Matéria Orgânica do Solo

Prévia do material em texto

1
CAPÍTULO V 
MATÉRIA ORGÂNICA DO SOLO 
 
5.1. Objetivo 
 O Módulo V, Matéria Orgânica do Solo, tem como objetivo proporcionar conhecimentos 
básicos sobre a origem e a dinâmica da matéria orgânica do solo; suas características e 
propriedades; e discutir como algumas propriedades do solo e da planta são influenciadas pela 
matéria orgânica. 
5.2. Introdução 
 
 
 
Figura 5.1. Dinâmica da matéria orgânica (Alexander, 1977). 
 
 As tranformações por que passa o carbono compreendem essencialmente duas fases: 
fase de fixação do gás carbônico e a fase de regeneração. 
 A fixação do gás carbônico atmosférico é efetuada pelos organismos fotossintéticos, plantas 
verdes, algas e bactérias autotróficas. Esta fixação finaliza-se na síntese de compostos 
hidrocarbonados de complexidade variável, amidos, hemiceluloses, celuloses, ligninas, proteínas, 
 2
óleos e outros polímeros. Estes compostos retornam ao solo com os resíduos vegetais; são 
utilizados pelos microrganismos que regeneram o gás carbônico durante as reações de oxidação 
respiratória, utilizando a energia que lhe é indispensável. 
 A velocidade de decomposição da matéria orgânica do solo independente da forma em 
que se encontra é condicionada à inúmeros fatores, dentre eles: 
 - Origem e natureza da matéria orgânica 
 - Agentes responsáveis 
 - Umidade 
 - Arejamento 
 - Temperatura 
 - Acidez do solo 
 - Nutrientes do solo 
5.3. Origem e Natureza da Matéria Orgânica 
 A matéria orgânica do solo provem, em quase sua totalidade, de resíduos vegetais cuja 
composição média varia entre as diferentes espécies de vegetais e, dentro da mesma espécie, 
com a idade e nutrição da planta. Todavia, apesar de se encontrar diferenças entre as 
espécies, ocorre certa constância entre os componentes básicos das plantas, variando apenas 
o percentual dos componentes estruturais. 
 Em termos percentuais de peso do vegetal seco, os componentes dos vegetais são, 
comumente, divididos em seis grandes grupos (Waksman, 1952): 
 
 1 - Celulose 15 a 60 % 
 2 - Hemicelulose 10 a 30 % 
 3 - Lignina 5 a 30 % 
 4 - Fração solúvel em água 5 a 30 % 
 açúcares simples 
 amino ácidos 
 ácidos alifáticos 
 5 - Fração solúvel em éter ou em álcool 1 a 15 % 
 gordura resina 
 óleos alguns pigmentos 
 ceras 
 6 - Proteínas 1 a 10 % 
 
 3
 Os constituintes minerais usualmente encontrados nas cinzas variam de 1,0 a 12%.
 Durante a decomposição da matéria orgânica pela ação de enzimas e microrganismos, 
alguns componentes são mais prontamente utilizados que outros. 
 A fração solúvel em água e proteínas são os primeiros compostos a serem 
metabolizados. A celulose e hemicelulose não desaparecem com a mesma intensidade, mas a 
permanência no solo destes compostos é relativamente curta. As ligninas são altamente 
resistentes, tornando-se, às vezes, relativamente mais abundantes na matéria orgânica em 
decomposição. 
 A relação C/N, carbono/nitrogênio, pode, muitas vezes, determinar a cinética de 
decomposição. 
 Assim, deve-se considerar a dinâmica da relação C/N sob dois aspectos: 
 
 a - Relação C/N dos microrganismos 
 b - Relação C/N da matéria orgânica 
 
 No primeiro caso, verifica-se que a relação C/N das células microbianas varia bastante. Em 
termos médios pode-se considerar que nos fungos a relação C/N = 10:1, nos actinomicetos igual a 
8:1, nas bactérias aeróbias igual a 5:1 e nas bactérias anaeróbias igual a 6:1. 
 A matéria orgânica do solo constitui a principal fonte de C para os microrganismos. 
Entretanto, nem todo carbono da matéria orgânica é transformado em célula microbiana, grande 
parte dele se perde sob a forma de CO2 decorrente de sua mineralização. A quantidade de carbono 
da matéria orgânica, assimilável pelos microrganismos do solo, é variável segundo o microrganismo 
ou grupos de microrganismos considerados. 
 Percentualmente, têm-se os seguintes coeficientes assimilatórios do carbono orgânico 
total: 
 
