fertilidade_do_solo_e_nutricao_de_plantas_apostila_de_fertilidade_do_solo (2).pdf
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FERTILIDADE DO SOLO
Prof. Dr. Fabio Olivieri de Nobile Elaborado por: Prof. Dr. Manoel Evaristo Ferreira
Profa. Dra Mara Cristina
Prof. Dr. Bernardo Van Raij
SUMÁRIO
1. Fertilidade do Solo: O que é, e Conceitos Básicos ........................................... 1 1.1. INTRODUÇÃO .......................................................................................................................... 1 1.2. CONCEITOS BÁSICOS........................................................................................................... 4
2. AMOSTRAGEM PARA AVALIAÇÃO DA FERTILIDADE DO SOLO .................. 10 2.1. AMOSTRAGEM DE SOLO ................................................................................................... 10
2.1.1. Conceitos .......................................................................................................................... 10 2.1.2. Obtenção de áreas uniformes ....................................................................................... 10 2.1.3. Planejamento da amostragem ....................................................................................... 13 2.1.4. Procedimento de coleta de solo em uma área uniforme ........................................... 14
2.1.4.1. Procedimento de coleta propriamente dito .......................................................... 14 2.1.4.2. Discussão sobre etapas e aspectos da coleta .................................................... 16
2.1.4.2.1. Utensílios para amostragem ........................................................................... 16 2.1.4.2.2. Retirada de uma amostra simples .................................................................. 17 2.1.4.2.3. Profundidade ..................................................................................................... 19 2.1.4.2.4. Local para retirada da amostra simples ........................................................ 19 2.1.4.2.5. Volume ou tamanho das amostras ................................................................ 20
2.2. IDENTIFICAÇÃO CORRETA DA AMOSTRA .................................................................... 20 2.3. ÉPOCA E FREQÜÊNCIA DE AMOSTRAGEM .................................................................. 21 2.4. CUIDADOS NA AMOSTRAGEM ......................................................................................... 21 2.5. QUESTIONÁRIO OU FOLHA DE INFORMAÇÕES .......................................................... 22 2.6. ERROS MAIS FREQÜENTES NA AMOSTRAGEM ......................................................... 22
3. MATÉRIA ORGÂNICA ......................................................................................... 24 3.1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 24 3.2. CONCEITOS ........................................................................................................................... 25 3.3. CONTEÚDO ............................................................................................................................ 26 3.4. DISTRIBUIÇÃO ....................................................................................................................... 27 3.5. SUBSTÂNCIAS ENCONTRADAS EM TECIDOS ORGÂNICOS E NA MATÉRIA ORGÂNICA ...................................................................................................................................... 30
3.5.1. Classificação .................................................................................................................... 30 3.5.2. Composição aproximada de tecidos vegetais secos e da matéria orgânica do solo ....................................................................................................................................................... 31
3.6. RELAÇÃO CARBONO/NITROGÊNIO (C/N) ...................................................................... 33 3.7. EFEITOS DA MATÉRIA ORGÂNICA EM PROPRIEDADES DO SOLO ....................... 37
3.7.1. Efeito nas propriedades químicas ................................................................................. 37 3.7.1.1. Capacidade de troca de cátions (CTC) ................................................................ 37 3.7.1.2. Disponibilidade de nutrientes ................................................................................. 38 3.7.1.3. Poder tampão (em relação ao pH) ........................................................................ 38 3.7.1.4. Acidez do solo........................................................................................................... 40
3.7.2. Efeito nas propriedades físicas ..................................................................................... 40 3.7.2.1. Estrutura .................................................................................................................... 40 3.7.2.2. Aeração ...................................................................................................................... 41 3.7.2.3. Retenção de água .................................................................................................... 41 3.7.2.4. Cor .............................................................................................................................. 42
3.7.3. Efeitos nas propriedades biológicas ............................................................................. 43 3.8. MANUTENÇÃO E ACÚMULO DA MATÉRIA ORGÂNICA NOS SOLOS.................. 43
4. NITROGÊNIO NO SOLO ..................................................................................... 44 4.1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 44 4.2. AQUISIÇÃO DE NITROGÊNIO PELO SOLO .................................................................... 46
ii
4.2.1. Fixação biológica ............................................................................................................. 47 4.2.1.1. Fixação simbiótica ........................................................................................................ 47
4.2.1.2 Fixação assimbiótica ou livre ................................................................................... 50 4.2.2 Fixação industrial .............................................................................................................. 51 4.2.3 Precipitação atmosférica ................................................................................................. 52 4.2.4. Resíduos orgânicos ......................................................................................................... 52
4.3. CONTEÚDO E DISTRIBUIÇÃO ........................................................................................... 53 4.4. ALGUMAS TRANSFORMAÇÕES DO NITROGÊNIO NO SOLO ................................... 53 4.5. NITROGÊNIO DISPONÍVEL NO SOLO .............................................................................. 56 4.6. PERDAS DE NITROGÊNIO DO SOLO .............................................................................. 58 4.6.1. Remoção pelas colheitas ................................................................................................... 58
4.6.2 Erosão ................................................................................................................................ 59 4.6.3 Lixiviação ........................................................................................................................... 59 4.6.4. Volatilização ..................................................................................................................... 61
4.7. USO DO NITROGÊNIO ......................................................................................................... 63
5. CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA ............................................................. 64 5.1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 64 5.2. GENERALIDADES E CONCEITOS ..................................................................................... 66 5.3. CAPACIDADE DE TROCA DE CÁTIONS DO SOLO ....................................................... 67
5.3.1. Conceitos e características ............................................................................................ 67 5.3.2 Origem das cargas negativas ......................................................................................... 68 5.3.3 Aspectos gerais da adsorção e troca catiônica ........................................................... 70 5.3.4 Fatores que afetam a CTC .............................................................................................. 72 5.3.5 Relações entre CTC e características do solo ............................................................. 75
5.3.5.1 CTC e C orgânico e CTC e nitrogênio ................................................................... 75 5.3.5.2. CTC e argila .............................................................................................................. 75 5.3.5.3. CTC e SB................................................................................................................... 76 5.3.5.4. CTC e densidade global .......................................................................................... 76 5.3.5.5. Entre CTC, V% e pH ................................................................................................ 76
5.3.6 Importância da CTC do ponto de vista da fertilidade do solo .................................... 78 5.3.7 CTC x disponibilidade de nutrientes .............................................................................. 79
6. REAÇÃO DO SOLO ............................................................................................ 81 6.1. INTRODUÇÃO ........................................................................................................................ 81 6.2. EXPRESSÃO DA REAÇÃO DO SOLO ............................................................................... 81 6.3. ACIDIFICAÇÃO DO SOLO ................................................................................................... 83
6.3.1 Aspectos gerais................................................................................................................. 83 6.3.2. Remoção de bases da solução ..................................................................................... 84 6.3.3. Aumento de H+ na solução ............................................................................................ 85 6.3.4 Intensidade da acidez desenvolvida .............................................................................. 86
6.4. TIPOS DE ACIDEZ ................................................................................................................. 89 6.5. EFEITO DA REAÇÃO DO SOLO SOBRE AS PLANTAS ................................................ 90
6.5.1 Efeito direto ........................................................................................................................ 92 6.5.2 Efeitos indiretos................................................................................................................. 93
6.5.2.1 Disponibilidade de nutrientes .................................................................................. 93 6.5.2.2 Toxicidade .................................................................................................................. 98 6.5.2.3. Atividade de microrganismos ............................................................................... 100 6.5.2.4. CTC .......................................................................................................................... 101 6.5.2.5. Condições físicas do solo ..................................................................................... 101
6.6. CORREÇÃO DA ACIDEZ .................................................................................................... 101 6.6.1 Comentários gerais ........................................................................................................ 101 6.6.2 Materiais usados ............................................................................................................. 101 6.6.3 Reações de neutralização da acidez do solo ............................................................. 102
iii
6.7. BENEFÍCIOS DE UMA CALAGEM .................................................................................... 103
7. CALCIO, MAGNÉSIO E ENXOFRE NO SOLO ................................................. 104 7.1. INTRODUÇÃO ...................................................................................................................... 104 7.2. FORMAS NO SOLO ............................................................................................................. 104 7.3. DISPONIBILIDADE E ANÁLISE DE SOLO PARA MAGNÉSIO E CÁLCIO ................ 106 7.4. DISPONIBILIDADE E ANÁLISE DE SOLO PARA ENXOFRE ...................................... 108
8. POTÁSSIO NO SOLO........................................................................................ 110 8.1. INTRODUÇÃO ...................................................................................................................... 110 8.2. FORMAS NO SOLO ............................................................................................................. 110 8.3. DISPONIBILIDADE............................................................................................................... 111 8.4. FATORES QUE AFETAM A DISPONIBILIDADE DE POTÁSSIO EM SOLOS .......... 112 8.5. POTÁSSIO NA PLANTA ..................................................................................................... 114
9. FÓSFORO NO SOLO ........................................................................................ 116 9.1. INTRODUÇÃO ...................................................................................................................... 116 9.2. FORMAS NO SOLO ............................................................................................................. 116 9.3. SOLUBILIDADE E ADSORÇÃO ........................................................................................ 120 9.4. DISPONIBILIDADE............................................................................................................... 123
10. MICRONUTRIENTES NO SOLO ..................................................................... 127 10.1. INTRODUÇÃO .................................................................................................................... 127 10.2. FORMAS NO SOLO ........................................................................................................... 127 10.3. FATORES QUE AFETAM A DISPONIBILIDADE DE MICRONUTRIENTES ........... 130 10.4. INTERPRETAÇÃO DA ANÁLISE DE SOLO.................................................................. 130
11. LITERATURA CONSULTADA E CITADA ....................................................... 132
1
1. Fertilidade do Solo: O que é, e Conceitos Básicos
1.1. INTRODUÇÃO
Em termos médios uma planta é constituída por 15% de matéria seca e 85%
de água. Deste total de matéria seca, 90% são representados por carbono (C),
hidrogênio (H) e oxigênio (O), o que dá uma média de 1,5% da planta para outros
elementos. Na Tabela 1 tem-se uma idéia dos elementos químicos que são
encontrados nas plantas. Dentre esses elementos tem-se, principalmente: nitrogênio
(N), fósforo (P), potássio (K), cálcio (Ca), magnésio (Mg), enxofre (S), boro (B), cloro
(l), cobre (Cu), ferro (Fe), manganês (Mn), molibdênio (Mo) e zinco (Zn). Esses
últimos elementos são nutrientes de plantas.
Mas, o que é nutriente de planta? É todo elemento químico que as plantas
absorvem e que é essencial ou indispensável para o seu crescimento,
desenvolvimento, produção e reprodução, portanto, para que elas completem o seu
ciclo vital. Na Tabela 2 estão apresentados os nutrientes de planta sob a ótica da
Fertilidade do Solo, segundo uma divisão que os classifica em macro e
micronutrientes. Na Tabela 3 encontram-se alguns íons nutrientes de planta e
respectivos raios iônicos, com o objetivo de demonstrar que o critério para definir os
macro e os micronutrientes não é o do tamanho do elemento químico, mas sim o da
quantidade absorvida pela planta, o que se verifica por meio da análise da Tabela 4.
