Resumo SOL 250 - química

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SOL 250 – QUÍMICA DO SOLO 
Resumo baseado na Apostila Notas de Aula – SOL 250 – Química do Solo, do Professor Ivo Ribeiro da Silva, 
Viçosa – MG, 2008-I (DPS – UFV) 
Obs.: esse resumo não exclui a necessidade de utilizar a apostila completa e outros materiais como fonte 
para estudo. 
 
1. Introdução 
 Constituição química do solo reflete a contribuição dos fatores de formação do solo (SOL 220!) 
 Solo = f (tempo, material de origem, clima, atividade biológica, relevo) 
 Rochas sofrem intemperismo  alteração e desintegração dos minerais originais  formação de novos 
minerais e liberação de íons formação de solos 
 Intemperismo leva a fragmentação física e decomposição química do material de origem. 
 Solo é sistema trifásico (3 fases: sólida, líquida e gasosa) 
 
 Fase sólida: formada por materiais minerais e matéria orgânica; 
Partículas de tamanho e formas variáveis 
Fase com composição relativamente estável 
 Fase líquida: denominada solução do solo; 
Água + minerais e compostos orgânicos dissolvidos; 
 Fase gasosa: atmosfera do solo; 
Gases presentes no espaço poroso; 
 OBS.: o „cheiro de terra molhada‟ não é nada mais que o „cheiro‟ dos gases presentes no solo quando 
esses são liberados devido ao preenchimento dos poros com água (o que ocorre quando chove). 
 
2. Composição química do solo 
 É, em grande medida, determinada pelos materiais de origem do solo (rochas ou sedimentos); 
 Influência do material de origem tende a reduzir com atuação do intemperismo. 
 Si e Al (O e Fe) são elementos predominantes nos solos; 
 Baixos teores de nutrientes essenciais em regiões tropicais (N, P, K, Ca, Mg, S)  „culpa‟ do 
intemperismo. 
 Solos pouco intemperizados: minerais primários 
 Solos tropicais muito intemperizados: minerais secundários (argilas silicatadas e óxidos) e quartzo. 
 OBS.: todo solo é intemperizado, já que para formação de um solo é necessário que ocorra intemperismo 
sobre um material de origem. A diferença é que alguns são mais e outros são menos intemperizados. 
 
3. Frações granulométricas do solo 
 Fase sólida – agregados até certo ponto, individualizados. Formados por partículas unitárias, cimentadas 
entre si por MO, óxidos de Fe e Al, sílica; 
 Dispersão dos agregados para individualizar partículas, que são divididas em diferentes frações pelo limite 
de tamanho; 
 Classificação de Atterberg (internacional): 
 
3.1. Composição mineralógica das frações granulométricas do solo 
 Relacionada ao grau de intemperismo do solo 
 Fração areia: solos pouco intemperizados  minerais primários 
 solos mais intemperizados  quartzo ( que é muito resistente) 
podem ser encontrados também nódulos e concreções formados pela cimentação por óxidos de ferro 
 Fração silte: solos pouco intemperizados  fragmentos de minerais do material de origem solos mais 
intemperizados  micro agregados formados por partículas de argila cimentadas. 
 Fração argila: solos pouco intemperizados  argilas 2:1, argilas 1:1 e óxidos 
 solos muito intemperizados  argilas 1:1 e óxidos 
 Argila  fração mais importante do solo; propriedades físicas e químicas devido a natureza coloidal; 
 
