O_solo_como_meio

Euripedes Malavolta\nEngenheiro Agrônomo\nCentro de Energia Nuclear na Agricultura\nUniversidade de São Paulo\nPiracicaba, SP\nMANUAL DE NUTRIÇÃO MINERAL DE PLANTAS\nA todos os meus estudantes\nde graduação e de pós graduação\ndesde 1949, até quando Deus quiser\nEditora Agronomica Ceres Ltda\nSão Paulo\n2006 EURIPEDES MALAVOLTA\nTitulos acadêmicos: Engenheiro Agrônomo, E.S.A \"Luiz de Queiroz\" (ESALQ). Universidade de São Paulo (USP), Piracicaba, 1948: Assistente de Química Agrícola ESALQ, 1948-51; Livre Docente de Química Agrícola, ESALQ, 1951-1954; Pesquisador Associado (bolsista da Fundação Rockefeller). Division of Plant Nutrition, University of California, Berkeley, Calif., U.S.A., 1952-3. Professor Catedrático de Química Orgânica e Química Biológica, ESALQ, 1954-84. Professor Visitante, Kearney Foundation (bolsista da Fundação Rockefeller). University of California Berkeley, 1958-9: Professor Visitante (periodos curt... 1972. Membro Honorário da Sociedade Colombiana de Ciência do Solo, desde 1993 da Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, a partir de 1995; Membro da Sociedade Internacional de Ciência do Solo e da Third World Academy of Sciences (1998). Prêmio Moinho Santista de Agronomia (1982). Medalha do Jubilee do Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico CNPq. (1981), Medalha Fernando Costa da Sociedade Paulista de Agronomia (1991) Pesquisador homenageado FUNDICITRUS (1997). Co-mendador da Ordem Nacional do Mérito Científico (1998). Foi Representante do Brasil para a Conferência das Nações Unidas sobre Ciência e Tecnologia em Benefício das Áreas Menos Desenvolvidas em Genebra (1963), e exerceu funções acadêmico-administrativas de Diretor da ESALQ (1964-1970), onde implantou os primeiros cursos formais de pós graduação ao nível de Doutorado em Ciências Agricolas da América Latina (1964-1970) e de Diretor do Instituto de Física e Química de São Carlos, USP (1972-5). Participou de 169 reuniões científicas no Brasil e exterior; orientou 40 Mestres, 53 Doutores e atualmente está orientando mais 5. Tem 45 livros publicados - em português, espanhol, inglês e hindi - e reúne 823 trabalhos de pesquisas, publicados no Brasil e no exterior.\nISBN 85-318-0047-1 UM\nO solo como um meio para\ngrowcimento das plantas\n\"A terra é a mãe de todos nós - plantas, animais e homens. O fósforo e o cálcio da terra constroem nossos esqueletos e sistema nervoso. Tudo o que os nossos corpos necessitam, exceto ar e sol, vem da terra\".\n(Henry Wallace, 1938)\nI. I. INTRODUÇÃO\nA Tabela 1-1 mostra a análise elementar da matéria seca da cultura da soja produzindo 4 toneladas de grãos ou 66 sacos por hectare. A origem dos elementos é a seguinte:\nC, H, O = ar e água\nN até Co = solo (parte do N vem da fixação biológica do nitrogênio do ar) ou do adubo. A matéria seca total soma 8,8 toneladas e a contribuição dos três meios, solo, água e ar é a seguinte:\nar = água - 93%\nsolo - 7%\nDos três meios o solo é em geral o mais facilmente modificado pelo homem nas suas três fertilidades - física, química e biológica. Da possibilidade prática e econômica de modificar o solo tornando-o mais produtivo depende a sobrevivência da humanidade. O interesse, mais ainda, a necessidade de aumentar a fertilidade química é entendida através da seguinte equação:\nM (adubo) = [M(exigência) - M(forçamento)]/f\nonde M = um dos elementos da série Ni até Co; exigência = necessidade da planta; fornecimento = o que o solo pode contribuir; f = fator maior que 1 destinado a compensar as perdas devidas à volatização (N, S, Se), lixiviação (K, S, B, Cl, Se), fixação (P, K, N, B, Co, Cu, Fe, Mn, Mo, Ni, Zn), erosão (todas). A participação relativa do solo (e do adubo) depende do nível de fertilidade química como mostra de modo aproximado a Tabela 1-2.\n1) \n2) elemento M que passa por\n(A) compartimentos:\nfase sólida = minerais primários e matéria orgânica não humificada;\nfase lábil = argilas, sesquióxidos e matéria orgânica humificada = complexo de troca, solução = água, minerais isolados, minerais complexados com matéria orgânica solúvel. 23%, sólida = mineral 45% + orgânica 7% (ver SCHROEDER, 1984, p. 11, por exemplo).\n\n1.2.2. Fases sólida e lável\nNa Figura 1-1 estão separadas fase sólida e fase lável embora, na verdade, ambas estejam no estado sólido.\nComo já foi adiantado, a fase sólida propriamente dita é um compartimento composto de uma fração mineral mais uma orgânica.\n\n1.2.2.1. Fração mineral\nCompõe-se principalmente de:\nsilicatos = minerais primários que, por intemperismo, produzem minerais secundários e liberam nutrientes das plantas.\n\nquartz o e minerais acessórios\n\nA Tabela 1-3 dá a fórmula e a composição desses componentes. A participação desses minerais na composição das rochas ígneas é a seguinte:\n\nfeldspato .......................... 60%\nhornblenda e augita ........ 20%\nquartz o ............................ 