Tabela 1. Elementos químicos encontrados nos tecidos das plantas.
Elementos
Oxigênio Fósforo Rubídio Estrôncio Chumbo Carbono Enxofre Zinco Zircônio Cádmio Hidrogênio Alumínio Molibdênio Níquel Césio Cálcio Sódio Cobre Arsênio Selênio Potássio Ferro Titânio Cobalto Mercúrio Nitrogênio Cloro Vanádio Flúor Rádio Silício Manganês Boro Lítio (+70 da tabela
periódica) Magnésio Crômio Bário Iodo
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Tabela 2. Macronutrientes e micronutrientes de plantas e respectivos símbolos.
Macronutrientes Micronutrientes
Primários Secundários
Nitrogênio N Cálcio Ca Boro B Manganês Mn Fósforo P Magnésio Mg Cloro Cl Molibdênio Mo Potássio K Enxofre S Cobre Cu Zinco Zn
Ferro Fe
Tabela 3. Raio iônico de alguns nutrientes de plantas.
Elemento Íon Raio Elemento Íon Raio
nm nm Potássio K 0,133 Cloro Cl 0,181 Cálcio Ca 0,099 Cobre Cu 0,072 Magnésio Mg 0,066 Manganês Mn 0,080
Tabela 4. Quantidade total de nutrientes extraída pela parte aérea da cultura do arroz irrigado (produção de 3216 kg/ha de grãos sem casca).
Elemento Quantidade extraída
Elemento Quantidade extraída
kg ha-1 g ha-1 Nitrogênio 83,3 Boro 77,7 Fósforo 14,0 Cloro 11,6 Potássio 94,8 Cobre 38,5 Cálcio 20,8 Ferro 1133 Magnésio 7,5 Manganês 431 Enxofre 10,8 Molibdênio 1,1 Zinco 316 Fonte: Furlani et al., citado por Barbosa Filho (1987)
Enquanto o carbono, o hidrogênio e o oxigênio vêm da água ou do ar, os
outros elementos são praticamente fornecidos pelo solo. Esses outros elementos no
solo (N, P, K, Ca, Mg, S, B, Cl, Cu, Fe, Mn, Mo e Zn), em conjunto, caracterizam o
que se denomina fertilidade do solo. O conceito mais simples que se pode dar para
fertilidade do solo é o seguinte: fertilidade do solo é a habilidade de um solo em
fornecer nutriente ás plantas. Outro conceito que pode ser usado é: fertilidade do
solo é a capacidade intrínseca de um solo para fornecer nutrientes aos vegetais em
quantidades adequadas e em proporções convenientes.
Diz-se que um solo que apresenta uma boa fertilidade é um solo fértil. Seria
um solo fértil um solo produtivo? O que é um solo produtivo? Um solo produtivo é
aquele no qual se obtêm boas produções, isto é, uma boa produtividade. A
produtividade de uma área, por sua vez, é suportada ou determinada por vários
fatores, entre os quais se pode citar: ar, calor, luz, água, suporte mecânico e
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nutriente. Percebe-se assim, que um solo produtivo é um solo fértil, mas não
necessariamente um solo fértil será produtivo, pois, a falta de água ou limitações em
qualquer outro dos fatores citados levarão a uma baixa produtividade, isto é, o solo
naquelas circunstanciais não será produtivo.
Dos fatores que afetam a produtividade, anteriormente citados, apenas a luz
não está ligada ao solo, o que caracteriza uma relação solo-planta muito importante.
Cada um daqueles fatores afeta diretamente a produção e, ao mesmo tempo,
indiretamente, por meio da estreita relação que mantém com os outros. Assim é que,
desde que no solo a água e o ar ocupam os espaços porosos, fatores que afetem a
relação solo-água, afetarão também a relação solo-ar. Por outro lado, mudança na
umidade do solo (na quantidade de água no solo) afetará a sua temperatura. E como
último exemplo, a disponibilidade de nutrientes é influenciada pelo balanço solo-
água, bem como pela temperatura do solo. A compreensão desse exemplo será
facilitada com o desenvolvimento dos estudos específicos dentro da fertilidade do
solo, sendo este um dos objetivos dessa disciplina.
No estudo da fertilidade do solo, desde o início algumas perguntas afluem
naturalmente. Entre elas tem-se: um solo de fertilidade baixa pode ser transformado
em um solo de fertilidade alta? Um solo de fertilidade alta pode ser transformado em
um solo de fertilidade baixa? O solo tem algum mecanismo que ofereça resistência a
mudanças em sua fertilidade?
Inicialmente deve-se comentar que um solo pobre ou com fertilidade baixa
poderá, por meio de adições feitas principalmente pelo homem, ser transformado em
solo fértil ou de fertilidade boa ou alta. Entre os processos de adição pode-se citar a
calagem (em última análise, adição de cálcio ou de cálcio e magnésio), a adubação
orgânica (adição de nutrientes por meio de resíduos orgânicos de origem vegetal ou
animal) e a adubação mineral (adição de nutrientes por meio de produtos ou
substâncias minerais). Por outro lado, um solo de boa fertilidade pode ser
transformado em solo de baixa fertilidade. Essa última transformação é devida a
processos de perda que ocorrem normalmente na natureza, devendo-se destacar os
seguintes: lixiviação (os nutrientes são perdidos dissolvidos na água que percola
através do perfil do solo); remoção pelas colheitas (os grãos, os tubérculos, os
frutos, etc., que o homem colhe e usa para a sua alimentação e de seus
semelhantes contêm quantidades variáveis de N, P, K, Ca, Mg, S, B, Cl, Cu, Fe, Mn,
Mo e Zn); erosão (as enxurradas arrastam, em certas circunstâncias, quantidades
4
variáveis de solo de um local para outro. O nutriente, como será visto depois, está
dentro dou junto às partículas sólidas do solo e daí, com a "terra" que é perdida tem-
se perda de nutrientes). Na Figura 1 é apresentado, esquematicamente, o ciclo
envolvendo solo fértil, solo pobre e fatores representativos de como o solo pode
ganhar ou perder nutrientes.
Figura 1. Representação esquemática dos processos que levam ao enriquecimento e ao empobrecimento do solo.
Finalmente, deve-se citar que embora o solo esteja sujeito a processos de
perda e de ganho, a sua fertilidade nem sempre é alterada bruscamente,
principalmente no tocante ás perdas. Essa resistência a perdas e ganhos (até certo
ponto) se deve à presença de partículas no solo que apresentam propriedades
coloidais e que são responsáveis pelo que se chama de sistema ou poder tampão.
1.2. CONCEITOS BÁSICOS
ABSORÇÃO: refere-se á penetração de superfície, por exemplo, a
penetração ou entrada de nutrientes (ou de um outro íon) e de água através das
raízes dos vegetais. Pequena quantidade de nutriente pode ser absorvido através
das folhas.
ADSORÇÃO: refere-se á adesão ou retenção de substancia (íons) á
superfície de um sólido. Obs. Nos solos ela se refere á atração dos íons e das
moléculas de água pelas partículas coloidais.
ADUBAÇÃO (de solo): é a aplicação de fertilizante ou adubo no solo
procurando corrigir a deficiência de um ou mais nutriente para as plantas e/ou
manter a fertilidade do solo.
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ADUBO: adubo ou fertilizante é qualquer material, natural ou manufaturado,
que contém um ou mais nutrientes de planta, que se adiciona ao solo ou diretamente
sobre a planta com a finalidade de suprir um ou mais nutriente de planta.
AGREGADO: aglomerado de partículas unitárias (de areia, silte e argila) que
se forma devido ás atrações entre partículas ou por meio de agentes cimentantes
como óxidos de ferro e matéria orgânica.
ASSIMILÁVEL OU DISPONÍVEL: refere-se ao nutriente de planta que,
presente no solo em forma química adequada, pode ser facilmente absorvido ou
aproveitado pelos vegetais.
ÁTOMO: parte constituinte de uma substância simples e que representa a
menor quantidade dessa substância suscetível de combinação química. Ou, é a
menor quantidade de uma substância elementar que tem as propriedades químicas
de um elemento. Portanto, toda substância é formada de átomo. O átomo é formado
por um núcleo positivo que contém nêutrons e prótons, cercado de elétrons.
CALAGEM: é a denominação que se dá á operação de adicionar e
incorporar pó calcário ao solo visando corrigir a sua acidez.
CALCÁRIO: rochas carbonatadas, ricas em cálcio ou em cálcio e magnésio,
que moidas originam o pó calcário, o qual é empregado para corrigir a acidez do
solo.
CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA: CTC (ou valor "T" de Hissink) é
definida como a soma de todos os cátions trocáveis ou permutáveis (inclusive o
hidrogênio) que a fase sólida do solo pode reter e trocar. Obs. A CTC determinada a
pH 7,0 é denominada CTC potencial, e a obtida ao pH natural ou de campo, de CTC
efetiva.
CROSTA TERRESTRE: é o mesmo que litosfera é a camada externa
consolidada da Terra. A sua espessura é da ordem de 35 km.
CUBO: poliedro regular com seis faces quadradas; hexaedro regular.
CULTIVO MÍNIMO: sistema de preparo (cultivo) que reduz o número das
operações mecanizadas a um mínimo necessário para criar a condição adequada
para a semeadura e germinação das sementes.
DESSORÇÃO: liberação de um íon ou molécula de uma superfície. O
oposto de adsorção.
ELEMENTO: qualquer substância que não pode ser separada, exceto por
desintegração nuclear.
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ELETRÓLITO: substância que em solução se dissocia totalmente em íons.
EROSÃO: é todo o arrastamento, no sentido horizontal, de partículas de
solo, seja por meio da água ou do vento. Como conseqüência tem-se perda de íons
que fazem parte da estrutura de partículas sólidas do solo ou que estão adsorvidos a
elas.
ESTRUTURADO SOLO: conjunto de agregados que ocorrem em um solo.
FERTILIDADE DO SOLO: é a capacidade intrínseca de um solo para
fornecer nutrientes aos vegetais em quantidades adequadas e em proporções
convenientes.
FOTOSSÍNTESE: processo pelo quais as plantas verdes capturam a energia
luminosa, combinando água e dióxido de carbono para formar os carboidratos. O
pigmento clorofila é requerido para a conversão da energia luminosa em energia
química.
FRAÇÃO ARGILA: é termo usado para definir as partículas da fase sólida
do solo menores do que 0,002 mm de diâmetro. É constituída por minerais
secundários, principalmente minerais de argila silicatados e óxidos de ferro e de
alumínio.
ÍNDICE DE SATURAÇÃO POR BASES: é a proporção de bases trocáveis
presentes no solo, em um dado momento, em relação a sua CTC (CTC potencial),
expressa em porcentagem. É, portanto, a relação entre os valores SB e CTC
multiplicada por 100. O mesmo que Porcentagem de Saturação por Bases.
ÍON: átomo ou grupo de átomos que está eletricamente carregado em
conseqüência da perda ou do ganho de elétrons. No solo o íon se refere a um
elemento ou a uma combinação de elementos eletricamente carregados, que resulta
da dissociação de um eletrólito na solução do solo O íon positivo é chamado de
cátion e o negativo, de ânion.