4. Sistema coloidal do solo 
 Solo considerado sistema disperso (constituído de mais de uma fase) 
 Fase sólida em elevada subdivisão, formando um sistema coloidal (sistema no qual um ou mais 
componentes constituindo a fase dispersa – fase constituída pelas partículas – apresentam pelo menos, 
uma de suas dimensões em 1 µm e nm, e encontram-se em uma segunda fase, o meio de dispersão – 
água e ar, o meio pelo qual as partículas se distribuem). 
 No sistema coloidal ocorrem reações químicas, físico-químicas e microbiológicas de imensa importância 
no estudo dos solos. 
4.1. Propriedades de um sistema coloidal 
 Superfície específica – área por unidade de massa do material considerado, usualmente expressa em 
m²/g 
Interfere no grau de reatividade do solo 
Varia em função de textura ou granulometria, tipos de minerais de argila, teor de MO; 
 Carga elétrica: em geral, eletronegativas. 
 Cinética: movimento browniano: brusco, irregular e em zigue-zague de partículas individuais no meio de 
dispersão, devido a energia cinética das partículas. 
Movimento de difusão: migração de partículas de uma região de maior concentração para outra de menor 
concentração. 
Movimento ocasionado pela força gravitacional (sedimentação de partículas). 
5. Fração argila do solo (Composição química, estrutura e origem das cargas em colóides do 
solo) 
 Colóides quanto à origem: inorgânicos e orgânicos (podem formar complexos organominerais estáveis) 
 Colóides inorgânicos se dividem em dois grupos: argilas silicatadas e argilas não silicatadas (óxidos e 
hidróxidos de Fe e Al) 
5.1. Argila silicatadas 
 Minerais secundários originados da decomposição de minerais primários; 
 Constituídas de duas unidades estruturais básicas: tetraedro de sílica (ligações de 1 átomo de Si a 4 
átomos de oxigênio); octaedro de alumínio (1 átomo de Al e 6 átomos de oxigênio) 
 O número de camadas de tetraedros para camadas de octaedros é característica básica de identificação 
dos principais grupos de argilas silicatadas: argilas 2:1 ou 1:1 
i. Argilas do tipo 2:1 
Formadas por duas camadas de tetraedros de silício separadas por uma de octaedro de alumínio 
Formada em estágios iniciais de intemperismo. 
Podem ser expansivas ou não expansivas (trincas em solos secos) 
Caracterizadas por grande superfície específica, predominância de cargas permanentes (substituição 
isomórfica). 
Podem conferir grande plasticidade e pegajosidade. („teste do biscoito‟ na mão para observar plasticidade) 
Principais grupos: montmorilonita,ilitas, vermiculita, clorita; 
ii. Argilas do tipo 1:1 
Formadas a partir do intemperismo sobre argilas 2:1. 
Formada por uma camada de tetraedro de silício e um octaedro de alumínio. 
Não expansível (ligação ponte de hidrogênio entre camadas). 
Argila de atividade baixa (Tb). 
Superfície específica menor que a 2:1, baixa CTC e predominância de cargas dependentes de pH. 
Expressão de pegajosidade e plasticidade inferior às 2:1. 
Denominadas como grupo das caulinitas (a principal argila do grupo 1:1) 
5.2. Argilas não silicatadas (óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio) 
„Produtos finais do intemperismo‟ 
Hematita – óxido de ferro (α-𝐹𝑒2𝑂3), cor vermelha dos solos 
Goetita – oxi-hidróxido de ferro (α-FeOOH), cor amarela dos solos 
Gibsita – hidróxido de alumínio (𝐴𝑙(𝑂𝐻)3) 
 
6. Matéria orgânica do solo 
 Solo é um sistema vivo com diversas formas de vida. Elementos minerais e biológicos encontram-se em 
profundo entendimento, numa intensa relação de troca. 
 Os organismos do solo atuam como transformadores produzindo a MO estável, aumentando a CTC, 
melhorando a estruturação do solo entre outros benefícios. 
 Fração orgânica = matéria orgânica do solo (MOS) – constituída por carbono (C – 58%), hidrogênio (H – 
6%), oxigênio (O – 33%), nitrogênio (N), enxofre (S) e fósforo (P). 
 A entrada de carbono no solo está relacionada com o aporte de resíduos da biomassa aérea e radicular 
das plantas, liberação exsudados radiculares, lavagem de constituintes solúveis da planta pela água da 
chuva, e a transformação desses materiais carbonados pelos macro e microrganismos do solo. 
 Mineralização: processo pelo qual uma substância orgânica é convertida em uma substância inorgânica 
(nesse caso, tornando-se fonte de nutriente disponível para as plantas). 
 Imobilização: processo pelo qual uma substância inorgânica é convertida em uma substância orgânica. 
 O solo é o maior reservatório de C do ecossistema terrestre (carbono associadoa formas estáveis da 
MOS). 
 MOS é heterogênea e para melhor entendimento é dividida em dois componentes: matéria orgânica viva e 
morta. 
6.1. Compartimentos da MOS 
MOS pode ser entendida como a fração que compreende todos os organismos vivos e todos os restos dos 
organismos vivos que se encontram no solo nos mais variados graus de decomposição. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
i. Matéria orgânica (MO) viva 
Corresponde a MO associada às células de organismos vivos; essa MOS se encontram temporariamente 
imobilizada, mas que apresenta potencial de mineralização. 
MO viva raramente ultrapassa 4% do C orgânico total do solo (COT) 
Dividida em: 
 Raízes (5-10% da MO viva) 
Plantas imobilizam C nas raízes durante o ciclo de vida e retornam esse C ao solo quando morrem. 
Raízes também realizam exsudação de vários compostos orgânicos (que podem constituir a MOS morta) 
 Fauna do solo (15-30% da MO viva) 
Tem a função de redução do tamanho do material orgânico, separação dos componentes do material 
orgânico, mistura dos componentes orgânicos e inorgânicos, formação e manutenção dos poros do solo, 
regulação e dispersão da microflora no solo. 
Estruturação física do solo (porosidade) e melhoria da qualidade química. 
A redução do tamanho dos componentes orgânicos leva ao aumento da superfície de contato, favorecendo a 
ação microbiana o processo de decomposição/mineralização do material aportado ao solo e na transformação 
da MOS. 
 Microrganismo ou biomassa microbiana (BM) (60-80% da MO viva) 
Representa 1-3% do COT (carbono orgânico total do solo). 
Atua como agente transformador e como reserva lábil (disponível) de C e nutrientes. 
Os microrganismos atuam como transformadores de compostos orgânicos, de acordo com sua necessidade 
de nutrientes e energia para que seu metabolismo ocorra. 
Relações C:N, C:P, C:S e P:S da BM podem ser utilizadas para indicar como ela afeta a disponibilidade dos 
nutrientes no solo. Relações mais estreitas (menores) resultam em uma maior mineralização desses 
nutrientes, enquanto relações mais largas (maiores) levam a imobilização dos mesmos. 
 