10%\nmicas ................................ 3%\nhematita e magnetita .... 3%\napatita ............................... 1% Manual de Nutrição Mineral de Plantas\n\n(2) desnitrificantes - condições anaeróbicas\nNO3- ⇌ NO2- ⇌ N2 + N2O\n(3) oxidantes do S2-, Fe2+ e Mn2+\n\n(4) fixadoras do nitrogênio do ar - de vida livre (Azotobacter, Clostridium), simbióticas/Rhizobium, Bradyrhizobium, endofíticas (Acetobacter diazotrophycus).\nAlém dos decompositores da matéria orgânica, fungos, actinobactérias, entre os primeiros hóspede que se associam com as raízes da planta (micorrizas) contribuindo para a aquisição de nutrientes, particularmente P, Cu e Zn.\n\nTabela 1-6. Classificação dos organismos do solo (1).\nTipo Alimento Fonte de Energia\nEucariontes grandes Animais Orgânico sólido Oxidação do orgânico\n Plantas CO2 + H2O + íons Luz\nEucariontes pequenos Protozoários Orgânico sólido e solúvel Oxidação do orgânico\n Algas CO2 + H2O + íons Luz\n Fungos Orgânico solúvel Oxidação do orgânico\n Fotofítricos CO2 + H2O + íons Luz\n Quimiofítricos CO2 + H2O + íons Luz\n Heterotróficos Orgânico solúvel Oxidação do orgânico\n\nTabela 1-7. Grupos especiais de organismos.\nGrupo Especificação Função\nNitrificadoras Nitrosomas NH4+ + 1,5O2 ⇌ NO2- + H2O + 2H+ + Energia Disponibilidade do nitrogênio\n Nitrobacter Fixadoras do nitrogênio\nVida livre Azotobacter N2 + 3H2 + Energia Economia de nitrogênio\n Beijerinckia N2H4\n Azospirillum N2H2\n Acetobacter 2NH4+\nDesnitrificadoras Vários gêneros\n NO3- + C + NO2- ⇌\n N2 + CO2\nOutras bactérias S2- + 2O2 ⇌ SO4-2 + Energia\nOxidantes Fe2+ + A = Fe3+ + A- + Energia\n Mn2+ + A- + Mn4+ = A- + Energia\nFungos Decompositores\n Micorrízicos (C)M + H2O + CO2 + M Mineralização\n Aumento superficie radial Absorção Radicular\nAlgas Fotossintéticas Fixação do N2 (Nostoc em Azolla)\n\n Tabela 1-8. Matéria orgânica, não humificada (parte da fase sólida) (1).\nComponente Participação no teor total de Matéria Orgânica\n% \nRaízes 10\nFlora e Fauna 5\nBactérias e Actinobactérias 40\nFungos e Algas 40\nMinhocas 12\nOutra macrofauna Insetos, lesmas 5\nMeso e microfauna Protozoários, Nematoides 3\nArtrópodos (ácaros)\n\nFigura 1-2. Representantes da flora do solo (sem escala).\n\nFigura 1-3. Representantes da fauna do solo (sem escala). 1 tetráedro de Si-O\n ponte de O\n 1 octaedro de Al-OH\n outra camada 1:1 adjacent\n As esmectitas, exemplo montmorilonita, apresentam duas camadas de sílica e uma de gibbsite, com uma relação Si:Al de 2:1; os octaedros de Al-OH estão \"sandwiched\" entre dois tetraedros de Si-O:\n 1 tetráedro de Si-O\n 1 octaedro de Si-O\n 1 tetráedro de Si-O\n 1 octaedro de Al-OH\n 1 tetráedro de Si-O\n O Mg e o Fe substituem parte do Al de uma camada de gibbsite, Al - OH.\n A Figura 1-4 é uma representação muito esquemática das estruturas da caulinita e da montmorilonita. Observar que a montmorilonita apresenta superfícies internas, o que não acontece com a caulinita.\n Figura 1-4. Estrutura esquemática da\n caulinita (1:1) e da montmorilonita (2:1). Mais uma distinção importante entre argilas do tipo 1:1 e 2:1 é a chamada substituição isomórfica que dá origem a cargas negativas na superfície do mineral. Ela é causada pela substituição do Si tetravalente pelo Al trivalente e pela substituição do Al trivalente pelo Mg divalente, por exemplo. Tem-se então o balanço de cargas da Tabela 1-10.\n A Tabela 1-11 dá um resumo da estrutura e propriedades das argilas.\n Outros minerais secundários são:\n (1) aloafanas - argilas amorfas ou paracristalinas dos solos vulcânicos.\n (2) óxidos e hidróxidos de Si, Al, Fe e Mn - formam-se pelo intemperismo, juntamente com as argilas, nos solos de clima temperado; óxidos e hidróxidos de Al e Fe predominam nos trópicos úmidos onde o intemperismo é mais intenso, formando constituintes básicos para formação de minerais da argila; os óxidos e hidróxidos ocorrem nos solos em formas amorfas, paracristalinas ou cristalinas, isolados ou concretões, como cimento ou revestimento de outros minerais como a própria argila; os óxidos de ferro, principalmente, contribuem para a cor do solo; como será visto mais tarde, desempenham papel na reação de transferência entre elementos da fase sólida, em particular O, e a solução do solo. Tabela 1-10. Balanço de cargas nas argilas (1).\n Kaolinite Montmorillonite\n 4 Al 3+ +12 4 Al 3+ +12\n 4 Si 4+ +16 1 Mg 2+ +2\n 10 O -2 -20 7 Si 4+ +28\n 8 OH -1 20 O 2- -40\n (1) SINGER & MUNNS (1967, p. 39)\nTabela 1-11. Estrutura e propriedades das argilas (1).\n Característica Kaolinite Montmorillonite Chlorite\n Estrutura 1:1 2:1 2:1:1\n Si Si, Al Si, Al\n Al Al, Fe, Mg Al, Fe, Mg\n Si, Al Si, Al\n Espessura célula unitária (3) 7 Å 10 Å 14 Å\n Substituição isomórfica\n Carga líquida 0 2\n Expansão - +++ +\n Acesso às superfícies internas +++ -\n Capacidade retenção de água +++ +\n Capacidade de adsorção + +\n Contração na entrada de K+ +\n Plasticidade, Coesão +++\ndo CO2 carboidrato outros compostos orgânicos.