LEI OU TEORIA DA RESTITUIÇÃO: é indispensável restituir ao solo, para
evitar seu empobrecimento, todos os nutrientes removidos pelas colheitas.
LEI OU TEORIA DO MÍNIMO: a produção das culturas é regulada pela
quantidade do elemento nutriente disponível que se encontra no mínimo em relação
às necessidades das plantas (Figura 2).
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LEI OU TEORIA DOS FATORES LIMITATIVOS: o nível da produção
agrícola não pode ser maior do que o possibilitado pelo mais limitativo dos fatores
essenciais ao crescimento vegetal (Figura 2).
Figura 2. Representação esquemática da lei do mínimo (a) e da lei dos fatores limitativos (b).
LIGAÇÃO COV ALENTE: é a união entre átomos, estabelecida por meio de
pares de elétrons, de modo que cada par seja formado por um elétron de cada
átomo. Há compartilhamento de elétrons e isso determina uma ligação forte.
LIGAÇÃO ELETROV ALENTE: é a força que mantém os íons unidos,
depois que um átomo entrega definitivamente 1, 2 ou mais elétrons a outro átomo.
Nesta doação e aceitação de elétrons acabam sendo produzidos cátion e ânion que
se atraem. Há atração por forças eletrostáticas e isso determina uma ligação fraca.
LIXIVIAÇÃO: é O arrastamento, pela água que percola, de íons em solução
nas camadas superiores do solo para camadas mais profundas, podendo ganhar o
lençol freático, constituindo num dos processos de empobrecimento da fertilidade do
solo.
MACRONUTRIENTES: são elementos essenciais Ou nutrientes que as
plantas precisam e absorvem em quantidades relativamente grandes. Obs.: São
divididos em primários ou nobres: nitrogênio (N), fósforo (P) e potássio (K) e
secundários: cálcio (Ca), magnésio (Mg) e enxofre (S).
MATERIAL COLOIDAL OU COLÓIDE: refere-se a materiais orgânico ou
inorgânico com partículas muito pequenas, área de superfície correspondentemente
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grande por unidade de massa e carga de superfície. O colóide apresenta diâmetro
menor do que 0,001 mm.
MICRONUTRIENTES: são elementos essenciais ou nutrientes que as
plantas necessitam e absorvem em quantidades relativamente pequenas. Obs.: São
os seguintes: boro (B), cloro (Cl), cobre (Cu), ferro (Fe), manganês (Mn), molibdênio
(Mo) e zinco (Zn).
MILÍMETRO (mm): submúltiplo do metro é a milésima parte do metro (10-3
m). O colóide tem diâmetro menor do que 0,001 mm.
MINERAL DE ARGILA: é um silicato de alumínio hidratado que apresenta
estrutura laminar. As estruturas básicas dos minerais de argila são lâminas de
tetraedros de sílica (um átomo de silício envolto por quatro átomos de oxigênio) e
lâminas de octaedros de alumina (um átomo de alumínio envolto por seis átomos de
oxigênio). Os minerais de argila que apresentam unidade cristalográfica constituída
por duas lâminas de sílica para uma de alumina são as argilas silicatadas do tipo 2:1
e as que apresentam uma de sílica para uma de alumina, são as do tipo 1:1.
NANÔMETRO (nm): submúltiplo do metro é a bilionésima parte do metro
(10-9 m). Antigamente era usado Ångstróm que é igual a 10-10 m. Os íons têm
diâmetro menor do que 1 nm.
NUTRIENTE: é todo elemento químico que as plantas absorvem e que é
essencial ou indispensável para o seu crescimento, desenvolvimento, produção e
reprodução.
PERFIL DO SOLO: é o conjunto de horizontes, num corte vertical, que vai
da superfície até o material semelhante ao que deu origem ao solo.
"pH DO SOLO": é a medida da concentração hidrogeniônica ativa na
solução do solo. Obs.: valores de pH menores do que 7 indicam solos ácidos; pH =
7, solos neutros; e, valores maiores do que 7, alcalinos.
PORCENTAGEM DE SATURAÇÃO POR BASES: ver Índice de Saturação
por Bases
PRODUTIVIDADE: está relacionada com a capacidade de um solo em
proporcionar rendimento ás culturas. Obs.: Produtividade é o termo mais amplo uma
vez que fertilidade é apenas um entre vários fatores que determinam a magnitude
dos rendimentos das culturas.
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SEPARADOS OU FRAÇÕES DO SOLO: partículas minerais, com diâmetro
menor do que 2,0 mm. Obs: Classificadas segundo a International Society of Soil
Science, de acordo com o tamanho, nas seguintes categorias: a) areia grossa: 2,0 a
0,2 mm; b) areia fina: 0,2 a 0,02 mm; c) silte: 0,02 a 0,002 mm; d) argila: menor do
que 0,002 mm.
SÓLIDO: substância caracterizada por um arranjo regular de suas partículas
constitutivas, que formam uma rede espacial definida e característica.
SOLO: sob o ponto de vista da fertilidade do solo pode ser conceituado
como sendo a camada arável da crosta terrestre, onde se desenvolve a maioria das
raízes das plantas.
SOMA DE BASES OU VALOR SB: referem-se ao total de cátions, exceto Al
e H, adsorvidos no solo na forma trocável, mais a quantidade de amônia trocável.
TAMPÃO OU EFEITO TAMPÃO: nos solos, é devido á presença de
substâncias que agem quimicamente oferecendo, por exemplo, resistência a
mudança de pH Obs.: o efeito ou ação tampão no solo é devido principalmente à
fração argila e matéria orgânica e se manifesta também em relação ao nitrogênio,
fósforo, potássio, etc.
TEXTURA DO SOLO: proporção relativa dos vários separados de um solo.
TROCÁVEL OU ELEMENTO TROCÁVEL: dá-se esta denominação ao
elemento que, adsorvido ou retido pelos componentes da fase sólida do solo, pode
facilmente trocar ou permutar de posição com um elemento presente na solução do
solo.
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2. AMOSTRAGEM PARA AVALIAÇÃO DA FERTILIDADE DO
SOLO
2.1. AMOSTRAGEM DE SOLO
2.1.1. Conceitos
Amostra é uma porção de um todo, que contém suas características e serve
para representá-lo. Amostragem é o processo de escolher os elementos de uma
amostra, conforme o acaso ou segundo um método racional, isto é, é o meio pelo
qual se obtém a amostra a ser analisada.
Do ponto de vista da fertilidade do solo pode-se conceituar amostra simples e
amostra composta:
Amostra simples ou subamostra é urna pequena quantidade de solo retirada ao
acaso em uma área uniforme;
Amostra composta ou amostra é o resultado da reunião e mistura de várias
amostras simples colhidas ao acaso em uma área uniforme, com o fim de
representá-la.
Evidentemente que a amostra simples, representando o que ocorre em um
ponto da área, não possui as suas características e por isso não a representa. A
amostra composta é a que deve possuir as características da área amostrada e que,
portanto, será enviada ao laboratório para análise. Finalmente, o tipo de
amostragem recomendado é o ao acaso, em caminhamento em ziguezague.
2.1.2. Obtenção de áreas uniformes
Os solos são normalmente heterogêneos e a variabilidade é freqüentemente
observada por técnicos e agricultores, ocorrendo mesmo dentro das áreas
uniformes. Por esta razão, ao se dividir uma propriedade em áreas uniformes o
trabalho não estará completo se não se considerar o seu tamanho. Assim, depois de
separadas as áreas uniformes é feita uma subdivisão de cada uma, se necessário,
de forma a que o seu tamanho máximo não ultrapasse os 20 ha (± 8 alqueires).
Para obter áreas uniformes são considerados critérios que qualquer pessoa,
por mais simples que seja, consegue facilmente visualizar e empregar. Os critérios
visuais são: topografia ou declividade, cobertura vegetal ou cultura, cor do solo, tipo
do solo ou textura e drenagem. Além desses critérios visuais têm-se os informativos
como o histórico de calagem e de adubação, produção em anos anteriores e
11
sintomas em plantas na última cultura Em culturas perenes são, em certos casos,
considerados a idade, a produção e a variedade. Outro aspecto fundamental é o
sistema de cultivo adotado. As operações de aração e de gradagem, que precedem
o plantio convencional, de certa forma promovem uma homogeneização na camada
arável (0 a 20 cm), tanto no sentido horizontal quanto no vertical. A ausência dessas
operações no plantio direto irá contribuir para aumentar a variabilidade dos atributos
químicos do solo e a desuniformidade da área.
De forma resumida, os critérios gerais para separação de áreas uniformes
afetam a uniformidade da seguinte maneira:
a) Topografia. A topografia (não confundir com relevo) ou a situação do terreno, tendo
em vista o efeito que exerce principalmente nos processos de perda e de acúmulo
de solo (erosão) e na drenagem, é um elemento de uniformidade ou
desuniformidade do solo. A parte mais alta de um terreno, normalmente chamada de
topo ou espigão, e mesmo de plano, em função do tipo de cobertura vegetal fica
sujeita a perdas por erosão; a encosta ou rampa é ainda mais suscetível a essas
perdas; e a baixada é onde, pelo menos parte do material carregado das posições
anteriores, é acumulado. Principalmente na encosta a erosão pode levar à
exposição de horizontes ou camadas inferiores, mais ácidos e pobres em nutrientes.
Quanto à umidade, pelas forças que atuam e pela proximidade do lençol freático, as
baixadas são mais úmidas e isso favorece a produção vegetal, com maior retomo de
material orgânico, o que contribuirá para aumento ou manutenção do teor de matéria
orgânica em valores maiores do que os da encosta ou do espigão. Em vista destas
diferenças deve-se procurar dividir a propriedade agrícola em áreas que tenham
mais ou menos a mesma posição topográfica.
b) Cobertura vegetal ou cultura. As diferentes espécies vegetais apresentam
exigências de pH do solo e nutricionais diferentes umas das outras. No caso de
culturas perenes e semi-perenes (café, citros, forrageiras, etc.) a idade ou produção
obtida na safra anterior também tem o seu papel na desuniformidade entre as áreas.