 Fungos 30 a 40 % 
 Actinomicetos 15 a 30 % 
 Bactérias 1 a 15 % 
 
 Em termos práticos, pode-se considerar o coeficiente assimilatório do carbono orgânico, 
em torno de 35 %. 
 4
 Com os dados citados, pode-se verificar, por exemplo, o que se passa no caso da 
decomposição da palha do milho. 
 A palha do milho, apresenta 40 % de C e 0,7 % de N. 
 Cosiderando um coeficiente assimilatório do C de 35 %, têm-se em 100 kg da palhada: 
 100 kg ⎯⎯⎯→ 40 kg C total 
 40 kg C total x 0,35 = 14 kg C assimilável 
 
 Considerando uma relação C/N dos microrganismos de 10:1, encontra-se: 
 
C N/ ,= =14
10
1 4 kg de N necessário à decomposição 
 
 A palha de milho apresenta, no exemplo, 0,7 % de N. 
 
100 kg ⎯⎯⎯⎯→ 0,7 kg N disponível 
 
1,4 kg N necessário - 0,7 kg N disponível = 0,7 kg N déficit 
 
 Verifica-se, pelos cálculos, que para que ocorra decomposição rápida de 100 kg de 
palha de milho, torna-se necessária a adição de 0,7 kg de nitrogênio. 
 Nesse caso, os microrganismos retiram do solo o nitrogênio disponível, provocando o 
fenômeno da imobilização do N do solo, competindo, assim, com a vegetação, por este 
elemento. 
 Pelo termo "imobilização do nitrogênio" subentende-se a transformação do nitrogênio 
mineral do solo - NO3- e NH4+ - para uma forma orgânica microbiana. 
 
 NO3- ou NH4+ + microrganismo → N orgânico 
 
 O termo mineralização do nitrogênio corresponde à transformação do N sob forma 
orgânica a N combinado mineral. 
 
 5
 N orgânico + microrganismos → NH4+ → NO3- 
 
 Durante a decomposição da matéria orgânica no solo a relação C/N diminui, tendo em 
vista que parte do C orgânico se perde sob a forma de CO2. 
 
 
Figura 5.3. Relação C/N, imobilização (i) e mineralização (m) do N durante a decomposição da 
matéria orgânica. 
 
 A Figura 5.3, adaptada de Alexander (1977) e Broadbent (1954), representa a curva de 
decomposição da matéria orgânica no solo, correlacionando sua relação C/N com os 
fenômenos de imobilização e mineralização do N. 
 Os resíduos orgânicos com relação C/N > 30 são considerados de relação C/N alta, 
entre 15-30 relação C/N equilibrada e menor que 15, relação C/N estreita. 
 Cabe salientar que relações C/P/S, N/lignina e teor de fenois também influenciam a taxa 
de decomposição do material orgânico adicionado ao solo ou da matéria orgânica propriamente 
dita. 
5.4. Agentes Responsáveis 
 A microbiota do solo é, em sua maioria, heterotrófica, isto é, depende de uma fonte de 
carbono orgânico pré-formado para que possa crescer e multiplicar. Assim, praticamente todos 
os fungos, actinomicetos e a maioria das bactérias e protozoários participam intensamente do 
processo de decomposição da matéria orgânica. 
 6
 Os compostos orgânicos e minerais do solo sofrem transformações incessantes, seja 
por processos de natureza química ou físico-química, seja por processos de natureza 
biológica, estes compreendendo a intervenção direta ou indireta dos microrganismos ou dos 
complexos enzimáticos do solo. 
 As enzimas que se encontram no solo provêm não somente dos microrganismos, mas, 
também, da vegetação e da microfauna. A proporção relativa das enzimas de origem 
microbiana a daquelas de origem não microbiana varia entre tipos de solo. Entretanto, pode-se 
admitir que as enzimas de origem microbiana são mais representativas. 
As enzimas que se encontram livres na solução do solo não persistem por muito tempo, pois 
sofrem biodegradação rápida. A Adsorção das enzimas nas argilas provoca, em geral, sua 
inativação parcial, porém pode, também, proteger estas proteínas da biodegradação. 
5.5. Umidade e arejamento 
 Todos os microrganismos, enzimas e organismos do solo dependem da águapara o 
seu crescimento e desenvolvimento. Ainda, grande parte dos microorganismos do solo são 
aeróbios ou microaeróbios. Assim, o teor de água do solo irá influenciar a decomposição da 
matéria orgânica. Nos dois extremos de umidade no solo, enxarcamento e dessecação, ocorre 
redução na velocidade de decomposição decorrente da redução nas atividades microbiana e 
enzimática. A atividade microbiana é reduzida, no primeiro caso, devido à falta de oxigênio e, 
no segundo, pela falta de água. 
 As melhores condições para decomposição da matéria orgânica, conforme Figura 5.5, 
ocorrem quando o teor de umidade se encontra na faixa entre 40 a 60%. 
 Em solos tropicais, o enxarcamento permanente do solo constitui fator de acúmulo de 
matéria orgânica, podendo dar origem aos solos orgânicos. 
 