 
 
 
 
ii. Matéria orgânica morta 
Contribui, em média, com 98% do COT. 
Dividida em matéria macrorgânica (ou matéria orgânica leve ou particulada) e húmus. 
 Matéria microrgânica ou matéria orgânica leve ou particulada 
3 a 20% do COT 
MOS não complexada, composta principalmente por restos vegetais em vários estágios de decomposição. 
A MOS leve pode ser dividida em MO leve livre (interagregados – entre os agregados do solo) e leve oclusa 
(intragregados – dentro dos agregados do solo). 
 Húmus 
O húmus consiste em substâncias húmicas (SH – 70%) e não húmicas (SNH – 30%) 
i. A SNH podem contribuir com 10 a 15% do COT dos solos minerais. São grupos de compostos 
orgânicos muito bem definidos como carboidratos, lignina, lipídios, ácidos orgânicos, polifenóis, ácidos 
nucléicos, pigmentos e proteínas. 
ii. As SH contribuem com cerca de 85 a 90% do COT dos solos minerais. 
São constituídas de macromoléculas humificadas amorfas, com variação de cor de amarelo a 
castanho. 
Grande reserva orgânica do solo. 
As SH podem ser operacionalmente subdivididas em: fração ácidos fúlvicos – AF, fração ácidos 
húmicos – AH e fração huminas – HU. 
A composição das SH é extremamente variada. 
Compartimento da MOS com maior reatividade. 
Por apresentarem complexidade química, essas substâncias não são facilmente atacadas pelos 
microrganismos do solo, decompondo-se lentamente e acumulando-se na natureza como MOS. 
Carbono lábil (CL) – formas que seriam de fácil mineralização pela biota do solo. 
Carbono solúvel (COS) – fração solúvel em água; é uma forma de CL. 
6.2. Rotas de formação e características das substâncias húmicas 
As substâncias húmicas (SH) são formadas a partir do processo denominado humificação. São propostas 
diferentes rotas para explicar esse processo. 
6.3. Características químicas e estruturais das substâncias húmicas 
As SH (AF, AH, HU) são quimicamente muito parecidas, mas as frações podem ser diferenciadas umas das 
outras pela cor, massa molecular, presença de grupos funcionais, grau de polimerização, e composição 
elementar – teores de C, O, H, N e S. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Os principais grupamentos funcionais das SH são: carboxílicos (COOH), alcoólico (-OH), carbonil (C=O), 
quinona (anel C=O), metoxil (OCH3), e amínico (-NH2). 
Deve-se considerar que as cargas negativas superficiais são dependentes de pH. Com a elevação do pH 
ocorre incremento significativo das cargas superficiais das SH. Visto que grande parte dos grupamentos 
acídicos das SH se dissociam entre pH 5 e 7, espera-se que elas tenham carga líquida negativa nos solos. 
(Na realidade, esses compostos possuem caráter anfótero, possuindo além de cargas negativas, cargas 
positivas dependendo do pH do solo e do PCZ dos compostos orgânicos). 
PCZ  Ponto de Carga Zero; No solo, o balanço das cargas elétricas pode ser negativo, positivo ou nulo. 
Quando o balanço é nulo temos o PCZ, ou seja, uma igualdade entre a quantidade de cargas negativas e 
cargas positivas. Quando o pH do solo estiver abaixo do PCZ, há predomínio de cargas elétricas positivas e, 
quando o pH do solo estiver acima do PCZ, predominam cargas negativas nas superfícies das partículas do 
solo. 
 