Assim, se parte da área está ocupada com cafeeiro e parte com uma gramínea
(capim-colonião, cana-de-açúcar, etc.), logicamente se está frente a culturas que
apresentam exigências nutricionais e/ou de pH de solo diferentes e, ainda, em
função da rentabilidade elas podem receber uma série de tratos culturais
diferenciados. O mesmo irá ocorrer em relação à cultura perene com idades
diferentes, por exemplo, citros com três anos (em formação) e citros com dez anos
12
(em produção) e, dentre estes últimos ainda ocorrerão diferenças se a produção for
de 1,5 caixa/planta ou 5 caixas/planta. Portanto, apresentam situações ou condições
de fertilidade do solo diferentes e as áreas devem ser amostradas separadamente.
c) Cor do solo. A cor do solo varia desde clara ou "branca" á "preta", passando por
amarela, cinza e diversos tons de vermelho. A cor do solo é determinada
basicamente pelo material de origem combinado com os teores de matéria orgânica
e de água. Assim, um solo arenoso, pobre em matéria orgânica, na encosta ou
espigão, com boa drenagem, é normalmente claro. Esse mesmo solo na baixada,
pelo enriquecimento em matéria orgânica e umidade alta, pode ser mais escuro,
tendente a cinza. Um solo na baixada, muito rico em matéria orgânica (solo
orgânico), será preto. Na encosta ou espigão, o solo rico em óxidos de ferro
apresentará tons avermelhados, tão mais vivos quanto maiores os teores desses
óxidos e menores os de matéria orgânica. Na baixada, este mesmo solo poderá se
apresentar de amarelado a cinza se as condições de umidade levarem a
anaerobiose. No primeiro caso predominam condições de oxidação e, no segundo,
de redução. Assim, em posições topográficas diferentes, em função do material de
origem, do teor de matéria orgânica e da água, poderão ser notadas cores
diferentes. Sem dúvida, óxido de ferro, matéria orgânica e água afetam a
homogeneidade do terreno, tendo reflexos na fertilidade atual do solo e na interação
com os nutrientes adicionados. Por esta razão, as áreas devem ser separadas
segundo a cor que apresentam.
d) Textura. A textura do solo, aqui talvez melhor denominada de tipo de solo, é um
critério visual de uniformidade que pode ser facilmente utilizado. Afinal, qualquer
pessoa consegue ver com clareza se um solo é arenoso, argiloso ou misto. Os solos
arenosos, também chamados solos "leves" ou de textura grosseira, normalmente
apresentam menores teores de matéria orgânica do que os argilosos, os quais, por
sua vez, são chamados de solos "pesados" ou de textura fina. Essa condição, maior
ou menor teor de matéria orgânica, normalmente afeta os teores de nutrientes do
solo, a capacidade de retenção de água e, conseqüentemente, a produtividade dos
solos. Usando a denominação tipo de solo, claramente se podem separar solos de
várzea dos de sequeiro, os orgânicos dos minerais, os argilosos dos arenosos, etc.
e) Drenagem. A drenagem afeta o estado de oxi-redução do solo. Em solos
encharcados ou muito úmidos têm-se condições de redução, podendo haver
acúmulo de matéria orgânica. Ao contrário, solos secos oferecem condições para
13
oxidação, o que leva a diminuição do teor de matéria orgânica. O estado de oxi-
redução afeta também a disponibilidade de nutrientes. Portanto, não se deve em
uma amostragem misturar solos úmidos (mal drenados) com solos secos (bem
drenados).
f) Histórico de calagem e de adubação. Certas culturas são mais exigentes em
adubação do que outras. Nem sempre isso significa uma maior extração do
nutriente; ás vezes indica que a planta tem pouca habilidade para retirá-lo do solo.
De qualquer forma, é comum em uma propriedade agrícola (em função da
diversidade de culturas, da sua idade, de suas exigências, de seus espaçamentos,
etc.) existirem áreas que receberam quantidades de calcário e de adubo bastante
diferentes de outras. Daí a importância em se conhecer os antecedentes de uma
propriedade, devendo-se sempre anotar o ano de aplicação de calcário e a
quantidade usada em t ha-1 ou t/alqueire. O mesmo deve ser feito com os adubos,
neste caso anotando-se a fórmula ou o adubo simples usado e a quantidade em
kg/ha, kg/planta, etc. Lógico, também a cultura anterior e a produção obtida.
2.1.3. Planejamento da amostragem
A análise química de solo deve ser considerada uma técnica para ajustar os
programas de calagem e de adubação em longo prazo (Raij, 1981). Desta forma, é
preciso ter um planejamento adequado da amostragem, o que possibilitará que se
tomem decisões do tipo: amostrar toda a propriedade em um ano? Fazer parte em
um ano e o restante nos anos seguintes? Qual rodízio usar? etc.
Independentemente do esquema a adotar, o primeiro passo é delimitar as
áreas uniformes, com no máximo 20 hectares. Essa divisão pode, inicialmente, ser
tentada junto ao proprietário ou a quem coordena as atividades da propriedade. Uma
planta ou croqui deve ser feito ou usado, colocando-se no papel cada área
presumivelmente homogênea. Já nesta etapa é importante que se localize a
propriedade e as áreas da melhor maneira possível, e para isso a alocação ou
referência a estradas, sede, linha de telefone ou de energia elétrica, cultura perene,
etc., é muito importante.
Uma vez feito o croqui ou planta, uma visita ao campo permitirá confirmar ou
reformar a divisão preliminar e, números definitivos, com legendas, devem ser
usados para identificação futura de cada área. Logicamente que um método mais
simplificado poderá ser adotado, com um trabalho direto no campo. Nesse caso, á
14
medida que se vai dividindo a propriedade em áreas uniformes, elas vão sendo
colocadas no croqui e numeradas de forma a se ter a sua identificação correta.
Um planejamento mais cuidadoso permite que se programem as áreas a
serem amostradas, caso não seja possível amostrar todas. Isso pode ocorrer, por
exemplo, se a propriedade for muito grande ou se o tempo disponível entre essa
operação, a análise e o uso dos dados obtidos se mostrarem insuficiente. Nestes
casos há uma tendência equivocada de usar áreas maiores do que 20 ha ou de
aplicar com menor rigor os critérios de uniformidade, quando o mais adequado é
dividir a propriedade em áreas uniformes, subdividi-las em áreas de até 20 ha e
depois amostrar algumas delas que representam condições diferentes. No ano, ou
enquanto não se dispõe da análise específica, usam-se dados de uma área para
outras assemelhadas e, à medida que for possível, faz-se a amostragem e a análise
das outras. Quando se faz amostragem de apenas parte da propriedade programa-
se as etapas seguintes, inclusive quando se voltará à primeira (rodízio ou freqüência
de amostragem).
Com uma planta ou croqui em que se tenham as áreas demarcadas,
arquivando-se os respectivos boletins de análise, e anotando-se calagens e
adubações realizadas e produções obtidas em cada uma, é possível acompanhar
não só a evolução da fertilidade da área como também da sua produtividade.
2.1.4. Procedimento de coleta de solo em uma área uniforme
2.1.4.1. Procedimento de coleta propriamente dito
Uma vez dividida ou concomitantemente com a divisão da propriedade em
áreas uniformes (Figura 9), e após a correta identificação de cada área, será feita a
retirada ou coleta da amostra.
Adentrando á área, e em caminhamento em ziguezague (Figura 10) de forma
a percorrê-la em sua totalidade, ao acaso serão coletadas porções de solo de no
mínimo 20 locais diferentes (Tabela 9), independentemente do seu tamanho ser 20
ha ou 0,5 ha. O solo de cada um destes locais ou pontos do terreno, portanto
amostra simples será colocada em uma vasilha limpa. Depois, quando estiverem na
mesma vasilha as 20 amostras simples, o solo de dentro dela será bem misturado,
obtendo-se a amostra composta, e uma caixinha ou saquinho de plástico
convenientemente identificada(o) será enchida(o). O número para identificação é
aquele que a área recebeu no croqui ou planta. A amostra na caixinha ou saquinho
15
mais o respectivo questionário ou folha de informações, quando existente, será
reunida a outra(s) e respectivo(s) questionário(s) e, em uma caixa ou saco limpo e
seco para evitar qualquer tipo de contaminação, serão entregues em um laboratório
para análise.
Figura 9. Divisão da propriedade em áreas uniformes.
Figura 10. Caminhamento em ziguezague, na área uniforme, para coleta de amostras simples.
16
Tabela 9. Número médio ótimo de amostras simples para formação de amostra composto a diferentes profundidades de amostragem.
Profundidade Solos desmatados Solos cultivados
Sem adubação Com adubação
cm ---------------------------------- Floresta ---------------------------------- 0 – 10 41 46 50 0 – 15 34 43 46 0 – 20 32 35 43 0 – 25 32 37 43 0 – 30 31 33 41 ---------------------------------- Savana ---------------------------------- 0 – 10 35 40 40 0 – 15 35 35 40 0 – 20 25 28 35 0 – 25 27 31 31 0 – 30 29 31 31
A seguir serão discutidos detalhes de cada um dos passos desse
procedimento, bem como alguns aspectos relevantes.
2.1.4.2. Discussão sobre etapas e aspectos da coleta
2.1.4.2.1. Utensílios para amostragem
Na coleta de solo podem ser usadas várias ferramentas e recipientes: trado
de rosca, trado holandês, trado sonda, enxadão, pá reta (Figura 11), cavadeira,
colher de pedreiro, lata, balde de plástico, sacos de pano ou de plástico ou de papel,
caixinha de papelão, etc. Desses materiais, os mais usados, normalmente, são:
enxadão ou trado para a retirada da amostra; balde de plástico com capacidade para
10 a 20 litros; caixinhas de papelão ou saquinhos de plástico especiais para envio da
amostra composta ao laboratório. A ferramenta mais indicada para a retirada das
subam ostras é o trado, pois permite que elas sejam coletadas sempre a mesma
profundidade e que sejam tomados mesmos volumes de solo por amostra simples.
É preciso usar recipientes realmente limpos, de forma a evitar contaminações.
Para evitar qualquer problema não se devem lavar sacos de adubo, por exemplo,
para depois empregá-los na amostragem ou envio de amostras. Devem-se
considerar também como contaminantes: calcário, cal, cimento, defensivos
agrícolas, leite e outros produtos.
17
Figura 11. Utensílios empregados na amostragem de solo para diagnóstico da fertilidade: (a) trado de rosca; (b) trado holandês; (c) enxadão; (d) pá.
2.1.4.2.2. Retirada de uma amostra simples
Como visto, amostra simples é uma pequena porção ou fatia de solo coletada
ao acaso dentro de uma área uniforme.
Na coleta de subamostras com enxadão, a primeira providência a tomar, ao
chegar ao ponto escolhido, é uma limpeza superficial do terreno, que consiste na
remoção de folhas, gravetos ou outro detrito orgânico sobre o local, ou a capina
superficial da vegetação. Em seguida faz-se um buraco na profundidade de 0 a 20
cm (normalmente), ou seja, na profundidade da lâmina do enxadão, deixando-se
uma das paredes o mais vertical possível. Isso é feito porque a planta explora
volume de solo e é preciso saber O que ocorre em profundidade. O que acontece na
horizontal fica representado pela reunião e mistura de solo dos 20 ou mais locais
diferentes (Tabela 10).
Na parede vertical do buraco corta-se uma fatia de cima até em baixo, que
deverá ser derrubada, destorroada e misturada cuidadosamente dentro do próprio
buraco. Dificilmente se consegue boa mistura se ela não for feita com as mãos. Em
locais em que o homem corre o risco de algum tipo de contaminação pode ser usado
uma luva ou um saco de plástico, como se fosse uma luva, para a mistura. Em
18
seguida, faz-se a coleta de um punhado deste solo e a sua transferência para uma
vasilha limpa (Figura 12).
Tabela 10. Variabilidade horizontal em características de solos sob plantio direto e número médio de subamostras/amostra
Característica C.V. Número de subamostras (n)1
Amplitude média
Matéria orgânica 9,8 2 – 7 4,1 pH em água 7,0 1 – 4 2,1 Índice SMP 4,1 1 – 2 1,1 K (Mehlich-1) 29,9 13 – 95 42 P (Mehlich-1) 33,3 10 - 94 51
1(n) = [tα.CV/e]2, α = 0,05 e e (erro em torno da média) = 10%
Fonte: Anghinoni (1999)
Figura 12. Seqüência de procedimentos para coleta de amostra de solo com enxadão.