 7
 
Figura 5.5 - Influência da umidade na decomposição da matéria orgânica (Waksman & Purvis, 
1952, citado por Waksman, 1952). 
 
 
Figura 5.6 - Influência da aeração sobre a decomposição da alfafa (Waksman, 1952). 
 
 8
% de umidade
% Material
residual após
2 meses de
decompo-
sição
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
 30 50 75 85
Nitrogê-
nio total
matéria
seca
total
celulose Pentosa
nas
 
Figura 5.7 - Influência da umidade e aeração sobre a decomposição de esterco de cavalo 
(Waksman, 1952). 
5.6. Temperatura 
 A faixa de crescimento microbiano está entre -0,5oC a 68oC (Atlas, 1984). Verifica-se 
que a amplitude de temperatura de crescimento é relativamente grande, mas não quer dizer 
que os microrganismos crescem bem em toda ela. 
Alguns crescem mais em temperaturas mais baixas, são os Psicrófilos, -0,5oC a 20oC, outros 
em temperaturas médias, os Mesófilos, 14oC a 45oC e um grupo especial que cresce melhor 
em temperaturas mais elevadas, os Termófilos, 42oC a 68oC (Atlas, 1984) 
 Os microrganismos mesófolos e termófilos são mais ativos na decomposição da matéria 
orgânica. Em solos tropicais, considerando o efeito da temperatura, verifica-se uma velocidade 
de decomposição de 5 a 10 vezes maior do que em solos de clima temperado (Sanchez, 
1981), tornando difícil a manutenção de teores elevados de matéria orgânica no solo. 
 O grupo termófilo de decompositores apresenta importância particular no caso de 
produção do adubo orgânico, pela técnica de compostagem. 
 Na Figura 5.10, verifica-se que a faixa de temperatura mais favorável à decomposição 
da matéria orgânica está entre 28oC e 50oC. Estes limites ótimos de decomposição fazem com 
que, em solos tropicais, torne-se extremamente difícil a manutenção de níveis elevados de 
matéria orgânica (Sanchez, 1981). 
 9
 