\nAs transformações da matéria orgânica não humificada para produzir a humificada guardam uma certa simetria com as dos minerais primários para gerar os secundários como mostra a Tabela 1-12. A Tabela 1-13 mostra a composição aproximada dos restos vegetais adicionados ao solo com matéria orgânica não humificada. Muitos desses compostos - água, minerais, carboidratos, nitrogens (proteicos e não proteicos), gorduras, encontram-se também nos restos animais e de microorganismos. O que faz lembrar a fertilidade biológica mencionada no item 1. Os dois processos se desdobram nos seguintes:\n(1) decomposição = hidrólise compostos de C de menor peso molecular (aminoácidos, carboidratos) liberação de P, K, S e outros elementos; oxidação de compostos de C, N e S hidrólise (em parte) + oxidação = mineralização\n11 Simplificadamente pode-se escrever:\n \n Restos animais e vegetais\n \n Microorganismo \n \n decomposição moléculas + íons\n \n humidificação húmus\n \nTabela 1-12. Comparação entre mineral orgânico e\n mineral das fases sólida e lábil (1).\n Material e Processo Componentes Minerais Componentes Orgânicos\n Original Rochas com minerais Restos vegetais\n Desdobramento, Síntese neomorfismo de minerais Humificação\n Produtos secundários Argilas Substâncias húmicas\n \n SCHROEDER (1984, p. 39)\nTabela 1-13. Composição aproximada dos restos vegetais adicionados.\n Composto Teor Percentual\n Água 20 – 90 (Mat. Fresca)\n Minerais (macro e micron trientes) 1 – 10 (Mat. Seca)\n Compostos orgânicos 50 (Mat. Seca)\n Carboidratos (açúcares, amido, pectinas, hemicelulose, celulose) > 50 (Mat. Seca)\n Lignina 40 (Mat. Seca)\n Nitrogens < 20 (Mat. Seca)\n Gorduras, ceras, resinas 10 (Mat. Seca)\n(2) humificação = lignina + proteínas + pigmentos + carboidratos\n hidrólise polimerização humus\n O começo e o fim da mineralização e da humificação estão representados na Figura 1-5. O humus, genericamente, ou substâncias húmicas, é constituído por uma série de Poliésteres, de cor amarela à negra, de peso molecular moderadamente alto (200.000 - 100.000). E por reações secundárias de síntese executadas por microorganismos o que lhes confere caráter totalmente diferentes das encontradas em quaisquer organismos vivos ou nos seus restos. A produtos de sua hidrólise (é possível conhecer uma casa a partir dos seus tijolos ?) são definidos polímeros de compostos isso é heterocíclicos de 5 e 6 átomos de C, com cadeias laterais cart e fenólicas - as responsáveis pelo caráter ácido. É o que mostra a Figura 1-6. Notar a presença de N.\n As três frações do humus reconhecidas são:\n (1) humina - insolúvel em álcool; adsorvida à parte mineral da fase lábil;\n (2) ácido húmico - solúvel em álcali e insolúvel em ácido;\n (3) ácido fúlvico - solúvel em álcali e insolúvel em ácido.\n A composição elementar típica do humus é: C: - 44 a 53%, H: - 3,6 a 5,4%, N: - 1,8 a 3,6% e O - 40,2 a 47%. A matéria orgânica, por sua vez tem 58 - 60% C e por isso, C% x 1,67 = % da matéria orgânica. Solos minerais - 0,5 a 5% de matéria orgânica; solos orgânicos 5 a 10%.\n Figura 1-5. Humificação e mineralização do material orgânico (pouco modificado de SCHROEDER, 1984, p. 41)\n CONTÉUDO MAT. ORG. PRODUTOS INTERMEDIÁRIOS PRODUTOS FINAIS\n MINERAIS INORGÂNICOS\n CO2, H2O, NH4, NO2, P, K, Ca, Mg, S\n CARBOIDRATOS >50%\n LIGNINA 40%\n COMPOSTOS N 20%\n GORDURAS, CERAS, PIGMENTOS Tabela 1-14. Tensões de umidade no solo.\nConstante de Coluna de Água\nUnidade (b) (cm) pF Bares Atmosferas\n (aprox.)\nCoeficiente 31023 4,50 31 30,6\nHigroscópico \nPonto de Murcha 15340 4,18 15 14,8\nPermanente \nCapacidade de 341 2,53 0,338 0,334\nCampo \n* AHB, (1979, p. 159)\n* pF = tensão em água absorvível\n* O ponto de Murcha Permanente não se resmeia ao solo e à ambiente saturado de umidade.\nCampo - Água apta não progressivamente gravacional\n1 gf = log do alum na coluna de H2O que exercer pressão = sucção aplicada para remoção.\n\nTabela 1-15. Concentração dos elementos na solução do solo em micromoles/L.\nIão Deficiente Crítica Média\nNO3- 10-700 200-500 9000\nNH4+ 0,5-400 2-1800 \nCa2+ 0,50-600 6-1000 1900\nMg2+ 2-300 90-3100 \nHPO4- 0,1-12 < 1 \nSO4- 0,1-400 1-1200 \nCu²+ 0,001-0,0012 0,0002-0,0001\nZn²+ 0,001-0,005 0,002-0,003 Os principais papéis da matéria orgânica do solo assim se resumem, no que diz respeito à fertilidade e à nutrição das plantas:\n(1) composição da fase labil em associação com os minerais de argila;\n(2) contribuição para estrutura, cor e temperatura do solo;\n(3) alta densidade de cargas elétricas, e por isso, a maior participação na troca catiônica (ver depoisl);\n(4) sequestro de alumínio e metais pesados tóxicos;\n(5) diminuição na fixação do fosfato pelo bloqueio de sítios responsáves;\n(6) formação de quelados solúveis de Cu, Fe, Mn, Zn e outros solução do solo;\n(7) alimento para microoganismos heterotróficos.