19
Cada amostra simples deve contribuir com aproximadamente o mesmo
volume para a formação da amostra composta, de forma a evitar predominância de
uma sobre a outra, com diluição ou enriquecimento da amostra. Isso, como visto, é
conseguido mais facilmente quando se usa trado.
2.1.4.2.3. Profundidade
A profundidade para retirada da amostra é, geralmente, de 0 a 20 cm porque
é nessa camada que se adiciona, normalmente, calcário e adubo, nela cresce um
volume razoável de raízes e ai se incorpora os restos vegetais. Contudo, alguns
casos especiais são registrados, destacando-se: cana planta, com indicação de
profundidade de 0 a 25 cm; culturas perenes e pastagens estabelecidas, para as
quais alguns sugerem 0 a 20 cm, e outros 0 a 10 cm. No caso das culturas perenes
há aqueles que recomendam que se faça duas amostragens em separado, na
mesma área, uma de 0 a 20 cm e outra de 20 a 40 cm. Essas são as profundidades
usualmente empregadas em cultivo convencional. No sistema plantio direto a
recomendação é para fazer coleta na profundidade de 0 a 20 cm na fase de
implantação (primeiros 5 anos) e de 0 a 10 cm, na fase consolidada ou estabelecida.
2.1.4.2.4. Local para retirada da amostra simples
Em áreas em pousio ou de pastagens, coletar em locais ao acaso, de forma a
cobrir toda a área selecionada.
Em áreas de culturas anuais, em plantio convencional, podem-se ter duas
situações: em pleno andamento da cultura e após a colheita No primeiro caso fazer
retirada da amostra no meio das entrelinhas, evitando a linha de plantio ou suas
proximidades, onde pode ter sido colocado adubo. No segundo caso, observar o
cuidado já citado para cultura em andamento, ou coletar ao acaso após a aração e a
gradagem da área, as quais servirão para misturar ou homogeneizar o solo. Em
áreas no sistema plantio direto com adubação em linha faz-se a distinção entre a
fase de implantação (primeiros cinco anos) e a fase estabelecida ou consolidada Na
primeira faz-se amostragem com pá de corte (pá reta) ou enxadão à profundidade
de 0 a 20 cm, transversalmente à linha de adubação, retirando uma fatia de solo de
5 cm de espessura e largura igual a das entrelinhas da cultura anterior, mantendo a
linha de adubação centralizada na faixa de coleta. Após os cinco primeiros anos no
20
sistema, o procedimento de coleta é o mesmo, alterando a profundidade de coleta
para 0 a 10 cm. Em ambos os casos devem ser coletadas, no mínimo, 20
subamostras para formar a amostra composta (Oliveira et aI., 2002).
No caso de culturas perenes como café e citros, coletar amostras simples na
região onde se faz a adubação e no meio das entrelinhas. No primeiro caso obtém-
se amostra para indicação de adubação e, no segundo, para calagem.
2.1.4.2.5. Volume ou tamanho das amostras
As amostras simples devem ter de 30 a 40 cm3 A amostra composta ou
amostra, a que é enviada ao laboratório, cerca de 250 a 300 cm3. Quando se usa
caixinha é importante que ela seja totalmente preenchida, pois isso propiciará um
trabalho mais padronizado no laboratório. Fica clara a importância de uma
amostragem bem feita, urna vez que essa amostra composta pode estar
representando uma área uniforme de até 20 ha (40 milhões de dm3 de solo).
2.2. IDENTIFICAÇÃO CORRETA DA AMOSTRA
Foi citada a necessidade de dividir a propriedade em áreas e de fazer um
croqui no qual, com o melhor sentido de orientação, elas são localizadas e
identificadas.
Obtida a amostra composta de uma dada área é preciso que ela seja
identificada corretamente. Para tal, ao se usar caixinha, dever-se-á preencher
claramente os itens relativos à identificação que se encontram impressos em urna
de suas faces. Caso se esteja usando outro recipiente o uso de etiquetas resolverá o
problema. Os itens de identificação são:
a) Nome (do proprietário).
b) Propriedade (nome da), muito impactante principalmente no caso do
interessado ter outra(s) propriedade(s).
d) Município onde está a propriedade.
e) Cultura a ser feita.
f) Número da amostra. Deve-se identificá-la com aquele mesmo número
que foi colocado no croqui para caracterizar a área.
21
Quando se usa saquinho de plástico a identificação é feita com caneta
esferográfica na parte externa do próprio saquinho e, ao mesmo tempo, em etiqueta
que é grampeada na sua parte superior e externa.
Identificação correta terá que ser feita também na folha de informações ou
questionário que acompanhará a amostra Deve-se lembrar que, enquanto a caixinha
vai para o laboratório propriamente dito, a folha de informações ou questionário fica
no escritório para uso posterior, quer para esclarecimento quer para auxiliar na
indicação de calcário e de adubo.
2.3. ÉPOCA E FREQÜÊNCIA DE AMOSTRAGEM
A amostragem pode ser feita em qualquer época do ano. Contudo, deve-se
evitar a retirada de amostras quando nos dias anteriores foi feita cal agem ou
adubação (Trani, 1986). No caso de culturas perenes, onde este tipo de problema se
apresenta normalmente, fazer amostragem no mínimo 30 dias após a última
adubação. No tocante a pastagens estabelecidas a coleta de solo deve ser feita
cerca de três meses antes do crescimento vegetativo máximo (Lopes, 1989). Por
outro lado, em alguns meses do ano há maior atividade nos laboratórios (julho e
agosto), acarretando uma maior demora na entrega dos resultados. Assim, se
houver possibilidade, no sudeste brasileiro é preferível coletar as amostras a partir
de março, quando as chuvas escasseiam e pouco limita essa atividade.
Quanto à freqüência, tem-se que ela é dependente da intensidade de uso da
área. Naquelas onde se pratica apenas uma cultura por ano pode-se amostrar a
cada 3, 4 ou 5 anos. Em áreas onde se faz 2 a 3 culturas anuais consecutivas, com
uso intensivo de adubação, é interessante fazer amostragem anualmente ou de 2
em 2 anos. Em média, deve-se repetir a amostragem a cada 2 a 3 anos.
2.4. CUIDADOS NA AMOSTRAGEM
A amostragem de solo pode ser feita em qualquer época do ano, mas, como
visto anteriormente, é preciso evitar épocas de acúmulo no laboratório e logo após a
aplicação de calcário (em qualquer cultura) ou de adubo nas culturas perenes ou
naquelas em que se aplica adubo a lanço.
Outro cuidado é quanto à ocorrência de locais estranhos dentro da área
uniforme. Podem ser encontrados formigueiros, cupinzeiros, locais onde se fez
monte de calcário ou de adubo, etc. Nesses locais, mesmo considerando-os
pertencentes à área, não coletar solo.
22
No período chuvoso aguardar dois a quatro dias para coletar amostras. Uma
observação prática importante é a seguinte: somente colete amostra se conseguir
destorroar e misturar o solo da fatia cortada e derrubada dentro do buraco. Se isso
não for possível, aguarde um ou dois dias, pois, nesse caso, não será obtida
amostra que efetivamente representa a área. O que se envia para o laboratório é a
amostra composta. Uma vez que ela tenha sido coletada, deve ser enviado o mais
rapidamente possível para o laboratório. Quando, por qualquer razão, for ocorrer
alguma demora, é conveniente que se faça a sua secagem ao ar e à sombra, em
local onde não se corra riscos de contaminação, espalhando o solo sobre jornal ou
pedaço de plástico. Esse procedimento é muito importante principalmente quando se
pretende determinar enxofre, pois umidade e temperatura elevadas estimulam a
mineralização da matéria orgânica e com isso o teor de sulfato poderá ser
significativamente alterado.
De uma maneira geral os laboratórios dispõem de caixinhas e questionários
e, impressa-nos mesmos, indicação de como retirar amostras de solo. O agricultor
deverá ser instruído para fazer corretamente a parte dele e, assim, a análise de solo
cumprir realmente a sua função.
2.5. QUESTIONÁRIO OU FOLHA DE INFORMAÇÕES
Junto com a amostra de solo deve ser enviado o respectivo questionário ou
folha de informações respondido ou preenchido, da forma mais clara e precisa
possível. Esse formulário serve para orientar tanto o laboratório acerca da
interpretação e aceite ou rejeição dos dados analíticos, quanto à recomendação de
calagem e de adubação.
2.6. ERROS MAIS FREQÜENTES NA AMOSTRAGEM
Procurou-se nos itens anteriores oferecer o máximo de informações e
detalhes para uma amostragem bem feita. Contudo, dentro do citado, pelo fato de
grande número de pessoas estarem envolvidas no processo, muitos erros são
cometidos e, o que é pior, muitos deles com o conhecimento de técnicos a quem
caberia a tarefa de orientar essa prática.
A seguir será chamada a atenção para erros corriqueiros, devendo-se tomar o
máximo de cuidado para que não ocorram:
a) coleta de subamostra em local não apropriado, em manchas ou em
trilhas, que não representam a área uniforme;
23
b) a divisão da propriedade em áreas uniformes, a título de uso do bom
senso, muitas vezes deixa a desejar. Realmente, é bom senso considerar uma
mancha de solo com cerca de 50 laranjeiras em uma área com 3000 plantas como
fazendo parte desta área. No entanto, não se deve coletar solo dentro desta
mancha. Por outro lado, quando se passa a ter 200 ou mais laranjeiras é preciso ter
discernimento suficiente para não ignorar os critérios de uniformidade;
c) o número de subamostras usadas para formar a amostra composta é
muitas vezes insuficiente, 3 ou 4 apenas, quando deveria ser de no mínimo 20.
Neste aspecto é importante que se lembre que a amostra composta deverá
apresentar o valor médio daquilo que se analisou. Lógico que, o risco que se corre
de uma amostra obtida com 3 ou 4 subam ostras não representar a área uniforme é
muito maior do que quando se usa 20 pontos. Suponha análise de solo de pontos
isolados, isto é, de cada subamostra, e depois a soma e obtenção da média. Por
exemplo, para fósforo determinado em resina, poder-se-ia ter os seguintes valores
em mg dm-3: 50, 1, 2, 1, 3, 1, 1, 2, 3, 1, 2, 1, 1, 1, 2, 3, 3, 2, 1 e 1. Caso se tivesse
tomado três pontos, e um deles fosse o que apresenta 50 mg dm-3 e os outros, 2 e 2
respectivamente, a média seria 18 mg dm-3 (um solo com teor médio). No entanto,
se considerados os 20 pontos ou subamostras, a média seria 4 mg dm-3 (um teor
muito baixo), e um valor mais próximo daquilo que cada ponto mostrou
separadamente.
d) ao usar saquinho de plástico, muitos colocam a identificação da
amostra, em papel, por dentro. Corre-se o risco do papel decompor e de se perder a
marcação.
e) às vezes são enviadas ao laboratório amostras muito úmidas. Neste
caso já fica a dúvida se foi feita uma boa mistura. Outros problemas são: quando se
emprega caixinha, ela pode desmontar (ela é colada) e, se colocada em saquinho,
em função do tempo que demorar em chegar ao laboratório, o solo pode se
transformar num "tijolo".