 
 
 
 
Além dos grupamentos funcionais, a maior contribuição das SH na geração de cargas passíveis de reação de 
troca é aumentada em razão da alta superfície especifica (que pode chegar a 900 m²/g). 
O tamanho e a natureza das diferentes SH têm implicações práticas (disponibilização de nutrientes, 
solubilidade em água). 
Durante o processo de transformação da MOS, dá-se origem a substâncias orgânicas mais humificadas no 
sentido AF  AH  HU. 
Substâncias húmicas são micelas complexas de natureza polimérica. 
6.4. Mecanismos de estabilização da MOS 
A estabilização da MOS é especialmente importante nos trópicos, em razão de que nessas condições 
climáticas a decomposição é acelerada. (temperatura favorece ação de microrganismos decompositores da 
MOS) 
i. Estabilização química ou coloidal 
A proteção química ou coloidal é atribuída à associação da MOS com as frações argila e silte do solo, 
formando complexos argilo-orgânicos. 
Vários mecanismos podem interagir no processo de complexação da MOS com as argilas: 
 Ligação eletrostática: atração entre cargas opostas. 
Atuação de pontes catiônicas impedindo a repulsão das moléculas orgânicas pelas partículas de argila 
negativamente carregadas. 
 Força de Van der Waals: resultante na flutuação da densidade de cargas elétricas dos átomos. 
 Pontes de hidrogênio: 𝐻+ atuando como ponte, ligando o grupamento orgânico à superfície da argila, 
ambos negativamente carregados. 
 Coordenação: ocorre uma troca de ligantes. 
A presença de pontes de cátions entre as argilas silicatadas do tipo 2:1 e do tipo 1:1 e os radicais orgânicos é 
um mecanismo comum de estabilização da MOS, destacando-se o cálcio como um dos cátions de grande 
importância no estabelecimento de pontes catiônicas. Entretanto, em razão do processo de intemperismo 
avançado da maioria de nossos solos, o cátion predominante no complexo sortivo é o Al, de modo que ele 
deve ser o cátion mais atuante na estabilização da MOS. 
Complexo Sortivo do Solo: O complexo sortivo do solo é composto pelos colóides que fazem adsorção e 
pelos íons adsorvidos. 
ii. Estabilização física 
Dentro do agregado. 
Os agregados do solo atuam fisicamente diminuindo o acesso a MOS pela microbiota do solo e seu sistema 
enzimático, bem como reduzindo a difusão de 𝑂2 para microporos, diminuindo a atividade dos 
microrganismos aeróbicos. 
Solo argiloso tem maior capacidade de agregação, protegendo mais a MOS. 
Esse mecanismo de proteção pela agregação do solo permite a proteção não seletiva de compostosorgânicos. 
Proteção física é aditiva à proteção química conferida à maioria das substâncias húmicas. 
iii. Estabilização bioquímica 
Deve-se a complexa composição química dos compostos orgânicos, que pode ser inerente ao próprio resíduo 
vegetal ou devido aos processos de condensação e polimerização. 
6.5. Propriedades do solo influenciadas pela matéria orgânica do solo (MOS) 
i. Propriedades químicas 
A MOS apresenta grande reatividade com outros compostos presentes no solo. 
As SH comportam como ácidos fracos, possuindo a capacidade de interagir com outros componentes do solo 
em ampla faixa de pH. A capacidade de perder ou receber íons 𝐻+ é responsável pela geração de cargas da 
MOS. 
 Capacidade tampão: resistência à variação de pH. 
A diversidade química dos componentes da MOS está relacionada com sua diversidade de grupamentos 
funcionais, fazendo com que a MOS tenha ação tamponante numa grande faixa de pH do solo. 
Em solos ácidos, tem-se observado o aumento do pH com a adição de materiais orgânicos, tais como esterco 
fresco, camas de aviário e adubos verdes. 
 Capacidade de troca catiônica (CTC) 
A contribuição da MOS para a CTC dos solos pode chegar até 90%. 
Com a dissociação de cargas dos grupos funcionais de superfície das SH, principalmente grupos carboxílicos, 
há um predomínio de cargas negativas e consequentemente aumenta o poder de retenção de cátions 
(retenção não específica). Mecanismo importante, pois mantém „disponíveis‟ diversos cátions essenciais para 
o crescimento das plantas. 
 Complexação de metais 
A presença de vários grupamentos funcionais na MOS possibilita sua reação como os metais. 