Figura 5.10 - Efeito da temperatura sobre a decomposição da matéria orgânica (Waksman, 
1952). Matéria Orgânica Total ( ____ ) ; Proteína ( - - - - - ) 
5.7. Acidez do Solo 
 O pH do solo também influencia na velocidade de decomposição da matéria orgânica. A 
maioria dos microrganismos do solo tem seu pH ótimo de atuação, em torno da neutralização. 
 Assim, correção do pH do solo pela técnica da calagem favorece a atividade microbiana 
e acelera a decomposição da matéria orgânica (Lopes, 1977). 
5.8. Nutrientes do Solo 
 Além da exigência do carbono e nitrogênio pelos microrganismos do solo, outros 
elementos igualmente são solicitados, em especial P, S, e microelementos. Todavia esses 
outros elementos não têm constituído obstáculo para a decomposição, considerando que os 
próprios resíduos orgânicos já apresentam nível favorável para 
5.9. Síntese e Degradação de Substâncias Húmicas 
 As substâncias húmicas se apresentam, no solo, como a fração orgânica mais 
estabilizada e, como conseqüência desta estabilidade, vêm constituir a reserva orgânica do 
solo. 
 Sua composição é extremamente variada. Todavia, em todas elas, a característica 
principal é que o componente estrutural básico é o núcleo dado pelo anel benzeno. 
 10
 A grande variação no grau de polimerização e no número de cadeias laterais e radicais 
que podem ser encontrados nas substâncias húmicas faz com que não existam duas 
moléculas húmicas idênticas (Dommergues & Mongenot, 1970). 
 Sua origem está ligada à atividade de enzimas e microrganismos do solo sobre o 
material orgânico incorporado, cuja principal fonte é constituída pelos resíduos vegetais. Essas 
substâncias, no solo, podem ser adsorvidas pelos colóides argilosos, formando complexos 
argilo/húmicos, ou reagir com o íon Ca2+ e, nestas condições, ficam mais resistentes a 
biodegradação. 
 Por outro lado, há casos em que a duração da fração húmica do solo é muito curta, 
como o que se observa em solos tropicais, quando os mesmos apresentam baixo teor de 
argila. 
 Os teores da fração húmica também podem ser reduzidos no solo devido às práticas 
agrícolas que comumente favorecem não só a cultura, mas, também, estimula maior atividade 
microbiana e enzimática no solo. 
 
5.10. Características e Propriedades das Frações Húmicas e Não Húmicas 
do Solo 
 A fração orgânica do solo representa um sistema complexo, composto de diversas 
substâncias, sendo sua dinâmica determinada pela incorporação de material vegetal e animal 
ao solo e pela transformação destes, via ação de distintos grupos de microrganismos, de 
enzimas e da fauna do solo. 
 As substâncias húmicas constituem, nos solos minerais, de 85 a 90% da matéria 
orgânica. Os outros 10 a 15% são constituídos por compostos orgânicos de natureza individual 
(proteínas, carboidratos, gorduras, ceras) (Kononova, 1982) 
 De acordo com a literatura (Schnitzes & Khan, 1972, 1978), as frações húmicas são 
quimicamente muito parecidas, diferindo em peso molecular, teores de C, O, N e S, e conteúdo 
de grupamentos funcionais. Os ácidos fúlvicos têm menor peso molecular, maior teor de O nos 
grupamentos funcionais (COOH, OH e C = O) por unidade de peso que as outras frações 
húmicas (Quadro 5.2). 
 
 
 
 
 11
Quadro 5.2 - Composição química média das substâncias húmicas. 
Substância C H N S O COOH Fenólico-OH 
 ------------------ g kg-1 ------------------ ------- mol kg-1 ------- 
 
Ácidos Fúlvicos 457 54 21 19 448 8,2 3,0 
Ácidos Húmicos 558 47 31 8 355 3,6 3,1 
Humina 560 53 58 8 328 3,2 2,3 
 
FONTE: Schnitzer & khan (1972). 
 
As cargas negativas superficiais das substâncias húmicas são dependentes de pH. Sendo 
assim, com a elevação do pH ocorre dissociação dos grupamentos orgânicos, de acordo com o 
esquema: 
 
 Com a elevação do pH de 3 a 10 ocorre incremento significativo das cargas superficiais 
das substâncias húmicas (Figura 5.15). Os ácidos fúlvicos possuem maior número de prótons 
dissociáveis por unidade de massa do que os ácidos húmicos. Contudo, ambos possuem mais 
cargas do que a capacidade de troca típica de uma argila 2:1 (< 2 molc kg-1). Sendo assim, a 
matéria orgânica tem grande influência no poder tampão do solo. Visto que grande parte dos 
grupamentos acídicos das substâncias húmicas se dissociam entre pH 5 e 7, espera-se que 
elas tenham carga líquida negativa nos solos. 
 
 12
 
Figura 5.15 - Desenvolvimento de carga superficial dos ácidos húmicos e fúlvicos em diferentes 
valores de pH (Sibanda, 1984). 
 