24
3. MATÉRIA ORGÂNICA
3.1. INTRODUÇÃO
A princípio a crosta terrestre era constituída apenas por rochas, as quais,
sob a ação do intemperismo físico e químico, foram se fragmentando e acabaram
formando o rególito.
O rególito formado continha todos os nutrientes de plantas com exceção do
nitrogênio e, por isso, não apresentava condições para o desenvolvimento da
maioria dos vegetais. Nessas condições, em determinado momento, devem ter
surgido algas e outros microrganismos que conseguiam captar o nitrogênio do ar
atmosférico. Esses seres, completando o seu ciclo vital, deixaram resíduos
orgânicos (contendo nitrogênio combinado) no rególito, à custa dos quais outros
microrganismos, incapazes de aproveitar N na forma de N2, puderam se
desenvolver. A seguir foram estabelecidas condições para o desenvolvimento de
plantas superiores, vivendo ou não com auxilio de microrganismos.
O fato é que o estabelecimento de seres vivos no rególito foi permitindo um
aumento contínuo de produção de resíduos orgânicos que, sob a ação de agentes
físicos, químicos e biológicos, transformaram-se em matéria orgânica. Com a
produção de matéria orgânica o rególito passou a ter vida e a se constituir
efetivamente no solo.
No inicio desse processo cíclico - produção vegetal, deposição de resíduos
orgânicos, produção de matéria orgânica, produção vegetal, etc. - teve-se uma fase
em que a ação formadora de matéria orgânica foi maior do que a de destruição,
levando a um acúmulo.
Após o solo atingir certo nível de matéria orgânica passou-se a ter um
equilíbrio entre a ação formadora e a destruidora de matéria orgânica. Essa última é
uma situação típica de solos sob floresta ou de campina nativa há muito
estabelecida ou de solo sob cultivo, numa mesma região, sob um mesmo manejo.
Depois, em algumas áreas, devido à mudança do manejo ou a algum tipo de
agressão à natureza (geralmente, ação do homem) passou-se a ter,
temporariamente, um predomínio da ação destruidora sobre a formadora Esse
predomínio da ação destruidora sobre a formadora persistiu ou persiste até que
novo equilíbrio seja atingido nas novas condições. E assim por diante (Figura 14).
25
Figura 14. Fases de acúmulo, de equilíbrio e de destruição da matéria orgânica do solo (Kiehl, 1979).
Solos cultivados, por mais produtivos que sejam geralmente apresentam teor
de matéria orgânica menor do que solos virgens das proximidades. É o que mostra a
Figura 14. Um solo virgem que passa a ser cultivado perde, em média, 50% da sua
M.O. em 20 a 30 anos de cultivo.
A importância da matéria orgânica e seu papel no solo não se restringem à
sua capacidade de fornecer nitrogênio às plantas, pois, dentro de certos limites, ela
é fornecedora de todos os nutrientes. Além disso, ela tem papel importante tanto nas
propriedades físicas, quanto nas químicas e biológicas do solo.
3.2. CONCEITOS
Material orgânico ou resíduo orgânico é qualquer tecido orgânico encontrado
no solo, ou que a ele se adiciona cuja origem pode ser reconhecida.
O material orgânico praticamente não tem atividade de superfície, portanto
não adsorve água ou íons, e, às vezes, apresenta cheiro.
A matéria orgânica compreende resíduos vegetais e animais em estado
diverso de decomposição e síntese, ocorrendo em íntima relação com os
constituintes minerais do solo.
Pelo conceito apresentado, percebe-se que matéria orgânica se refere ao
tecido orgânico presente no solo cuja origem não pode ser reconhecida. É comum
se subdividir a matéria orgânica em dois grupos de substâncias: não húmicas ou não
humificadas e húmicas ou humificadas.
As substâncias húmicas, o húmus, possui propriedades coloídais, portanto,
apresentam atividade de superfície e por isso adsorvem ou retêm água e íons. O
26
húmus é a parte ativa da matéria orgânica e daí se pode afirmar que todo húmus é
matéria orgânica, mas, nem toda matéria orgânica é húmus.
Outros dois aspectos que merecem ser enfatizado são os seguintes:
a) a matéria orgânica se encontra intimamente misturada com os
constituintes minerais do solo;
b) enquanto a decomposição é feita por agentes físicos, químicos e
biológicos, a síntese é realizada apenas pelos biológicos.
Segundo Kiehl (1979), a matéria orgânica do solo pode formar-se em
condições aeróbias ou anaeróbias. No primeiro caso, resulta o húmus que
normalmente ocorre na maioria dos solos. No segundo caso, em condições
anaeróbicas, tem-se a formação de turfa, formando os solos turfosos.
3.3. CONTEÚDO
O teor de matéria orgânica dos solos varia desde traços a ± 950 g/kg. Em
função do conteúdo de matéria orgânica os solos podem ser classificados em
minerais, aqueles que apresentam desde traços a 200 g/kg de matéria orgânica, e
orgânicos, com mais de 200 g/kg, podendo chegar a 900-950 g/kg.
No Estado de São Paulo os teores de matéria orgânica em solos minerais
variam desde 3,6 a 133 g/kg, enquanto que, nos orgânicos, tem-se cerca de 350
g/kg. Na Tabela 13, utilizando-se dados apresentados por Lemos et al. (1960), são
apresentados os teores de matéria orgânica na camada superficial dos solos.
Analisando-se a referida Tabela nota-se que os solos do Estado apresentam uma
grande variabilidade em sua fração orgânica, o que se explica pelo fato de que a sua
quantidade atual de matéria orgânica depende de: textura, topografia, drenagem,
fatores climáticos, vegetação, manejo, etc. Posteriormente discutir-se-á o efeito
desses fatores na quantidade de matéria orgânica do solo.
Se aceita que 1 kg de matéria orgânica estável do solo apresenta, em
média, 580 g de carbono orgânico. Isso significa a existência de uma relação entre
matéria orgânica e carbono orgânico da seguinte ordem: MO = 1,724 x C.
Logicamente que, conhecendo-se um dos elementos da equação anterior, pode-se
calcular a quantidade do outro. Em função dessa relação entre matéria orgânica e
carbono orgânico, têm-se as seguintes classes de fertilidade para carbono orgânico
(em g/kg) e respectivos limites: teor baixo ou pobre, para valores menores do que 8;
teor médio, entre 8 e 14; teor alto ou rico, para valores maiores do que 14.
27
Tabela 13. Teor de matéria orgânica em solos do Estado de São Paulo
Solo Matéria orgânica
g/kg Solos com horizonte B textural (±30%)1
Argisolo Vermelho-Amarelo orto (PV) 10 - 23 Argisolo Vermelho-Amarelo orto Piracicaba (PVp) 17 – 37 Argisolo Vermelho-Amarelo varo Laras (PVIs) 6 – 36 Argisolo Vermelho-Amarelo "intergrade"para Latossolo Vermelho- Amarelo (PVL)
24 - 28
Solos Podzolizados com Cascalho (Pc) 5 – 49 Solos Podzolizados de Lins e Marília varo Lins (Pln) 5 – 24 Solos Podzolizados de Lins e Marília Var. Marília (Pml) 6 – 26 Mediterrânico Vermelho-Amarelo (M) 25 – 69 Terra Roxa Estruturada (TE) 9 – 50
Solos com horizonte B latossólico (54%)1
Latossolo Roxo (LR) 17 – 30 Latossolo Vermelho-Escuro Orto (LE) 16 - 53 Latossolo Vermelho-Escuro fase arenosa (LEa) 4 – 5 Latossolo Vermelho-Amarelo OIto (LV) 22 – 47 Latossolo Vermelho-Amarelo fase rasa (L Vr) 25 – 69 Latossolo Vermelho-Amarelo fase arenosa (L Va) 8 – 15 Latossolo Vermelho-Amarelo fase terraço (L Vt) 21 – 56 Latossolo Vermelho-Amarelo "intergrade" para Podzólico Vermelho Amarelo (pVP)
32 – 49
Latossolo Vermelho-Amarelo húmico (LH) 32 – 66 Solos de Campos do Jordão (LJ) 23 – 133
Solos Hidromórficos (±2,5%)1
Solos Hidromórficos (HI) 9 Podzol Hidromórficos (PH) 14 – 56
Solos Orgânicos (O) (22 km2) 359 Solos pouco desenvolvidos (15,8%)'
Solos aluviais (A) 38 Litossolo (Li) 19 – 53
Regossolo (R) 5 - 16
Fonte: Adaptado de Lemos et al. (1960).
3.4. DISTRIBUIÇÃO
No conceito apresentado para matéria orgânica foi citado que ela está
intimamente misturada com os constituintes minerais do solo. Em outras palavras,
ela não se encontra estratificada no solo, isto é, não há uma camada de
28
constituintes minerais, outra de matéria orgânica, etc., mas sim, esses constituintes
(mineral e orgânico) misturados entre si.
A mistura de constituintes minerais e orgânicos é homogênea em toda a
profundidade do perfil do solo? Ao se analisar o perfil de um solo, centímetro por
centímetro, no sentido vertical, encontrar-se-á de cima em baixo, o mesmo teor de
matéria orgânica? A resposta a estas perguntas é não. Como regra geral, em solos
minerais, de qualquer tipo e independentemente da cobertura vegetal que
apresentem, ocorre maior concentração de matéria orgânica na camada superficial e
diminuição do seu teor com a profundidade.
A diminuição do teor de matéria orgânica com a profundidade, portanto, a
distribuição da matéria orgânica no perfil do solo, varia em função do tipo de
cobertura vegetal, da textura do solo e de práticas de manejo adotadas nos solos
cultivados.
Na Figura 15 são apresentados os modelos clássicos de distribuição de
matéria orgânica em solos sob vegetação de florestas e sob gramíneas.
Figura 15. Distribuição da matéria orgânica no solo em função da profundidade.
O desenho do modelo de distribuição da matéria orgânica em solos sob
floresta (apenas o modelo e, portanto não as quantidades) corresponde também a
solos argilosos sob cultivo, enquanto que o de solos sob gramíneas representa bem
o que se passa em solos arenosos sob cultivo.
29
De qualquer forma, percebe-se que, geralmente, ocorre uma maior
concentração de matéria orgânica na camada mais superficial dos solos, diminuindo
o teor com a profundidade. No caso dos solos sob florestas tal diminuição é rápida
ou brusca enquanto que nos sob gramíneas é lenta ou gradual.
A diminuição brusca no teor de matéria orgânica em solos sob florestas é
decorrente de uma maior contribuição da parte aérea do que do sistema radicular. A
grande parte das raízes que se renovam periodicamente em florestas se concentra
na camada mais superficial. Por outro lado, em solos sob gramínea nativa ou
formada há muito tempo, a diminuição é lenta porque o sistema radicular que se
renova periodicamente é mais profundo, as raízes têm uma vida média menor do
que as de plantas de florestas e, ao mesmo tempo, elas contribuem mais do que a
parte aérea.
