativo, 
de acordo com o conceito de dupla camada difusa (DCD) (Mitchell, 
1976). 
 
Características da CTC do Solo 
 
 Dada a importância da CTC no solo, as características relacionadas com 
esta propriedade são constantemente determinadas e utilizadas em 
interpretações e em cálculos de necessidades de corretivos e de fertilizantes. 
Essas características são a própria CTC, também representada por T para a CTC 
a pH 7 e por t para CTC efetiva, no pH do solo, a soma de bases (SB), o índice de 
saturação por bases (V), a acidez trocável (alumínio trocável), a acidez total (H + 
Al) e a saturação por alumínio (m). Esses valores, à exceção da saturação por 
alumínio, são conhecidos como valores de Hissink. 
 Uma idéia da amplitude da variação das características relacionadas com a 
CTC do solo, bem como a divisão dessas características em classes, de acordo 
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com a magnitude da mesma, para solos de regiões tropicais, como os do Estado 
de Minas Gerais, é dada no Quadro 3.5. 
 
Quadro 4. Classes de características relacionadas com a CTC de solos do 
Estado de Minas Gerais. 
 
Classes 
Características Muito 
Baixo 
Baixo Médio Alto Muito 
Alto 
SB cmolc/dm3 ≤ 0,60 0,61–1,80 1,81–3,60 3,61– 6,00 > 6,00 
Al3+ cmolc/dm3 ≤ 0,20 0,21–0,50 0,51–1,00 1,01– 2,00 > 2,00 
t cmolc/dm3 ≤ 0,80 0,81–2,30 2,31–4,60 4,61– 8,00 > 8,00 
(H + Al) cmolc/dm3 ≤ 1,00 1,01–2,50 2,51–5,00 5,01– 9,00 > 9,00 
T cmolc/dm3 ≤ 1,60 1,61–4,30 4,31–8,60 8,61– 15,00 > 15,00 
m % ≤ 15,0 15,1–30,0 30,1–50,0 50,1– 75,0 > 75,00 
V % ≤ 20,0 20,1–40,0 40,1–60,0 60,1– 80,0 > 80,0 
Fonte: Ribeiro et al. (1999). 
 
 1. Valot t 
 É a CTC determinada na condição de pH que o solo apresetna, sendo 
denominada de CTC efetiva. È obtida por meio da soma dos terores de bases 
trocáveis (SB) com acidez trocável (Al3+). Operacionalmente estes components 
são extráidos do solo por meio de soluções não tamponadas, portanto ajustam-se 
à condição de acidez que o solo se encontra. 
 
 1.1. Acidez Trocável 
 A acidez trocável é representada pelo Al3+ mais o H+ que faz parte da 
CTC efetiva. Como, em geral, a participação do H+ é pequena em relação ao 
Al3+, este valor é também chamado de alumínio trocável. O alumínio é 
considerado como acidez porque, em solução, por hidrólise, gera acidez, de 
acordo com a seguinte equação simplificada: 
 
 
 1.1. Soma de Bases (SB) 
 A soma de bases (SB) é calculada somando-se os teores de Ca2+, Mg2+, 
K+, Na+ e NH4+ trocáveis. Nos solos ácidos de regiões tropicais, como os do 
Estado de Minas Gerais, os cátions trocáveis Na+ e NH4+ geralmente têm 
magnitude desprezível. 
 
 17
 2. Saturação por Alumínio (m) 
 
 A saturação por alumínio, representada por “m,” corresponde à proporção 
de Al3+ na CTC efetiva e é calculada pela expressão: 
100 . 
)Al(SB
Alm
3
3
+
+
+=
 
 
 3. Valor T 
 A capacidade de troca catiônica (T) é geralmente determinada a pH 7,0, ou 
a pH 8,2 (para solos alcalinos e salinos). É calculada somando-se os teores de 
bases trocáveis (SB) com a acidez potencial (H + Al), que é extraída com Acetato 
de calico 0,5 mol/L pH 7,0. 
 
 3.1. Acidez Potencial 
 A determinação da acidez total ou potencial é feita usando-se como 
extrator uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, pH 7,0. Esta 
acidez inclui (H+ trocável, H de ligações covalentes que é dissociado com a 
elevação do pH, Al3+ trocável e ions passíveis de hidrólise como Fe3+ e Mn2+). A 
maior parte do H provém das cargas negativas dependentes do pH, portanto do H 
ligado de forma covalente ao complexo de troca. 
 