 A grande capacidade de retenção de cátions das substâncias húmicas está 
relacionada, também, com sua alta superfície específica, decorrente de sua grande subdivisão. 
Devido a essas duas propriedades, a matéria orgânica pode absorver grandes quantidades de 
água por meio de pontes de H+ dos grupamentos reativos, podendo reter até 4 a 6 vezes o seu 
peso em água. À medida que se aumenta a polimerização das substâncias húmicas ocorre 
diminuição da capacidade de hidratação das substâncias húmicas. 
 Embora não seja ainda conhecida a configuração molecular das substâncias húmicas, 
os grupamentos reativos têm sidobem caracterizados. Os principais grupamentos que 
participam na formação dos complexos com metais são: 
 
 13
 Esses grupamentos funcionam como doadores de átomos na formação de complexos, 
conferindo a abilidade da matéria orgânica de formar complexos, solúveis ou insolúveis em 
água, com íons metálicos, e oxihidróxidos e interagir com minerais de argila. A propriedade de 
formar complexos e a presença de anéis aromáticos em sua estrutura faz com que as 
substâncias húmicas sejam resistentes a degradação microbiana. 
 Os principais fatores que interferem na formação de complexos organo-metálicos são o 
pH, a força iônica da solução e o tipo de metal e composto orgânico presente (Stevenson & 
Fitch, 1986). 
 Os mecanismos que possibilitam a formação de complexos podem ser divididos em 
catiônicos, aniônicos, de coordenação, pontes de hidrogênio, ligações covalentes e forças de 
Van der Walls. Dessa forma, a formação de complexos vai ter influência direta na 
disponibilidade ou não de elementos às plantas, dependendo do material orgânico e da 
concentração e carga do metal envolvido. Com a elevaçào do pH, a formação de complexo Al-
MO e/ou Fe-MO pode retardar o processo de hidrólise do cátion, mantendo-o em solução e em 
condições de ser absorvido pelas plantas. 
5.11. Influência da Matéria Orgânica nas Propriedades do Solo e da Planta 
 A atuação da matéria orgânica nas propriedades do solo é de muita importância como 
fonte de energia e de nutrientes para os organismos e para as plantas, na capacidade de troca 
de cátions e no tamponamento do pH. Ela participa, também, como agente cimentante na 
agregação do solo, influenciando, diretamente, a retenção de água e o arejamento. Dada sua 
baixa pegajosidade e plasticidade, ela pode elevar o limite de umidade no qual o solo se torna 
plástico e pegajoso, diminuindo, também, o valor de umidade onde o mesmo se torna muito 
duro. Dessa forma, ela pode aumentar a faixa ótima de manejo que o solo pode ser trabalhado, 
sem problemas com os implementos agrícolas. Ela pode, também, aumentar a capacidade de 
absorção de calor na superfície do solo, dado seu escurecimento. 
 Uma das mais importantes e estudadas contribuições da matéria orgânica nas 
propriedades do solo é sua capacidade de suprir nutrientes para o crescimento e 
desenvolvimento das plantas, principalmente nitrogênio. Os nutrientes podem ser retidos ou 
liberados pela matéria orgânica por meio de dois processos: processos biológicos, que 
controlam a retenção ou liberação de N, P e S, visto que estes elementos fazem parte de 
unidades estruturais da matéria orgânica; processos químicos, que controlam as interações 
com cátions. Visto que a matéria orgânica é freqüentemente a maior fonte de cargas negativas 
nos solos tropicais, sua manutenção é muito importante para a retenção de cátions disponíveis 
no solo. Sendo assim, deve-se tentar atingir um equilíbrio se desejar explorar as reservas 
orgânicas de N, P e S do solo. 
 14
 Geralmente, 95% ou mais do N e S e entre 20 e 70% do P da camada superficial dos 
solos são encontrados na matéria orgânica. Cerca de 40 a 50% do N orgânico do solo estão na 
forma de aminoácidos. Com exceção das leguminosas e de outras espécies vegetais que fixam 
o nitrogênio molecular em simbiose com os microrganismos, as plantas absorvem o nitrogênio 
principalmente sob a forma mineral, nítrica ou amoniacal e, excepcionalmente, sob outras 
formas orgânicas como ácidos aminados e vitaminas. Essas formas minerais provêm, em 
grande parte, da ação dos microrganismos e dos complexos enzimáticos do solo, sobre a 
matéria orgânica. 
 Por meio dos seus grupamentos reativos, a matéria orgânica tem grande influência na 
capacidade de retenção de cátions e capacidade tampão dos solos tropicais. Estes solos que 
apresentam baixa capacidade de troca decorrente do avançado estágio de intemperização em 
que se apresentam. Dessa forma, a matéria orgânica tem grande influência sobre a 
concentração de prótons (pH) e de cátions metálicos na solução do solo. Como já visto, a CTC 
da matéria orgânica tem sua origem, principalmente, nas cargas negativas oriundas dos 
grupamentos carboxílicos e fenólicos. A participação da matéria orgânica na CTC dos solos 
tropicais em comparação com a contribuição dos colóides minerais pode variar de 20 à 80% do 
valor total (Verdade, 1956). Portanto, há alta correlação entre a CTC dos solos e sua 
percentagem de carbono orgânico (Figura 5.18). 
 A interação da matéria orgânica com a fração argila tem influência marcante no 
desenvolvimento da estrutura do solo. A formação e estabilização de agregados no solo 
melhorando as condições de aeração e infiltração é uma das funções mais importantes da 
matéria orgânica. 
 