A ligação organo-metálica pode ser benéfica ou maléfica, dependendo da mobilidade do complexo formado. A 
complexação pode reduzir a atividade desses elementos na solução do solo, diminuindo sua toxidez. Por 
outro lado, pode complexar metais nas SH e aumentar sua solubilidade, podendo ser mais facilmente 
transportados em água. 
ii. Características físicas do solo 
 Agregação 
O fenômeno de agregação é resultante de reorganização, floculação e ação das partículas cimentadas sobre 
as partículas primárias do solo. Os agregados protegem fisicamente a MOS. 
Em solos mais jovens com mineralogia dominada por argilas 2:1, a formação dos agregados é um processo 
mais biológico, enquanto nos solos mais intemperizados com a fração argila dominada por argilas 1:1, óxidos 
e oxi-hidróxidos, esse processo é mais dependente de interações físico-químicas. 
 Retenção de água 
Em geral, a MOS pode reter até 20 vezes sua massa em água. 
Muitas vezes, altos teores de MOS refletem em grande caráter hidrofóbico do solo, visto que a porção 
hidrofílica da MOS orienta-se na direção do interior do agregado, enquanto a porção hidrofóbica direciona-se 
para a face externa, formando uma camada repelente a água. 
A importância relativa da MOS na retenção de água depende da textura do solo. Em solos de textura mais 
arenosa, a retenção de água é mais sensível à quantidade de MOS quando comparado a solos de textura 
fina. 
6.6. MOS e ciclo dos nutrientes 
O processo de decomposição é fundamental na liberação dos nutrientes que se encontram como 
constituintes das estruturas dos compostos orgânicos. Os nutrientes liberados nesses processos poderão ser 
imobilizados pelos organismos e utilizados na síntese de novos compostos orgânicos, ou mineralizados e 
liberados para a solução do solo. 
i. Nitrogênio 
Cerca de 95% do N do solo está associado à matéria orgânica. O ciclo do N envolve a transferência do N 
atmosférico para compostos orgânicos. 
Somente pequena percentagem das formas orgânicas de N do solo é facilmente mineralizável. 
ii. Fósforo 
O P do solo, água e seres vivos se encontra associado a quatro oxigênios, formando o ortofosfato (𝑃𝑂4
3−). 
A concentração de íons ortofosfato na solução do solo é bastante baixa, devido sua forte associação aos 
óxidos e oxi-hidróxidos de Fe e Al. 
Na solução do solo, o ortofosfato é encontrado na forma de 𝐻2𝑃𝑂4
− em solos ácidos, e como 𝐻𝑃𝑂4
2− em 
solos com pH alcalino. 
iii. Enxofre 
A dinâmica do S no solo é ditada por processos de imobilização e mineralização, ambos mediados pela 
atividade microbiana. 
iv. Relações C/N, C/P e C/S 
A mineralização do N, P e S da MOS ocorre simultaneamente com a do C. De modo geral, haverá 
mineralização líquida desses nutrientes quando as relações C/N, C/P e C/S forem, respectivamente, menores 
que, 30, 200 e 300. 
Quando os processos de mineralização predominam em relação aos de imobilização, a MOS funcionará 
como fonte desses nutrientes e, consequentemente, aumentará sua disponibilidade para as plantas. Do 
contrário, quando sua imobilização prevalece sobre a mineralização, a MOS passa a atuar como dreno desse 
nutriente, diminuindo sua disponibilidade para as plantas. 
 Diferentes compartimentos da MOS atuam de forma diferenciada na liberação de nutrientes, visto que 
apresentam diferentes taxas de ciclagem. 
Quando as relações entre o C e os demais nutrientes nos resíduos vegetais são muito superiores às 
encontradas na BM, os microrganismos imobilizam temporariamente esses nutrientes em sua biomassa a fim 
de suprir sua necessidade metabólica, expressando o caráter dreno do compartimento biológico da MOS. 
Quando a disponibilidade de substratos orgânicos facilmente decomponíveis fica escassa ou cessa, boa parte 
dos microrganismos morre e a decomposição de suas células libera nutrientes que foram imobilizados 
anteriormente, fazendo com que o compartimento biológico da MOS passe a atuar como fonte. 
Em solos altamente intemperizados com alta capacidade de fixação de P, a taxa de decomposição pode ser 
mais influenciada pela disponibilidade de P do que daquela de N. 
 