 3. Saturação por Bases (V) 
 A participação das bases na CTC a pH 7,0 expressa em porcentagem, é 
conhecida como saturação por bases (V). 
V SB
T
= . 100 
 
 Informações sobre os valores de T, t, SB e V além de refletirem as 
caracteristicas mineralogical da fração argila são úteis e necessária para orientar 
o manejo das adubaçãoes de acordo com as características do solo. 
 O Quadro 5 mostra dados que de três solos que possibilitam tirar algumas 
interpretações. O solo A, com valor baixo de T, deve ter sua fração argila 
constituída de caulinita e óxido de Fe e de Al, argilas pouco ativas, se o conteúdo 
total de argila do solo não for muito baixo (solo arenoso). Um outro aspecto 
provável é a existência de baixo teor de matéria orgânica neste solo. A adição de 
matéria orgânica a este solo para aumentar pelo menos temporariamente seu 
valor T, seria recomendada. O valor de V é médio, e a percentagem de saturação 
 18
de Al3+ é baixa, em razão dos baixos valores de Al3+, presente em níveis não 
tóxicos. 
 O solo B, muito ácido, tem baixo V; logo, alta participação da acidez (H + 
Al) no complexo de troca, podendo apresentar alta percentagem de saturação por 
Al. Para uso agrícola, deverá ter o seu pH elevado por meio de calagem, o que irá 
causar aumento dos valores de SB e V, aumentando, conseqüentemente, o seu 
pH. O seu valor de T e valor de SB indicam que o material constituinte da fração 
argila é ativo, ou que o teor de matéria orgânica deste solo é elevado, mas 
apresenta poucas bases no seu complexo de troca. 
 O solo C apresenta-se em boas condições quanto ao seu complexo de 
troca e características a ele relacionadas. 
 
Quadro 5. Valores de pH, Al3+, SB, t, (H + Al), T, V e m de três solos. 
 
Solos pH Al3+ SB t (H + Al) T V m 
 --------------------- cmolc/kg ----------------------- % 
 
A 5,4 0,1 1,9 2,0 1,4 3,3 58 5 
B 4,5 1,7 1,0 2,7 5,0 6,0 17 63 
C 6,5 0,0 10,0 10,0 1,0 11,0 91 0 
 
 
9. Capacidade de Adsorção Aniônica 
 
 A capacidade de adsorção aniônica é definida como o poder do solo de 
reter ânions na fase sólida. Para ânions como nitrtato, cloreto, fluoreto, que não 
sofrem interação específica com a superfície adsorvente, a adsorção se dá por 
meio de atração entre cargas opostas (ligação eletrostática) à semelhaça do qque 
ocorre com os cátions. Assim, para este caso a conceito de capacidade de troca 
aniônica seria aceito. 
 Um aspecto particular do comportamento de certos ânions no solo é a 
adsorção específica. Por este processo os ânions são retidos pela fase sólida, por 
meio de ligações fortes (covalentes), passando a fazer parte da estrutura da 
micela, em sua superfície. Este tipo de adsorção é de baixa reversibilidade e é 
bem conhecido para o fósforo, sendo o principal responsável pela fixação de 
fósforo no solo, principalmente nos solos ricos em óxidos de ferro e alumínio, 
como ilustra o esquema abaixo (Mengel & Kirkby, 1982): 
 19
 
 
 O ânion que pode deslocar o fósforo da fase sólida do solo com maior 
eficiência é o silicato (H3SiO4-). Em segundo lugar vem o sulfato. O nitrato e o 
cloreto praticamente não têm poder de substituiro fosfato. Para anions adsorvidos 
de forma específica, as condições de reversibilidade e esstequimetria não são 
satisfeitas, portanto o conceito de capacidade de troca aniônica não se aplica 
 
 Neste caso o equilíbrio entre a fase sólida e a solução é caracterizado por 
meio de "isotermas de adsorção", que possibilitam estimar parâmetros como a 
capacidade máxima de adsorção anion (CMA)e a intesidade da energia de 
ligação. Para o P que esta sugeito a adsorção específica estes parâmetros são 
importantes. A CMA para P (CMAP) varia com as características do solo, 
notadamente seu teor e tipo de argila, podendo atingir valores bastantes elevados 
para solos muito intemperizados com altos teores de argila e com maior 
participação de óxidos de Fe e Al. 
 