 
Figura 5.18 – Correlação entre a capacidade de troca catiônica e o teor de carbono orgânico de 
horizontes B textural e B latossólico do solos do Estado de São Paulo (Kiehl, 1979). 
 
 15
 A matéria orgânica pode também reagir com outros compostos orgânicos como 
pesticidas, principalmente herbicidas, tornando-os menos ativos no solo e influindo nas suas 
propriedades. 
 A matéria orgânica pode ter, também, efeito direto sobre o crescimento e 
desenvolvimento das plantas. Dessa forma, tem sido observado estímulo no crescimento 
radicular e foliar com a aplicação de substâncias húmicas na forma de adubo orgânico. Esse 
efeito tem sido correlacionado com o aumento na absorção de macro e micronutrientes, 
decorrente do aumento de sua solubilização. Contudo, pode ocorrer, também, absorção pelas 
plantas de frações orgânicas de baixo peso molecular, podendo acarretar aumento na 
permeabilidade da membrana celular e agindo, também, como hormónio (Chen & Avrad, 1990). 
Sendo assim, a absorção de compostos orgânicos pode ocasionar aumento da respiração e 
dos níveis de clorofila das plantas (Quadro 5.3). 
 
Quadro 5.3 - Efeito dos ácidos húmicos e fúlvicos na respiração e teores de clorofila em 
plantas de tomate (Sladky, 1959) 
 
Tratamento Absorção de O2 Clorofila 
 Folhas Raízes 
 ------------------------ % do controle ------------------------- 
 