\n\n1.4. FASE LÍQUIDA OU SOLUÇÃO DO SOLO\nA água do solo -\né fonte direta para a planta mediante absorção pelas raízes;\né veículo obrigatório dos nutrientes da planta já que não existe absorção a seco; \na ajuda para regular a temperatura do solo;\n\nfator de formação do solo através de reações de hidrólise;\ncondições de oxidação e redução (solos arenosos e enchareados, respectivamente);\nefeito na disponibilidade de microoganismos;\nreferência na disposição de nutrientes que dependem da mineralização da matéria orgânica (N, S, P principalmente).\n\nAs plantas são grandes bebedoras de água:\n90 - 95% da matéria fresca e H2O;\n200 - 1.000 kg de H2O são consumidos para fazer 1 kg de matéria seca.\n\nMas nem toda água do solo - da chuva ou da irrigação ou de ambas - é aproveitada pela planta, obedecendo à classificação: Tabela 1-16. Composição do ar atmosférico e do ar do solo\nComposto Atmosfera Solo\n % Volume\nO2 20,95 20,6\nCO2 0,03 0,2\nN2 79,0 79,0\n* SCHRODER (194), p. 49)\n\nTabela 1-17. Classificação das partículas.\nDiâmetro\nMilimetro Arredondado Angular Correspondência\n \n Detritos Materiais\n> 200 Pedras Pedras Grandes\n200 - 63 Sexos Esqueletos\n63 - 20 Cascalho Grosso Médios\n20 - 6 Médio Pequenas\n< 6 Fino Poeira\n\n2 - 6 Areia Grossa Areia\n0,2 - 0,63 Média Terra Fina\n0,063 - 0,003 Fina Limo\n0,002 - 0,006 Médio Limo Grosso\n0,0003 - 0,002 Fino Argila Grossa\n0,003 - 0,002 Média Argila\n< 0,002 Fina Argila\n\nTabela 1-18. Tamanho, número e superfície específica das partículas.\nTamanho da Nº aprox. de Superfície\nfração partículas por grama específica aprox.\nµm cm2/grama\n2000 - 200 5 x 20² 9000\n200 - 20 5 x 20¹ 200\n20 - 2 5 x 20⁰ 2000\n2 - 0,2 5 x 20¹ 20.000 (2 m2) que apresentam superfície interna entre as camadas (ver Figura 1-4) que são fracamente unidas.\nA propósito da areia, limo e argila define a textura do solo, característica de difícil modificação.\nO arranjo dessas frações constituiu a estrutura que pode ser modificada diminuindo-se por compactação,\npor exemplo, a distância entre uma partícula e outra fazendo variar a porosidade.\nNa verdade as partículas primárias, minerais ou orgânicas constituem agregados devido ao\nefeito cimentante dos hidróxidos de Fe e de Al e do CaCO3. Argila e matéria orgânica são obrigatórias\npara a agregação.\n\nA estrutura confere a porosidade aos solos. Os poros podem ser:\n grandes - diâmetro F médio > 10 µm; quando sem água, cheios de ar;\n médios - φ entre 10 e 0,2 µm; tem água disponível;\n finos - φ menor que 0,2 µm; possuem água não disponível.\nTextura e estrutura fazem parte da fertilidade física.\n\n1.7. PROPRIEDADES FÍSICAS\n\nA fertilidade física, já mencionada no início, apresenta vários componentes que influenciam o\ncrescimento e a produção.\n\n1.7.1. Densidade\n\nA densidade aparente (DA) é definida do seguinte modo:\nDA = M = massa a 110ºC = g/cm³;\n V volume de partículas + poros\nnos solos arenosos varia entre 1,25 a 1,40; nos argilosos vai de 1,00 a 1,25 e nos orgânicos é\nmenor ainda, entre 0,20 e 1,00.\n\nA densidade real (DR), por sua vez, corresponde a:\nDR = massa a 110ºC = 2,3 - 2,9 g/cm³\n volume de partículas\n\nO manejo inadequado do solo - excesso de aração e gradagem, trabalho com o solo úmido, uso\nde máquinas e implementos muito pesados - destrói a estrutura favorável do solo tornando-o\ncompactado, com o que aumenta a densidade já que há um número menor de partículas por unidade de\nvolume (ver Figura 1-7). Com isso a água ocupam menos volume o que dificulta a nutrição e\nconsequentemente a produção. E o que se pode ver na Tabela 1-19: a agricultura do índio ou do\ncaboquinho não foi prejudicial, enquanto, ao \"civilizado\" o foi, por ter sido mal feita. Notar, entretanto que\no uso do adubo e corretivo, neutralizou parcialmente o efeito desfavorável e ajudou a prática do índio ou\ncaboço. Observar, no rodapé da tabela, o efeito do bulldozer na velocidade de infiltração da água.\nSituações como esta dificultam ocorrer no Brasil onde se faz a plantio dentro do qual não se mexe no solo e acumula-se matéria orgânica das culturas de inverno e verão.\nA compactação é barreira para a descer - profundidade é outra característica da fertilidade\nfísica. figo, fresco, fértil e fundo (Carlos Teixeira Mendes, Prof. Catedrático da \"Luiz de Queiroz\", já falecido)\n\n1.7.2. Consistência\n\nÉ a força da coerência entre as partículas e que as mantém unidas. É função do tamanho delas,\ndo teor de matéria orgânica e de sua estabilidade diante de agentes do clima e do homem. Representa\nresistência a deformação por práticas culturais inadequadas e pelas raizes ao explorar o volume do\nsolo.\n\n1.7.3. Temperatura\n\nÉ medida pelo conteúdo calórico do solo. Influencia a germinação das sementes, o enraizamento\ndas estacas, o crescimento das raizes, a atividade de microorganismos, a disponibilidade e absorção\nde nutrientes da solução do solo, o teor de água e reações de formação do solo.