7. Origem e formação das cargas elétricas do solo 
A presença de cargas na superfície dos colóides do solo é responsável por sua capacidade de retenção de 
íons (capacidade de troca catiônica e aniônica – CTC e CTA). Outras „funções‟ das cargas: ligação entre os 
constituintes do solo; associadas a várias propriedades do solo. 
Predominam cargas negativas 
As cargas podem ser permanentes, como no caso dos minerais de argila 2:1, ou dependentes de pH, como 
nos demais componentes da fração coloidal do solo. 
7.1. Cargas negativas 
i. Cargas elétricas permanentes – substituição isomórfica 
São cargas presentes nas superfícies dos minerais de argila geradas por substituição de um íon por outro. 
Essas substituições ocorrem entre íons de tamanhos semelhantes e com valência + ou – 1 do íon original. 
ii. Cargas elétricas dependentes de pH 
São cargas originárias da protonação ou desprotonação de grupamentos 𝑂𝐻− em função do pH do meio. 
Ocorre principalmente nos óxidos e argilas 1:1. 
 Bordas quebradas 
Resultante das descontinuidades das laminas de argila. É mais importante nas argilas não expansivas (por 
quê?) 
 Superfície de oxi-hidróxidos 
Esses colóides apresentam superfície com grupamentos expostos e que podem desenvolver cargas de 
acordo com o pH do meio. (quais são os principais oxi-hidróxidos presentes nos solos?) 
 Sítios de troca bloqueados 
 Colóides orgânicos 
Mais importante nos nossos solos (solos altamente intemperizados) 
Dissociação de grupamentos funcionais da MOS (dependente de pH) 
Os grupos da MOS dissociam com maior facilidade que os grupos OH das argilas 1:1 por seu menor PCZ, 
sendo esta a razão da dominância da matéria orgânica como fonte de sítios de troca na CTC dos solos 
tropicais mais intemperizados. 
7.2. Cargas positivas 
As cargas eletropositivas do solo têm sua origem nos óxidos e hidróxidos de Fe e de Al, preferencialmente. 
Tal situação se dá de maneira mais significativa em condições mais ácidas de solo. 
 
 
 
 
 
 
 
7.3. Densidade de cargas 
A densidade de cargas negativas é a quantidade destas cargas por unidadede superfície de um material. 
Pode ser expressa em 𝑚𝑜𝑙𝑐/𝑚
2 ou em 𝐶/𝑚2 
 
8. Interações colóide/solução: fenômenos de adsorção e troca de ânions e cátions 
As propriedades de adsorção iônica do solo são devidas, quase que totalmente, aos minerais de argila e à 
matéria orgânica coloidal do solo, materiais de elevada superfície específica. 
As cargas negativas são neutralizadas por íons eletropositivos, ou seja, pelos cátions, o que se denomina 
adsorção catiônica. Na neutralização de cargas positivas pelos ânions tem-se a adsorção aniônica. 
Os íons envolvidos nesse processo de adsorção ligam-se por eletrovalência ou por covalencia às partículas 
coloidais do solo. 
Os íons adsorvidos às partículas coloidais podem ser deslocados e substituídos, estequiometricamente, por 
outros íons de mesmo tipo de carga, dando-se uma troca iônica. 
Como as cargas da fase sólida se manifestam na superfície das partículas (micelas) do solo, há estreita 
relação entre o fenômeno de troca e a área superficial dessas micelas. O fenômeno de troca iônica no solo 
então é função da superfície específica e da densidade de cargas elétricas que se manifestam nessa 
superfície. 
 
Partícula ASE m²/g CTC 𝒄𝒎𝒐𝒍𝒄/kg 
Caulinita 7 – 30 0 – 1 
Óxidos - 2 – 4 
Micas 40 -150 10 – 40 
Vermiculita 50 -800 100 – 150 
Montmorilonita 600 – 800 80 -150 
Matéria orgânica 800 - 900 200 – 300 
Fosfatos e molibdatos sofrem adsorção aniônica específica, formação de complexos de esfera interna, 
resultando em ligação mais forte e estável do ânion com o colóide. Essa ligação é especifica, influenciada 
pelas características da superfície e do anion e não obedece aos princípios de estequiometria e 
reversibilidade. 
8.1. Capacidade de troca catiônica (CTC) 
Complexo de troca 
A CTC do solo é responsável pela retenção e liberação dos cátions dos colóides para a solução do solo, 
permitindo sua maior permanência no sistema de forma a serem absorvidos pelos microrganismos e plantas, 
e reduzindo sua progressiva lixiviação. 
Características: 
 Estequiometria: reações ocorrem de forma estequiométrica. Lembrando que 𝑚𝑜𝑙𝑐 =
𝑚𝑜𝑙
𝑣𝑎𝑙ê𝑛𝑐𝑖𝑎
 