Controle 100 100 100 
Ácidos Húmicos 124 123 163 
Ácidos Fúlvicos 130 138 169 
 
5.12. Conservação da Matéria Orgânica do Solo 
 A exploração de terras virgens têm sido sempre uma opção vantajosa para os 
agricultores brasileiros que aproveitando-se da fertilidade natural do solo tem alcançado boa 
produtividade a um custo mínimo. O desgaste que o solo sofre nesses processos exploratórios 
pode ser verificado ao longo da nossa história por meio de migrações internas dos produtos e 
mobilidade das regiões produtoras. 
 O rompimento do equilíbrio de sistemas naturais promove mudanças rápidas cuja 
velocidade depende do grau de intervenção. Em solos submetidos a um sistema de cultivo por 
vários anos, os teores de matéria orgânica atingem um equilíbrio, onde a taxa de adição é igual 
a taxa de decomposição. Quando o equilíbrio é alcançado num agroecossistema, o nível de 
matéria orgânica é determinado pelo tipo de preparo do solo, sistema de cultico, rotações de 
 16
culturas, aplicação de fertilizantes, textura do solo e condições ambientais. Nas condições 
tropicais, as perdas de matéria orgânica após o desmatamento são rápidas, principalmente na 
fase inicial, e muitos dos nutrientes mineralizados, em especial o N, perdem-se rapidamente, sem 
condições de aproveitamento pelas plantas. O manejo, nessa circunstância, exige que se adotem 
práticas que protejam o solo, diminuindo as perdas. 
 A recuperação das terras desgastadas de áreas agrícolas mais antigas ou naturalmente 
pobres necessita de métodos apropriados que a façam de maneira mais rápida e econômica. A 
recuperação da matéria orgânica para ativar a vida biológica é de fundamental importância. 
 Muitos autores (Smith et al., 1951; Greenland& Nye, 1959 e Greenland, 1971) têm 
procurado determinar as constantes de decomposição e de acúmulo (K) da matéria orgânica 
ou do carbono e do nitrogênio orgânicos do solo, sob diferente condições de clima e sistema 
de uso. A Figura 5.20 mostra a curva de decomposição da matéria orgânica, sob um sistema 
tradicional de cultivo intensivo, e a sua recuperação sob adubação ou manutenção do equilíbrio 
sob sistemas planejados de pasto-cultivo. 
 
 
K = constante de composição A = adição total de matéria orgânica 
 
Figura 5.20 - Decomposição e recuperação da matéria orgânica do solo em função do uso e da 
adubação orgânica (c = cultivo e p = pastagem). 
 