\n\n1.8. PROPRIEDADES FÍSICO - QUÍMICAS\n\nOs processos mais importantes que influenciam o comportamento e biodisponibilidade dos nutrientes no solo são os da transferência dos mesmos da solução do solo para a fase lável e para a\ntilde; sólida (ver Figura 1-1). Esses processos controlam a concentração dos íons isolados e de seus complexos\ncom a matéria orgânica solúvel e por isso tem influência na sua absorção pelas raizes.\n\nVários mecanismos estão implicados: troca catiônica (adsorção não específica), troca aniônica,\nadsorção específica, complexação com a matéria orgânica e coprecipitação.\n\n1.8.1. Troca iônica (catiônica e aniônica)\n\nAlgumas definições:\n\ntrocedores - são a fase lável com partículas menores de 2 µm;\ntrocadores - são os íons deslocados e substituídos por diferentes soluções, como, por exemplo -\nacetato de amônio n pH 7,0 - desloca cátions que são portanto \"trocados\" pelo NH4+\na cátions trocadora de íons - R - H é OH misturados onde R = matriz orgânica; H+ desloca\ncátions (K, Ca, Mg, Na, micronutrientes) e OH- é trocado por ânions (HPO4, SO4=)\nnão trocáveis - não são no interior da rede cristalina da argila ou presos a compostos orgânicos,\nnão deslocados por extratores convencionais.\n\nOs íons trocáveis são considerados disponíveis para a planta (ver o item 1.1 e Figura 1-1) e\nsão sujeitos a lixiviação do que aqueles que estão na solução do solo.\n\nUma excelente revisão sobre troca iônica - conceitos, determinação, aplicações, é dada por\nMEHLICH (1981).\n\n1.8.1.1. Troca catiônica\n\nPEECH (1948, p. 4) no magisttral resumo sobre métodos químicos para avaliar a fertilidade do\nsolo, atual depois de meio século, define as características da troca catiônica: rápida reversível e\nestiquemétrica - adsorção de um cátions adicionado resulta na liberação de uma quantidade equivalente\nde algum outro cátions do solo. É o que se pode ver na Figura 1-3 tirada de SCHROEDER (1984, p. 62).\nA troca catiônica, evidentemente, pressupõe a existência de cargas negativas na superfície dos\ncolóides da fase lável ao qual se ligam os cátions que possuem carga positiva.\n\nDe onde vem essas cargas negativas?\n\nUma indicação foi dada em 2.3, particularmente na Tabela 1-11. Detalhando e acrescentando.\nAs cargas negativas permanentes resultam das substituições isomóricas nas argilas tri e tetramórficas, como por exemplo:\nSi4+ ↔ Al3+ = 1 excess 0 de cargas negativas.\n\nAs cargas variáveis, que podem ser positivas (como se verá em 1.1.2) ou negativas são dependentes do pH:\n\n(1) nas arestas quebradas das argilas -\nSi - O + OH- ↔ Si - O + H2O ou\n= Al - O + H+ ↔ Al+ + H2O;\n\n(2) nas substâncias húmicas -\nRCOOH + OH- ↔ RCOO- + H2O;\nφ OH + OH- ↔ φ O- + H2O;\nφ = (radical fenilo) (3) nos óxidos de Fe e Al - Fe - OH + OH - FeO + H2O - Al - OH + OH - AlO + H2O.\n\nA capacidade de troca, como lembra PEACH (1948, p.4) foi definida por Hissink há três quartos de século, como a soma de todos os cátions trocáveis, expressa em miliequivalentes por 100 g de solo. Pode, entretanto, ser expressa diferentemente: miliequivalentes por 100 cm3 de solo, mais corretamente, por milimoles de carga, mmolc, por dm3, o que dá um valor dez vezes maior que o anterior; a expressão em cmol/dm3, híbrida, dá o mesmo número que meq/100 cm2. A capacidade de troca catiônica é representada por T segundo Hissink; é usada também a sigla CTC, que corresponde a Capacidade de Troca Catiônica. O total das bases trocáveis (ou soma de bases), o valor S de Hissink, também expressou do mesmo modo que T, refere-se à soma de todos os íons metálicos trocáveis, geralmente Al, K, Ca, Mg, Na (as vezes mais NH4+ (ou não). Assim a quantidade de H trocável é dada pela diferença T - S. A porcentagem de saturação por bases, V%, é definida como 100S/T e é uma medida da proporção em que o solo está saturado pelas 'bases', K, Ca e Mg.\n\nDe um modo geral a fertilidade química dos solos cresce com o valor de V% a qual serve para classificação dos mesmos:\n\néxidos - V% perto de zero\nsubtóxicos - V% menor de 35%\ndistróficos - V% entre 30 e 50\ncálcicos - V% maior de 50.\n\nValores baixos de V, comumente alta proporção de H e de Al e baixas dos bases K, Ca e Mg, explicam a menor fertilidade.\n\nA afinidade dos cátions pelo complexo orgânico - mineral de troca é diretamente proporcional à valência e inversamente ao raio iônico ou grau de hidratação, obedecendo a seguinte ordem decrescente: Al3+ > Ca2+ > Mg2+ > K+ > NH4+ > Na+.\n\nOs seguintes conceitos não são devidos a Hissink, adicionando-se aos dele:\nCTC potencial (determinado no pH 7,0) = H + Al + K + Ca + Mg;\n\nCTC efetiva = Al + K + Ca + Mg;\n\nobserva-se que, no caso da primeira dos cátions 'ácidos', H e Al participam enquanto na segunda somente o Al o faz. Nos dois casos as unidades são as mesmas já vistas, isto é, meq, mmolc, ou cmol.