Percebe-se pelo exposto que a distribuição da matéria orgânica nos solos
sob florestas e sob gramíneas é bastante afetada peja forma de deposição de
resíduos orgânicos sobre ou dentro do solo. É evidente que no caso de solos sob
florestas a maior contribuição é da parte aérea, portanto sobre o solo, enquanto que
no de gramíneas, é do sistema radicular, dentro do solo. Mas não só a forma de
deposição de resíduos orgânicos ou materiais orgânicos é importante. A textura
também dá a sua contribuição e daí os modelos citados para distribuição de matéria
orgânica em solos cultivados.
Os efeitos da vegetação de floresta e de savana e os efeitos do cultivo em
solos antes ocupados com esses tipos de vegetação, na distribuição de matéria
orgânica em solos da África, podem ser visto na Figura 16. Nota-se, na referida
Figura, que os aspectos gerais abordados quanto à distribuição de matéria orgânica
se confirmam.
30
Figura 16. Distribuição típica de matéria orgânica em perfis de solos de floresta e de savana
do oeste da África (Brams, citado por Sánchez, 1976).
3.5. SUBSTÂNCIAS ENCONTRADAS EM TECIDOS ORGÂNICOS E NA MATÉRIA
ORGÂNICA
3.5.1. Classificação
Dentre os componentes orgânicos dos restos animais e vegetais se podem
diferenciar os grupos que se apresenta a seguir:
a) carboidratos, compreendendo monossacarídeos e derivados (glucose,
galactose, ribose, arabinose, xilose, arninoaçúcares); oligossacarídeos
(dissacarídeos como sacarose, maltose e lactose e trissacarideos como a rafinose);
polissacarideos (amido, celulose, hemicelulose, pectina, insulina, glucogênio e
quitina);
b) ligninas;
c) proteínas, polipeptídeos e ácidos nucléicos;
d) graxas, ceras e resinas;
e) outros compostos, tais como ácidos orgânicos, pigmentos, alcalóides,
hormônios externos, antibióticos, quelatos, etc.
31
Dos cinco grupos de compostos apresentados, os quatros primeiros têm
grande importância quantitativa na mineralização ou decomposição dos restos
vegetais e animais bem como no processo de humificação. O último grupo tem
pouca importância
De acordo com Millar & Turk, citados por Mello et al (1983), uma outra
maneira simplificada de se classificar as substâncias que constituem as plantas e os
animais é a seguinte:
a) substâncias sem nitrogênio, constituídas principalmente por C, H e O.
Neste grupo de substâncias têm-se carboidratos, lignina, graxas, ceras, ácidos
orgânicos, etc;
b) substâncias com nitrogênio, representadas principalmente pelas
proteínas. Essas substâncias, além do nitrogênio, contêm carbono, hidrogênio e
oxigênio e podem apresentar enxofre, fósforo, ferro e outros elementos. Outras
substâncias nitrogenadas são: aminoácidos, aminas, alcalóides, purinas, etc.;
c) constituintes inorgânicos ou minerais: neste grupo tem-se, principalmente,
compostos de P, Ca, Mg, Si, S, etc.
3.5.2. Composição aproximada de tecidos vegetais secos e da matéria
orgânica do solo
O tecido verde dos vegetais superiores é constituído em cerca de 85% por
água, ou seja, em 1000 g de tecido tem-se 850 g de água. A matéria seca é
composta de C, H, O, N e elementos minerais, sendo que cerca de 90% é
representada pelos três primeiros elementos. Os tecidos vegetais, como visto, são
constituídos por diferentes substâncias, as quais têm participação variável na sua
formação. As quantidades das diferentes substâncias em uma plantam variam
principalmente em função da sua espécie e da sua idade.
Como as principais fontes de tecido orgânico para a produção de matéria
orgânica são os vegetais e, considerando que a matéria orgânica é o produto de
decomposição e síntese de resíduos orgânicos, é de se esperar que muitas das
substâncias encontradas em tecidos vegetais o sejam também na matéria orgânica.
Na Figura 17 e na Tabela 14 é apresentada a composição aproximada de tecidos
vegetais maduros e da matéria orgânica, enquanto na matéria orgânica certas
substâncias têm comparativamente aos tecidos orgânicos, o seu conteúdo reduzido
drasticamente, outras, aparentemente, não sofrem quaisquer variações e,
finalmente, outras têm um aumento relativo ou real no seu conteúdo. Isso ocorre
32
porque, quando resíduos orgânicos são levados ou chegam ao solo eles não são
decompostos em conjunto, sendo os seus componentes decompostos
independentemente uns dos outros. Inicialmente se tem urna redução rápida dos
constituintes solúveis em água (açúcares e amidos) e da celulose e da hemicelulose,
com um relativo aumento na porcentagem de lignina e um aumento no teor de
proteína.
Figura 17. Composição dos materiais representativos de vegetais verdes adicionados aos solos. Todos os elementos químicos, inclusive nitrogênio, estão representados nas cinzas. As faixas comuns de porcentagem dos compostos presentes estão entre parênteses (Waksman, citado por Brady, 1989).
Tabela 14. Composição aproximada de tecidos vegetais maduros e da matéria orgânica do solo
Componente Tecido de planta Matéria orgânica
----------------------------- g/kg ----------------------------- Celulose 200 - 500 20 – 100 HemiceluIose 100 – 300 0 – 20 Lignina 100 – 300 350 – 500 Proteina 10 – 150 280 – 350 Gorduras, ceras, etc 10 - 80 10 - 80
O aumento no teor de lignina é relativo porque, na verdade, ele cresceu em
função de uma maior facilidade de decomposição de outros componentes e, ao
mesmo tempo, por apresentar maior resistência à decomposição e pela base de
33
cálculo usada (1 kg de tecido de planta origina, no máximo, 0,2 kg de M.O.). Apesar
de ser extremamente resistente à decomposição, na matéria orgânica, a lignina está
presente com algumas importantes alterações químicas.
Quanto ao aumento do teor de proteína a situação é diferente. Parte da
proteína inicial foi degradada pelos microrganismos, os quais, na fase de máxima
atividade, sintetizaram outras proteínas que foram deixadas no solo após a sua
morte. Ainda, acredita-se que parte da proteína pode ficar adsorvida sobre a
superfície de minerais de argila e com isso resistir à decomposição.
3.6. RELAÇÃO CARBONO/NITROGÊNIO (C/N)
A relação C/N exprime à proporção que existe entre carbono e nitrogênio em
um tecido orgânico ou na matéria orgânica. Ela é muito variável, podendo atingir, em
resíduos de planta, valores tão baixos quanto 20/1 ou menos (leguminosas jovens),
ou até superiores a 200/1 (em palha de cereais). Na Tabela 18, usando-se dados
apresentados por Kiehl (1980), apresenta-se a relação C/N em alguns tecidos
orgânicos.
Tabela 18. Relação C/N de alguns tecidos orgânicos
Tecido Relação C/N
Tecido Relação C/N
Bagaço de cana 22/1 Folha de mandioca 12/1
Capim-colonião 27/1 Rama de mandioca 40/1
Casca de arroz 39/1 Palha de milho 112/1 Crotalaria juncea 26/1 Serragem de madeira 865/1
Esterco de bovinos 18/1 Torta de mamona 10/1
Esterco de galinha 10/1 Turfa 57/1
Esterco de porco 10/1 Bactérias 5/1 Grama batatais 36/1 Actinomicetos 6/1
Palha de café 33/1 Fungos 10/1
Na matéria orgânica relativamente estável do solo tem-se uma relação C/N
que varia desde 8/1 a 12/1 ou mesmo 15/1, com uma média em torno de 10/1 na
camada arável e 8/1 em camadas inferiores.
Enquanto que em tecidos vegetais a relação C/N é bastante dependente da
espécie e da idade do material, na matéria orgânica ela varia basicamente com as
condições climáticas da região, com o material de origem e com a profundidade do
solo. De maneira geral, tem-se em regiões mais quentes e secas uma relação C/N
34
mais baixa do que naquelas mais frias e úmidas. Em regiões áridas ela se aproxima
da relação C/N de tecidos de microrganismos (6/1), possivelmente indicando um
baixo aporte de outras fontes de resíduos orgânicos além do representado pelas
células microbianas. O efeito do material de origem é determinado pela sua
composição (Tabela 14) que, como visto, varia com a espécie vegetal e a sua idade,
podendo permitir ou não urna decomposição mais rápida e sumária do resíduo
incorporado, o que acabará afetando a relação C/N da matéria orgânica. Em termos
de profundidade tem-se notado que nas camadas mais superficiais a relação C/N é
maior do que nas camadas mais profundas. Possivelmente, este último fato esteja
ligado à frequência e à manei ra como se incorporam os resíduos orgânicos, à
lixiviação do nitrogênio mineral para camadas inferiores e a iluviação de húmus.
Pelo exposto percebe-se grande variabilidade na relação C/N, tanto no
material orgânico quanto na matéria orgânica teria essa relação alguma implicação
prática na decomposição orgânica e produção de matéria orgânica? Antes de tudo é
necessário que se chame à atenção para os seguintes fatos:
a) qualquer material orgânico colocado no solo, independentemente de sua
relação C/N, será decomposto e, no final, desde que haja condições, será produzida
matéria orgânica com relação C/N em torno de 10/1;
b) os microrganismos que promovem essa decomposição orgânica ou
oxidação biológica usam esses resíduos como fonte de energia (oxidação do
carbono orgânico) e o carbono orgânico como fonte de carbono. Do carbono
orgânico presente, desde que exista nitrogênio em proporção adequada, cerca de
35% é assimilado a 65 % é perdido no meio.
Uma relação C/N média na matéria orgânica de 10/1 e um aproveitamento
do C orgânico de 35%, significam que, hipoteticamente, há necessidade de cerca de
30 carbonos para 1 nitrogênio para se ter o aproveitamento máximo possível da
energia e do carbono orgânico adicionado, com formação de húmus. Quando a
relação C/N for maior do que 30/1 haverá maior perda de carbono para o meio, na
forma de CO2 e total aproveitamento do nitrogênio presente, de forma a que se
tenha redução na relação C/N. Pode-se citar, haverá, por falta de nitrogênio, menor
quantidade de matéria orgânica formada. Cabe aqui lembrar que, como citado por
Mello (1988), apenas 10 a 20% do material orgânico (restos, adubos orgânicos)
adicionado ao solo se transforma em massa mais ou menos estáveis, portanto
35
matéria orgânica, havendo, em consequência, um aproveitamento ainda muito
menor do C orgânico.
Enquanto houver excesso de carbono é possível que aconteçam dois fatos
importantes: aquecimento do meio em função da energia liberada na forma de calor
e falta de nitrogênio mineral para as plantas. Aliás, o problema é mais grave do que
se possa imaginar, pois, o que se tem é, na verdade, retirada de nitrogênio mineral
já existente no solo pelos microrganismos para atender suas necessidades, os quais
competem e ganham das plantas superiores pela simples razão de terem atividade
metabólica mais intensa e explorarem exatamente a região que poderia fornecer
esse nitrogênio para elas.
Essa conversão do nitrogênio mineral do solo em nitrogênio orgânico é
denominada imobilização. Por outro lado, quando a relação C/N é baixa, por
exemplo, menor do que 17/1, e como o microrganismo mantém o uso de cerca de 30
carbonos para 1 nitrogênio, ter-se-á sobra de nitrogênio na forma mineral o qual será
utilizado por planta superior ou poderá ser perdido devido à lixiviação. Neste caso,
relação C/N estreita, ter-se-á também menor formação de matéria orgânica, só que
agora, por falta de carbono orgânico.