 Velocidade: reações rápidas 
 Independência de temperatura 
 Reversibilidade: deslocamento de íons para a solução e a adsorção de novos cátions. 
Na determinação de CTC do solo é importante considerar o pH em que a troca catiônica se verifica. Isto 
porque, além das cargas negativas de caráter eletrovalente, existem também cargas de caráter covalente. 
Estas se manifestam, ou não, de acordo com o pH do meio. 
CTC efetiva do solo (t)  CTC do solo a um dado pH; soma das cargas permanentes + cargas dependentes 
do pH livres de hidrogênio covalente (𝐻+). 
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. 
 
 
 
 
 
 
 
 
8.1.1. Características da CTC do solo 
i. Valor T 
A capacidade de troca catiônica (T) é geralmente determinada a pH 7. 
T = SB + H + Al 
Obs.: CTC efetiva (t) – valor ao pH do solo  t = SB + 𝐴𝑙3+ 
ii. Soma de bases (SB) 
Soma dos teores de 𝐶𝑎2+, 𝑀𝑔2+, 𝐾+, 𝑁𝑎+, 𝑁𝐻4
+ trocáveis 
SB = 𝐶𝑎2+ + 𝑀𝑔2+ + 𝐾+ + 𝑁𝑎++ 𝑁𝐻4
+ 
iii. Saturação por Bases (V) 
Participação das bases no complexo sortivo do solo, expressa em porcentagem 
𝑉 =
𝑆𝐵
𝑇
 𝑥 100 
iv. Saturação por alumínio (m) 
Percentagem de alumínio trocável na CTC efetiva do solo. 
𝑚 =
𝐴𝑙3+
(𝑆𝐵 + 𝐴𝑙3+)
 𝑥 100 
v. Acidez trocável 
Representada pelo 𝐴𝑙3+ mais o 𝐻+ que faz parte da CTC efetiva. Valor também chamado de alumínio 
trocável. 
O alumínio é considerado como acidez porque, em solução, por hidrólise, gera acidez: 
𝐴𝑙3+ + 3𝐻20 ↔ 𝐴𝑙(𝑂𝐻)3 ↓ + 3𝐻
+ 
vi. Acidez potencial (ou total) 
Determinação a pH 7. Esta acidez inclui H + Al (𝐻+ trocável, H de ligações covalentes que é dissociado com 
a elevação do pH, 𝐴𝑙3+ trocável e outras formas de Al) 
 
8.1.2. Fatores que afetam a CTC 
 pH: efeito sobe as cargas dependentes de pH 
 Natureza dos cátions trocáveis: afeta a preferencialidade de troca no solo, de acordo com a densidade de 
carga dos cátions. Os cátions que têm maior densidade de carga são mais retidos nas cargas negativas 
do solo. Porém o hidrogênio, em razão de suas propriedades especificas, não se comporta como 
monovalente, quanto a preferencialidade de troca. 
 Concentração da solução: a concentração dos cátions na solução do solo afeta a preferencialidade de 
troca, interagindo com a carga dos cátions 
 Natureza da fase sólida: influi na densidade de cargas negativas responsáveis da CTC do solo. 
8.2. Capacidade de troca aniônica 
Definida como o poder do solo de reter ânions na fase sólida, numa forma trocável com outros ânions na 
solução. Por não atender perfeitamente as condições de rapidez, reversibilidade e estequiometria, a troca 
aniônica é mais frenquente denominada adsorção aniônica. 
Adsorção específica – fósforo. 
Para determinar a CTA são utilizadas curvas de adsorção conhecidas como “isotermas de adsorção”. 
Isoterma de Langmuir – permite determinar a capacidade máxima de adsorção do ânion em estudo – fósforo 
(CMAP) e enxofre (CMAS). 
A capacidade máxima de absorção de ânions varia com as características do solo, notadamente seu teor e 
tipo de argila, podendo atingir valores bastante elevados para solos muito intemperizados com altos teores de 
argila. 
As cargas positivas do solo, responsáveis pela adsorção aniônica, são, normalmente, dependentes do pH do 
meio. Diminuindo o pH, aumentam as cargas positivas do solo e a adsorção aniônica também aumenta. 
8.3. Dupla camada difusa 
Denominação dada ao conjunto dos íons que circundam as partículas coloidais em suspensão. 
Em função da concentração e das características do íon presente, esta camada pode ser mais ou menos 
espessa, permitindo, respectivamente, menor ou maior aproximação entre partículas. 
Maior valência para um mesmo raio iônico produz compressão da dupla camada. De forma análoga, maior 
raio iônico hidratado para uma mesma valência permite a expansão da dupla camada. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
8.4. Ponto de carga zero (PCZ) 
Existe um determinado pH do solo que o número de cargas positivas se equivale ao número de cargas 
negativas, sendo considerado então o pH do solo em que as cargas são nulas ou ponto de carga zero, sendo 
característico de cada solo em particular. 
Quando o pH do solo estiver abaixo do PCZ daquele solo, haverá predomínio de cargas positivas e quando 
estiver acima do PCZ na superfície das partículas do solo haverá predomínio de cargas elétricas negativas. 
 