\n\nA participação balanceada dos cátions na CTC, mais adequada para a maioria das culturas é dada por: Ca: 50 a 60%; Mg: 10 a 15%; K: 2 a 5%; H = 20 a 38%. Esses valores são calculados dividindo-se o número de meq, mmolc, ou cmol de cátion pela CTC ou T expressa na mesma unidade.\n\nComo se vê na Tabela 1-20 a CTC da matéria orgânica é maior que a dos minerais da argila, particularmente que a da caolinita. Isto explica os resultados como da Figura 1-9 a qual mostra a relação direta entre a CTC, teor de matéria orgânica e argila: embora a primeira apareça com teores menores que os da argila é a principal responsável pela capacidade de troca catiônica - entre 56 e 82% (dados não mostrados). 1.8.1.2. Troca aniónica\n\nPara que haja troca aniónica é obviamente necessária a presença de cargas positivas na superfície. Em consequência das condições de reação do solo, definidas pelo pH, portanto vê-se que os componentes da fase lábil podem apresentar cargas + ou cargas - predominantes. Há, entretanto um pH em que esses materiais tem uma carga na superfície igual a zero: é o chamado 'ponto de carga zero', PCZ. O PCZ do hidróxido de ferro recém depositado está em torno de 8,5 e os óxidos de Al estão abaixo de 8. Ver na Fig. 1-10 o comportamento dos sesquióxidos em função do pH.\n\nFigura 1-10. Geração de cargas + e - nos sesquióxidos em função do pH.\n\ndice, H2PO4- é mais fortemente adsorvível porque seu comportamento como trocável é semelhante ao do PO4-3. A chamada 'fixação' do P, fenômeno que deixa parte do fósforo aplicado como adubo, pelo menos temporariamente, não disponíveis para a planta. A parte superior da Figura 1-11 mostra o efeito do teor de argila, grande proporção de sesquióxidos, na verdade, na adsorção do P acidionado. A parte inferior, por sua vez, mostra o outro lado do moeda: a influência do teor e tipo de argila no P que fica em solução depois de adicionadas diversas doses do elemento, isto é: solo* + nH2PO4-.\n\nP acidionado\n\nsolo* + mH2PO4- P fixado.\n\nP solução\n\nn-m P, isto é, O P que fica em solução tem sido chamado 'fósforo remanescente' (ALVAREZ et al., 2000). Figura 1-11. \"Fixação\" do P no solo - efeito teor argila\nAbsorção máxima de P \n(MG P/G SOLO)\ny = -0,0009 + 0,0509X - 0,0003X²\nR² = 0,915***\nARGILA\nP. ACI\nONADO (PP19)\nOXISSOLO (BRASIL)\n45% ARGILA\n600\n400\n200\n0,001\n0,01\n0,1\nE SOLUÇÃO DE SOLO\n(CPPM)\nOs dados sobre a B e do Mo em função do pH é ilustrada na Figura 1-12: notar o efeito inverso do pH. \nA disponibilidade do P é diminuída por reações de precipitações, simplificadamente:\n(1) pH baixo - Al (OH)₃ + H₄PO₄ ⇌ Al (OH)₃ + H₄PO₄ ou\nFe (OH)₂ + H₄PO₄ ⇌ Fe (OH)₃ + H₄PO₄\n(2) pH alto - 3 Ca²⁺ + 2 PO₄³⁻ ⇌ Ca₃ (PO₄)₂\nOs fosfatos de Al e Fe recém formados ainda permanecem disponíveis por algum tempo. Entretanto quando \"envelhecem\" cai a disponibilidade devido à entrada do P para a estrutura do sesquióxido, como está representada na Figura 1-13. A fixação pode ser parcialmente revertida aumentado-se o pH pela calagem:\nFe (OH)₂, H₄PO₄ + OH⁻ ⇌ Fe (OH)₃ + H₄PO₄ Figura 1-12. Adsorção do boro em Latossolo (CATANI et al., 1971) e do molibdênio (CATANI et al., 1970) em função do pH.\nB ABSORVIDO (PPM)\n25\n20\n15\n10\n5\n0\n5\n20\n40\n60\nMICROGRAMA B/Ml\nMo ABSORVIDO (PPM)\n80\n60\n40\n20\n0\n5\n20\n40\nMICROGRAMA Mo/Ml\nOs solos das regiões temperadas têm uma CTA, capacidade de troca aniônica de 0,5 - 2 meq/100g, enquanto os das regiões tropicais apresentam até 20 vezes mais: a Tabela 1-5 apresenta indicação para entender essa diferença que tem implicações práticas para a adubação fosfatada.\n1.8.1.3. Adsorção específica\nA adsorção específica envolve a troca de cátions, particularmente de metais pesados (densidade maior que 5 - 6 g/dm³) com ligantes ( = doadores de elétrons) para formar ligações parcialmente covalentes ( = partilhamento de elétrons entre dois átomos) com íons da rede. Como resultado os íons metálicos são adsorvidos em proporção muito maior que o esperado da CTC do solo. Assim, a capacidade dos óxidos amorfos de Fe e Al em relação ao Zn eram 7 - 26 vezes maior que suas CTCs no pH 7.6. A adsorção específica é fortemente dependente do pH e é relacionada com a hidrólise dos íons metálicos (ALLOWAY, 1990, p. 15). Os metais adsorvidos especificamente são deslocados com muita dificuldade.\nA fixação do H₄PO₄ discutida anteriormente é descrita também como devido à adsorção específica.\n1.8.1.4. Complexação orgânica\nOs compostos húmicos da fase lábil, além de adsorver cátions, podem formar quelados. Ligantes orgânicos de baixo peso molecular, não relacionados obrigatoriamente ao húmus, podem formar complexos metálicos solúveis com o que são subtraídos da adsorção e precipitação. Os grupos carboxílicos dos ácidos húmicos e fúlvicos desempenham papel importante na complexação do metal.