 A constante (K) mede a perda de matéria orgânica do solo, que aumenta com a 
intensidade de cultivo, menor em condições de pastagens do que em solos cultivados. A 
incorporação da matéria orgânica no solo altera o equilíbrio; sendo maior que a constante (K) a 
tendência é enriquecer o solo. As práticas a serem adotadas são, portanto, aquelas que 
 17
permitam maior adição possível de matéria orgânica ao solo, sejam via rotação de culturas, 
coberturas verdes, incorporação de restos culturais ou adição de adubos orgânicos de 
diferentes origens. 
 No manejo de solos tropicais sob diferentes sistemas agrícolas, a decomposição e 
recuperação da matéria orgânica devem ser analisadas criteriosamente, tentando aplicar 
técnicas que proporcionem maior enriquecimento do solo e aumento de sua produtividade final. 
Deve-se observar que conservação do solo num sentido amplo constitui um conjunto de 
práticas necessárias para manutenção de um solo biologicamente ativo e, para atender tal 
objetivo, a prevenção da matéria orgânica constitui requisito indispensável. 
5.13. Bibliografia 
ALEXANDER, M. Introduction to soil microbiology. New York, John Wiley, 1977. 467 p. 
ANDERSON, G. Assessing organic phosphorus in soil. In: The role of phosphorus in agriculture.(F.E. 
Khosawneh; E.C. Sample & E.J. Kamphath, eds.) Amer. Soc. Agron., Madison, Wis. p.411,431. 1980. 
ANDERSON, G. & ARLIDGE, E.Z. The adsorption of inositol phosphates and glycerophosphate by soil 
clays, minerals, and hydrated sesquioxides in acid media. J. Soil Sci. 13:216-224. 1962. 
ATLAS, R.M. Microbiology. New York, MacMillan, 1984. 879 p. 
BROADBENT, J.F. Modification in chemical propeties of strand during decomposition. Soil Sci. Soc. 
Amer. Proc. 18:165-169. 1954. 
BURNS, R.C. Soil enzymes. New York, Academic Press, 1978. 380 p. 
CHEN, Y. & AVIAD, T. Effects of humic substance on plant growth. In:Humic substances in soil and crop 
sciences: selected readings (MacCarthy, P. ed.). Amer. Soc. Agron. Madison, Wis. p. 161-186. 1990. 
DOMMERGUES, Y.R. & MANGENOT, F. Écologie microbienne du sol. Paris, Masson, 1970. 796 p. 
EMERSON, W.W. The structure of soil crumbs. J. Soil. Sci. 10:235-244. 1959. 
FRENEY, J.R. Forms and reactions of organic sulfur compounds in soils. In:Sulfur in agriculture 
(Tabatabai, M.A. ed.) Amer. Soc. Agron. Madison, Wis. p. 207-232. 1986. 
GREENLAND, D.J. Changes in the N status and physical conditions of soil under pasture with 
special reference to the maintenance of the fertility of australian soils used for wheat. Soil and 
Fertilizer., 34:237-251. 1971. 
GREENLAND, D.J. & NYE, P.H. Increases in the carbon and nitrogen contents of tropical soil under 
nature fallows. J. Soil Sci., 10:284-288. 1959. 
IGUE, K. Dinâmica da matéria orgânica e seus efeitos nas propriedades do solo. In: Adubação 
Verde no Brasil. Fundação CARGILL. p. 232-267. 1983 
KIEHL, E.J. Manual de edafologia. Relações solo-planta. Ed. Agron. Ceres. São Paulo. 1979. 
KONONOVA, M.M. Soil organic matter. 2nd ed. New York, Pergamon Press, 1966. 544 p. 
KONONOVA, M.M. Matéria orgânica del Suelo: su naturaleza, propriedades y métodos de 
investigación. Barcelona, Oikos-Tou. 1982. 365 p. 
LADD, J.N. & BUTLER, J.H.A. Humus enzyme system and synthetic organic polymes-enzymeanalogs. 
Soil Bioch. 4: 143-186. 1975. 
LOPES, D.N. Influência do calcário, fósforo e micronutrientes na mineralização da matéria 
orgânica e características físico-químicas de material de três solos de Altamira (Pará). Viçosa, 
Imprensa Universitária (Tese M.S.), 1977. 104 p. 
LYNCH, J.M. Biotecnologia do solo. São Paulo, Ed. Manole, 1986. 209 p. 
 18
MARTIN, J.P.; ERVIN, J.O. & SHEPHERD, R.A. Decomposition and binding action of polysaccharides 
from Azotobacter Indicus (Beijerinckia) and other bacteria in soil. Soil Sci. Soc. Amer. Proc. 29:397-400. 
1965. 
PARSON, J.W. Isolation of humic substances from soils and sediments. In: Humic substances and 
their role in the environment (Frimmel, F.L. & Christman, R.F. ed.). Wiley, New Yoek. p. 2-14. 1988. 
SANCHEZ, P.A. Suelos del trópico. San José, IICA, 1981. 634 p. 
SCHEFFER, F. & ULRICH, B. Humus and Humusdiingung. Ferdinand Enke, Stuttgard. 1960. 
SCHNITZER, M. & KHAN, S.U. Humic substances in the environment. Marcel Dekker. 1972. 327 p. 
SCHNITZER, M. & KHAN, S.U. Soil organic matter Elsevier. 1978. 
SIBANDA, H.M. The effects of soluble humus acids and soil pre-heating on the adsorption and the 
availability of phosphate on tropical soils. University of Reading (tese PhD), 1984. 278 p. 
SLADKY, Z. The effect of extracted humus substances on growth of tomato plants. Biol. Plant, 
1:142-150. 1959. 
SMITH, R.M.; SAMVEL, S.G.; CERNUDA, C.F. Organic matter and nitrogen build-ups in some Puerto 
Rican soil profiles. Soil Sci., 72:409-427. 1951. 
STEVENSON, F.J. Humus chemistry. New York, John Wiley, 1982. 443 p. 
STEVENSON, F.J. & ELLIOTT, E.T. Methodologies for assessing the quantity and quality of soil 
organic matter. In: Dynamics of soil organic matter in tropical ecosystems (Coleman, D.C., Oades, J.M. 
and Uehara, G. eds.). Niftal Project, University of Hawaii, Honolulu. p. 173-199. 1989. 
STEVENSON, F.J. & FITCH, A. Chemistry of complexation of metal ions with soil solution organics. In: 
Interactions of soil minerals with natural organics and microbes (Hung, P.M. & Schnitzer, M. eds.) Soil. 
Sci. Soc. Amer. Special Publ. 17. Madison, Wis. p. 29-58. 1986. 
VERDADE, F.C. Influência da matéria orgânica na capacidade de troca de cátions do solo. Bragantia, 
15:35-42. 1956. 
WAKSMAN, S. Principles of soil microbiology. 2ª ed. Baltimore, Williams & Wilkings Company, 1952. 
894 p.