 
9. Fatores Intensidade, Quantidade e Capacidade 
 
 As plantas absorvem os nutrientes, na forma de íons, da solução do solo. A 
fase sólida so solo é a reserva desses ions e é responsável pela reposição na 
solução dos ions absorvidos pelas plantas ou então perdidos. O equilíbrio entre a 
fase sólida e a solução é importante para definir a disponibilidade dos nutrientes 
para as palntas. Para isto é importante conhecer os teores dos nutrientes na 
solução, na fase sólida e sobretudo a capacidade de reposição fase sólida para a 
solução. 
 A concentração ou mais precisamente a atividade no nutriente na solução 
determina uma grandeza denomica Fator Intensidade (I). Corresponde a atividade 
das formas iônicas absorviveis dos nutrientes na soução do solo. 
 Os teores dos nutrientes na fase sólida em forma químca capaz de repor 
imediatamente a solução caracterizam o fator quantidade (Q). São caracterizados 
como formas lábeis. 
 20
 A capacidade com que a fase sólida repõe os nutrientes na solução define-
o fator capacidade (FC) ou poder tampão (PT). Ele é expresso pela relação entre 
a variação de Q (∆Q) e a variação em I (∆I), ou seja (∆Q / ∆I). O equema abaixo 
ilustra esta relação: 
 
 
 
 Outra forma de apresentar a interrelação entre fatores é a de apresentá-los 
segundo uma visão hidrodinâmica (Figura 6) 
 A Figura 6 pode ser interpretada tomando como exemplo o P. O reservatório 
maior representa o máximo de Q que o solo pode comportar. Uma medida do fator Q 
é a capacidade máxima de adsorção de fosfatos. No caso dos solos tropicais este 
reservatório é muito grande, pois a adsorção de fosfato é muito elevada. Por exemplo, 
são freqënte falores de 1 m/g de P. A quantidade efetivamente adsorvida no solo que 
representa o fator Q compreendem as formas químicas de fosfato lábeis, isto é, que 
estão em equlíbrio com as formas de P na solução. As formas de P adsorvidas com 
intensidade que dificulta sua liberação, não são capazes de repo-lo na solução do 
solo e por isto compreendem formas não lábeis. O reservatório menor representa o 
fator I compreende o P na solução do solo, protamente absorvível. Este reservatório e 
sempre muito menor do que o reservatório do Q. A atividade de P na solução dos 
solos tropicais é frequentemente da ordem de 0,05 mg/L. Observe que para ser 
absorvido ele tem que transportado até a zona de absorção das raízes. Este será o 
tema do próximo capítulo. O diâmetro da conexão entre os reservatórios Q e I indica o 
fator capacidade de fosfatos (FCF). Um maior diâmetro condicionará maior 
capacidade de reposição. Para uma dada variação de I (∆I) quanto maior for a 
variação em Q (∆Q) maior será o FCP (Figura 7). Em outras palavras, o CTF mede a 
resistência que o solo tem para que se altere a concentração do P na solução. 
(Novais, 1977), 
Pode-se inferir que a textura do solo é um determinante do tamanho de Q e do 
FC, uma vez que a fração argila é a responsável pela adsorção iônica. Além disso, a 
atividade desta fração também é determinante. Assim, solos argilosos onde há 
grande proporção de óxidos de Fé e Al apresentam maior Q e FC para P do que 
solos arenosos ou mesmos solos argilosos com paredomiância de montmorilonita. 
 
 21
 
 
Figura 6. Visão hidrodinâmica das inter-relações entre fatores Quantidade (Q), 
Intensidade (I) e Capacidade Tampão (CT). (Alvarez V., 1986). 
 
 
 
 
Figura 7 Relação entre os fatores Quantidade (Q), Intensidade (I) e Capacidade 
Tampão (CT) de um nutriente (Khasawneh, 1971). 
 
 Para os cátions a CTC a pH 7 corresponderia o máximo para o fator 
Quantidade, no entanto a CTC efeitva caracteriza a fração de Q que é 
efetivamente lábil, pois é a CTC que o solo apresenta no pH em que se encontra 
 22
 
 
 Também na Figura 3.8. verifica-se que, para que uma planta absorva um 
nutriente, não basta qua o solo seja capaz de cedê-lo, é necessário que o 
nutriente seja transportado desde a solução perto das partículas sólidas até a 
solução perto da raiz absorvente. 
 
3.12. Bibliografia 
 
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