\n1.8.1.2. Reação do solo\nComo lembra ALLOWAY (1990, p.8) a reação do solo é o fator maior que controla o comportamento dos elementos no solo e sua disponibilidade para as plantas.\nVários trabalhos detalham o assunto, como por exemplo: MALAVOLTA (1981), ADAMS (1984), MALAVOLTA & SANTOS (1996), QUAGGIO (2000).\nA reação do solo é definida por vários indicadores:\n(1) pH - é o logaritmo decimal do inverso da concentração de íons hidrogênio, isto é,\npH = log₁ [ H ] onde [ H ] na solução em equilíbrio com os trocáveis; quanto mais\nbaixo o pH, maior a acidez e reciprocamente; pode ser determinado por métodos colorimétricos ou eletrométricos numa suspensão do solo em água ou em solução centimolar de CaCl₂, esta destinada a compensar eventual efeito de sais, do adubo, por exemplo, na determinação; o chamado pH (CaCl₂) é em geral 0.5 - 0.6 unidades mais baixo que aquele medido em H₂O, pH ácido ≤ 2 que 7, alcalinidade; Manual de Nutrição Mineral de Plantas\n\n(1) Alkalinity lime -\nCaCO3 + 2H2O → Ca (OH)2 + H2CO3\nCa (OH)2 → 2Ca2+ + 2OH–\nCa2+ + soil → solo Ca\n\nabsorption of anions -\nraiz - OH– + raiz A + OH–\n\nNitrogen fertilization -\nraiz - OH– + NO3- → raiz \nNO3- + OH–\n\nFigure 1-13. Effect of time on fixation of P of the fertilizer by iron oxides (as explained in the text). Figura 1-16. Relação entre saturação em Al, pH e Al em solução. (SALINAS & VALENCIA, 1983)\n\nd\n- p = 0,90**\n\n% SATURAÇÃO AI\n\n% SATURAÇÃO AI\n\n20 40 60 80 100\n\nPPM AI SOLUÇÃO\n\n6,0\n5\n4,5\n3\n2\n1\n\nULTISSOLO\n(7% MAT. ORG.)\n0\n\nDe um modo geral as condições de reação do solo mais adequadas para maioria das culturas são pH (H2O) entre 5,5 e 6,5; V% entre 40 e 70; m % de 10 a 20. A Figura 1-17 preparada com dados de cerca de duas centenas de ensaios de adubação do algodoeiro conduzidos pelo Instituto Agronômico de Campinas na década de 50 (há meio século, portanto) mostram relação direta entre Figura 1-16. Relação entre saturação em Al, pH e Al em solução. (SALINAS & VALENCIA, 1983)\n\nd\n- p = 0,90**\n\n% SATURAÇÃO AI\n\n% SATURAÇÃO AI\n\n20 40 60 80 100\n\nPPM AI SOLUÇÃO\n\n6,0\n5\n4,5\n3\n2\n1\n\nULTISSOLO\n(7% MAT. ORG.)\n0\n\nDe um modo geral as condições de reação do solo mais adequadas para maioria das culturas são pH (H2O) entre 5,5 e 6,5; V% entre 40 e 70; m % de 10 a 20. A Figura 1-17 preparada com dados de cerca de duas centenas de ensaios de adubação do algodoeiro conduzidos pelo Instituto Agronômico de Campinas na década de 50 (há meio século, portanto) mostram relação direta entre V% e produtividade e inversa entre produtividade e H + Al. Nem sempre, porém, alta produtividade está relacionada como V% alta. De fato e o que se pode ver na Tabela 1-21, a qual foi feita usando dados de análise de solo - produtividade do cafeiro em uma plantação de cerca de 1.500 hectares do Sul de MG.\n\nTabela 1- 20. Capacidade de troca catiônica dos componentes da fase labil(1).\n\nComponentes meq/100 g mmole/kg\nKaolinite 5-15 50-150\nChlorite 10-40 100-400\nIllite 20-50 200-500\nMinerais de transição 40-80 400-800\nMontmorilonite 80-120 800-1200\nVermiculite 100-150 1000-1500\nAlofana Até 100 Até 1000\nMatérias húmicas (s) 200-500 2000-5000\n\nTabela 1-21. Reação do solo e produtividade do cafeiro em uma plantação do Sul de MG.\n\nVariável Faixa Média Desvio padrão\nIndependente\nH+ meq/100 cm³ 2,5-6,9 5,3 1,2\nAl 0,1-0,20 1,0 0,5\nCTC 2,2-6,9 3,4 1,2\nV% 21-63 34,9 11,7\n\nDependente\nProdutividade - sacas/ha 28-108 60 19,8 A produção média corresponde a quase 6 vezes a média brasileira para cafezais tradicionais e não irrigados. V%, porém, está muito abaixo da faixa de 60 - 70 % que se considera considerada ? melhor para o cafeiro. É que não se pode olhar V% isoladamente, visto que pode ser baixa por causa de muito H ou muito Al. O excesso de H tem efeito detrimental muito menor que o de Al. No plantio direto acumula-se matéria orgânica no solo; aumenta H+ mas diminui Al devido à complexação com os componentes do humus. A reação do solo, medida pelo índice pH, tem efeito menor de dois tipos:\n\n(1) Efeito direto - é devido à alta concentração de íons H+ no lado ácido, ou do OH- no alcalino; a permeabilidade e o funcionamento das membranas são afetados, podendo haver vazamento de elementos previamente absorvido, em pH muito baixo diminui a absorção de cátions e pH acima de 7,0 cai a dos íons como o HPO4-. A Figura 1-18, feita com os dados de AMORIM et al. (1968) mostra o efeito da concentração hidrogenônica da solução nutritiva no crescimento de mudas de cafeeiro e no conteúdo de macronutrientes. A estreita correlação entre as duas variáveis é evidente. 