Minerais PCZ 
Quartzo 2,5 – 3,7 
Montmorilonita 2,5 
Caulinita 4,6 
Hematita 9,5 
Goethita 7,8 – 8,9 
Gibbsita 7,8 – 9,5 
 
Como a matéria orgânica „entra nessa história‟? 
 
8.5. Dispersão e floculação de partículas do solo 
Quando o pH de um solo encontra-se próximo ao seu PCZ, a repulsão entre partículas é mínima. 
O PCZ do solo é a média de cargas presentes no solo proveniente dos seus diversos constituintes, que em 
solos com cargas variável ocorre na faixa de pH de 3,5 – 5,0. 
Ocorrera dispersão das partículas do solo quando o pH do solo for muito maior que o pH em que ocorre o 
PCZ. Por outro lado, em pH do solo próximo ou abaixo do pH em que ocorre o PCZ de um solo, ocorre a 
floculação das partículas, podendo ser desejável para obter-se um boa estruturação do solo. 
 
9. Reação do solo 
9.1. Acidez do solo 
Definida como a concentração de íons hidrogênio em solução. 
𝑝𝐻 = −𝑙𝑜𝑔 [𝐻+] 
O aumento da atividade de 𝐻+ em solução determina valores de pH menores que 7,0 e o aumento dos íons 
𝑂𝐻− eleva o pH a valores maiores que 7. 
Em função do seu pH, os solos podem ser separados em alcalinos, neutros e ácidos (maioria dos solosmuito 
intemperizados). 
Acidez afeta fenômenos químicos e biológicos que ocorrem no solo. Quais? 
9.1.1. Fontes de acidez do solo 
A acidez do solo é proveniente do balanço entre os grupamentos químicos capazes de geram 𝐻+ e aqueles 
capazes de gerar 𝑂𝐻−. 
i. Minerais de argila 
ii. Matéria orgânica 
iii. Ácidos solúveis 
9.1.2. Fontes de alcalinidade no solo 
Os compostos químicos capazes de originar íons 𝑂𝐻− por reação com a água constituem as fontes de 
alcalinidade no solo. Este é o caso dos minerais que contêm os metais alcalinos e alcalino-terrosos. 
Obs.: calagem 
9.2. Capacidade tampão da acidez no solo 
A capacidade tampão da acidez dos solos (CTH) é função das características do complexo de troca catiônica, 
sendo definida como a “resistência que os solos apresentam à mudanças de pH”. 
9.3. Causas da acidificação progressiva dos solos 
A acidificação dos solos ocorre em função do intemperismo, que acarreta a perda progressiva de cátions 
básicos em condições de drenagem adequada. 
As plantas produzem acidez via extrusão de prótons no processo de absorção de cátions básicos. 
Uso de fertilizantes. 
9.4. Problemas causados pela acidez do solo 
Toxidez direta; afeta a disponibilidade de nutrientes e elementos tóxicos. 
9.5. Calagem 
Prática comum para correção da acidez do solo. Consiste na aplicação de carbonatos/silicatos de cálcio e/ou 
magnésio que se dissociam e reagem produzindo íons 𝑂𝐻−. Estes neutralizam a acidez e, secundariamente, 
fornecem cálcio e magnésio como nutrientes, elevando a soma de bases.