2) Efeito indireto - está relacionado com o efeito do pH sobre a disponibilidade dos elementos conforme se vê na Figura 1-19, a qual, em resumo mostra o seguinte: na faixa de pH (H2O) entre 6.0 e 7.0, a disponibilidade de todos os elementos ou é máxima (N, P, K, Ca, Mg, S) ou não é mínima (B, Cl, Cu, Fe, Mn, Mo, Zn). As curvas podem ser assim explicadas, resumidamente:\n\n(1) N, S, B - efeito do pH na mineralização da matéria orgânica que é a fonte primária desses elementos;\n(2) P - em condições de acidez há formação de fosfatos de Fe e Al menos disponíveis e com pH alto, o excesso de Ca leva à formação de fosfatos de cálcio menos aproveitáveis pela planta (ver 1.1.2);\n(3) K, Ca, Mg - na faixa de pH entre 6 e 7 há mais perdas que nas condições de acidez;\n(4) Fe, Cu, Mn, Zn - quando o pH sobe formam-se hidróxidos e carbonatos menos disponíveis. 1.8.3. Condições de óxido-redução\nOs solos estão sujeitos a variações nas condições de oxigenação e redução (redox) que afetam a matéria orgânica (C, O) e os elementos N, S, Fe e Mn principalmente, mas também outros, nutrientes (Cu) ou não (As, Cr, Hg, Pb) (ALLOWAY, 1990, p. 11-12). As seguintes reações são alguns exemplos:\nOxidação\nNH4 ↔ N → NO3\nH2S ↔ S → SO4\nCH4 ↔ C → CO2\nRedução\nMnO2 ↔ Mn3+ ↔ Mn2+\nFe3+ ↔ Fe2+\nA oxidação consiste na perda ou transferência de elétrons, e- podendo implicar na absorção de O2, na perda de H, havendo sempre um aumento na valência. Redução é o inverso.\nExemplo comum nos solos:\nFe3+ + 3H2O ↔ Fe(OH)3 + 3H+ e-\nonce se vê que Fe3+ ↔ Fe2+ e que houve liberação de prótons, com consequente variação no pH. De um modo geral a chamada meia célula de um sistema qualquer de óxido - redução é expressa assim:\nestado oxidado + e- ↔ estado reduzido\nO potencial de redox (E) é definido como o trabalho elétrico executado quando há transferência de e- do doador para o receptor, medido em millivolts. O potencial obedece à equação de Nernst:\nEh = Eo + RT log aox\naRed\nn F\nonde Eh = potencial de redox em relação ao potencial padrão Eo; aox e aRed são as atividades das formas oxidada e reduzida, respectivamente (mol/L), R = constante dos gases, T = temperatura absoluta, n = número de elétrons transferidos; F = constante de Faraday; Eo = Eh quando aox = aRed/aRed = 1, log 1 = 0; a 25ºC a equação fica:\nEh = Eo + 0,059 log aox\naRed\nn F\nO potencial do sistema H2 ↔ 2H+ + 2e- convencionalmente tem zero mV (millivolts) e serve de referência para Eo, portanto para Eh. O potencial de redox pode ser expresso como pE de modo análogo ao pH: enquanto este indica a intensidade de suprimento de prótons, o pE indica o de elétrons. Um sistema com baixo pE tende a doar elétrons e, outro com pE alto, a recebê-los (BARTLETT, 1981).\n\nQuanto mais alto o valor de Eh maior o poder de oxidação do sistema. No caso dos sistemas citados no início a facilidade com que o par oxidado e reduzido obedece a seguinte ordem decrescente:\nNitrato > óxido de Mn > óxido de Fe > sulfato > C orgânico, ou seja, o potencial de redox do sistema NH4 ↔ N2 ↔ NO3 é o mais alto e o CH4 ↔ C ↔ CO2 é o mais baixo. Em outras palavras: valores altos de Eh estão associados com espécies oxidantes, enquanto valores baixos estão associados com espécies reduzidas (detalhes em PONNAM-PERUMAA, 1992).\nO potencial de redox do solo resulta da soma dos potenciais de todos os sistemas presentes e pode variar de - 300 mV (pE = 5,0), fortemente reduzido até + 800 mV (pE = 1,35) fortemente oxidado. Solos inundados, condições anaeróbicas, portanto, apresentam valores de + 118 a 414 mV (pE 2,7). A medição do potencial de redox pode ser feita usando-se um eletrodo de Pt e um calomelano ligados ao medidor de millivolts.\n\nOs solos são bem aerados, há muito O2 dissolvido na solução e por isso ocorre uma alta proporção de compostos oxididados como óxidos de Fe3+, Mn4+, NO3- e SO4 2-, apresentando ainda baixo teor de matéria orgânica facilmente oxidável. Inversamente, nos solos hidromórficos, mal drenados ou inundados (solos arrosíveis, solos de várzea), a baixa concentração de O2 está associada a teores maiores de compostos reduzidos (Fe2+, Mn2+, NH4+, S2-, CH4) e de matéria orgânica facilmente decomposta. O potencial de redox baixo é, em parte, consequência do consumo de O2 por microorganismos aeróbicos, mas os maiores responsáveis são anaérobios que usam compostos orgânicos como doadores de elétrons e compostos minerais (NO3-, SO4 2-) e orgânicos como acetat... 1.9. O SOLO COMO FORNECEDOR DE NUTRIENTES\nA Tabela 1-1 mostra que os componentes de matéria seca das plantas, representadas pela soja estão presentes em proporções que diferem em ordens de grandeza:\nC, H, O - toneldas por hectare\nN, P, K, Ca, Mg, S - quilos por hectare\nB, Cl, Co, Cu, Fe, Mn, Mo, Zn - gramas por hectare\nOs 3 primeiros são chamados \"constituintes orgânicos\"; os seguintes são \"macronutrientes\" e os 8 últimos fazem parte da lista dos micronutrientes.\nMacro e micro constituem a constituição do meio \"solo\" para a vida e a composição da planta. E se houver falta, o adubo deve \"ajudar\".\nO fornecimento do disponibilidade dos nutrientes das plantas consiste numa série de reações de transferência enunciadas em (1.3), a saber:\nM (sólida) → M (líquido) → M (solução)\nOnde M = macro ou micronutrientes.