Na Figura 19, retirada de Kiehl (1979), apresentam-se as fases da
decomposição orgânica e dias necessários para sua estabilização em função da
relação C/N.
Figura 19. Fases da decomposição orgânica e dias necessários para sua estabilização, em função da relação carbono/nitrogênio (adaptada de Kiehl, 1979).
36
Entre os vários aspectos importantes que se pode retirar da Figura 19 está o
fato de que se for feita adição de material orgânico ao solo com relação C/N maior
do que 33/1 (conhecida como limite inferior para relação C/N larga) tem-se uma fase
inicial de decomposição em que, no começo, a atividade microbiana é baixa. À
medida que carbono orgânico e energia vão sendo colocados à disposição dos
microrganismos e que a quantidade de outros nutrientes, em especial do nitrogênio,
não limite a sua multiplicação, a atividade vai aumentando. Ainda, nesta fase, nota-
se a imobilização (transformação de N mineral em N orgânico) de formas minerais
de nitrogênio (NO3- e NH4
+), com os microrganismos usando esse nitrogênio para
formar suas células.
À medida que os microrganismos vão atuando, graças ao baixo
aproveitamento do carbono e total aproveitamento do nitrogênio, a relação C/N vai
diminuindo e, ao chegar a 33/1, pode-se observar o início de outra fase ou etapa, a
da bioestabilização. Nesta nova fase, de bioestabilização, com relação C/N entre
33/1 e 17/1, ao mesmo tempo em que nitrogênio está sendo mineralizado (passando
da forma orgânica para a mineral, devido à oxidação microbiana), está também
sendo imobilizado, não havendo, portanto competição pelo N mineral que já estava
presente no solo.
Quando a relação C/N chega a 17/1 (limite superior para relação C/N
estreita) tem-se a matéria orgânica bioestabilizada, isto é, numa situação em que
não ocorrem danos a sementes e plantas por excesso de energia liberada na forma
de calor ou esgotamento de nitrogênio mineral do solo. Com a relação C/N menor
que 17/1 inicia-se a humificação, a síntese do húmus e, ao mesmo tempo, começa a
sobrar nitrogênio mineral. Entre as relações C/N 12/1 e 8/1 começam a oxidação do
húmus (mineralização), e como se pode avaliar pela Figura 6, é um processo
bastante lento, sendo que alguns autores acreditam que a decomposição da matéria
orgânica estável em solos tropicais ocorra a taxas de até 8 a 10% ao ano. Está
neste último fato à importância da devolução de todo e qualquer resíduo orgânico ao
próprio solo e, sempre que possível a adição de adubos verdes ou orgânicos, pois
se tem uma degradação constante da matéria orgânica.
Ainda, com base na Figura 19, verifica-se que após a adição de resíduos
orgânicos é preciso aguardar alguns dias (com condições favoráveis para
decomposição orgânica) para se semear ou transplantar mudas. Quando a relação
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C/N do material orgânico está entre 60/1 e 33/1 deve-se aguardar de 30 a 60 dias e
quando entre 33/1 e 17/1, de 15 a 30 dias. Possivelmente, quando a relação C/N já
for igual ou menor do que 17/1 (algumas leguminosas novas), uma semana seja
suficiente. Mas, apesar disso, é preciso que se tome cuidado, pois se for colocada
grande quantidade de material orgânico no solo, com relação C/N já igual ou menor
que 17/1, durante algum período também ocorrerá intensa liberação de energia na
forma de calor com as consequências já citadas.
Por último, um fato é importante. Quando se determina a relação C/N de um
solo e ela se mostra acima da faixa de 8/1 a 15/1, o significado disso tanto pode ser
a incorporação relativamente recente de material orgânico, como ocorrência de
condições desfavoráveis para a decomposição orgânica (por exemplo, pH baixo).
Para se ter uma resposta ao fato, além de outras análises químicas e físicas do solo
que se pode fazer, outra maneira é reavaliar a relação C/N alguns dias depois (cerca
de 30 dias).
3.7. EFEITOS DA MATÉRIA ORGÂNICA EM PROPRIEDADES DO SOLO
A matéria orgânica exerce efeitos sobre propriedades físicas, químicas e
biológicas dos solos e em conseqüência, afetas direta e indiretamente a sua
fertilidade. A seguir serão comentados, resumidamente, alguns desses efeitos.
3.7.1. Efeito nas propriedades químicas
3.7.1.1. Capacidade de troca de cátions (CTC)
A fração ativa da matéria orgânica é o húmus e sua atividade está ligada à
dimensão muito pequena da partícula (que acaba apresentando grande área de
superfície por unidade de massa) e à presença de cargas de superfície. A origem
das cargas negativas na superfície do húmus é devida, principalmente, à presença
de radicais carboxílicos e fenólicos. Em ambos os casos, têm-se hidrogênio ligado a
oxigênio à semelhança de ácidos fracos. Esse H de grupo hidroxila ligado à
superfície da partícula coloidal é fracamente dissociável, estando à dissociação na
dependência do pH do meio, sendo que, quanto maior o pH, maior será a
quantidade de carga negativa disponível, portanto, maior a CTC. Isso significa que a
contribuição da matéria orgânica para a CTC efetiva varia, pelo menos, em função
da sua própria quantidade e do pH do meio.
38
Vários autores têm demonstrado que a CTC potencial do húmus é 2 a 30
vezes maior do que a dos minerais de argila (dependendo do tipo de mineral de
argila) e, em média, de 4 a 7 vezes. Para o Estado de São Paulo, Verdade (1955)
verificou que nos solos arenosos, 50 a 60% da CTC em devida à matéria orgânica
enquanto que, nos argilosos, a contribuição estava entre 30 e 40%. Posteriormente,
Raij (1969) verificou que a contribuição da matéria orgânica podia variar de 30 a
90%, considerando-se diferentes solos do Estado, com uma média de 74% (sempre
considerando a camada arável).
3.7.1.2. Disponibilidade de nutrientes
A disponibilidade de nutrientes no solo é afetada de várias maneiras pela
matéria orgânica. Uma delas resulta do fato de que ela também sofre decomposição
e, em decorrência disso, deixa no solo nutrientes como N, P, S, Ca, Mg, Zn, B, etc. É
sabido que, em muitos solos, para determinadas culturas, a única fonte de nitrogênio
é a oriunda da decomposição orgânica e ela é também fonte importante dos
diversos micronutrientes. Apesar disso, não se pode ver nesse aspecto a razão de
ser da matéria orgânica no solo ou a determinante para se fazer adubações
orgânicas. Algumas práticas como a calagem possa, ao possibilitarem uma taxa de
decomposição mais alta da matéria orgânica do que a de sua formação, propiciar
um uso maior das reservas de nutrientes e, em conseqüência, um depauperamento
mais intenso do solo em pouco tempo.
Possivelmente, a maneira mais importante da matéria orgânica contribuir
para aumentar ou manter nutrientes disponíveis para as plantas seja através do seu
efeito sobre a CTC. Como visto, o húmus aumenta a CTC e isto significa que
aumenta a capacidade do solo armazenar Ca2+, Mg2+, K+, etc. em uma forma que
pode facilmente se tomar disponível para as plantas, a trocável. Por outro lado,
ajudando a manter os cátions na forma trocável, a matéria orgânica os está
protegendo, pelo menos temporariamente, de perdas por lixiviação.
3.7.1.3. Poder tampão (em relação ao pH)
A capacidade que o solo apresenta de resistir a mudanças de pH é o seu
poder tampão. O solo tanto oferece resistência ou dificuldade para diminuição,
quanto para aumento do seu valor de pH. Nos solos, essa resistência a mudanças
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no valor de pH é devida a substâncias que apresentam propriedades coloidais, com
cargas negativas em suas superfícies e que por isso podem adsorver ou reter e
trocar cátions H+, Ca2+, Mg2+, K+, etc. Enfim, é devida a substâncias que apresentam
propriedade de troca catiônica. No caso do hidrogênio, a maior parte, principalmente
na matéria orgânica, está fortemente retida e só se dissocia com a elevação do pH.
O que acontece é que estas substâncias coloidais (minerais de argila e
húmus), que fazem parte da fase sólida do solo, retêm cátions que estão em
equilíbrio com os mesmos tipos de cátions dissolvidos na solução do solo. O detalhe
importante é que a quantidade de cátions adsorvida na fase sólida é infinitamente
maior do que a que se acha dissolvida na solução. Qualquer alteração que ocorra na
solução tem, na fase sólida, resposta quase imediata, numa tentativa de manter o
equilíbrio iônico dentro de cada fase (sólida e liquida ou solução) e entre as fases e,
como é fácil de perceber, a fase sólida funciona como um reservatório de cátions.
Desta forma, lembrando que pH se refere a concentração hidrogeniônica
ativa na solução do solo, ao se adicionar em um solo uma quantidade de base
calculada a partir da sua concentração hidrogeniônica ativa (valor de pH), vai se
observar que, atingido o equilíbrio, o valor de pH praticamente não se altera. Essa
situação poderá se repetir por várias vezes e, se for fixada uma alteração de pH de
4,0 (por exemplo) para 7,0, o número de aplicações necessárias de pequenas
quantidades de bases a este solo irá variar bastante em função do tamanho da sua
reserva de H, que, logicamente, é dependente da sua capacidade de troca catiônica
Os comentários feitos associam definitivamente poder tampão com CTC e,
como já visto a matéria orgânica afeta muito a CTC dos solos, podendo atingir
contribuição da ordem de 90%. Daí, quanto maior o teor de matéria orgânica de um
solo, maior a sua CTC e, em conseqüência, o seu poder tampão.
No caso em discussão a importância do poder tampão do solo está,
principalmente, na resistência a mudanças bruscas no valor de pH, o que é bastante
importante para a vida das plantas.
É de todo conveniente lembrar que redução no teor de matéria orgânica do
solo levará a uma diminuição na CTC e, logicamente, no poder tampão do solo. O
inverso é verdadeiro.
40
3.7.1.4. Acidez do solo
O aumento do teor de matéria orgânica tanto poderá levar a um aumento da
acidez do solo, ou seja, uma diminuição do valor de pH, quanto a uma diminuição da
acidez ou aumento do pH. O efeito dependerá, no mínimo, da fonte ou forma de
adição de resíduo orgânico e do tipo de substrato que se tenha em camadas
subsuperficiais do solo.
Entre muitos autores, Vitti et al. (1979), ao estudarem o efeito da
incorporação de adubos verdes, constataram que com o aumento do teor de matéria
orgânica do solo houve elevação da acidez. Esse aumento de acidez não é devido
apenas à produção de ácidos orgânicos e inorgânicos durante o processo de
decomposição. É devido, também, ao fato de que com o aumento do teor de matéria
orgânica tem-se incremento na CTC, e o material que proporciona esse aumento da
matéria orgânica, normalmente, não contém quantidade de bases suficiente para
manter a mesma proporção de bases (Ca, Mg, K, etc.) e de ácidos (H).
Por outro lado, a incorporação de certos adubos orgânicos como esterco de
galinha, composto e vermicomposto oriundos de resíduos urbanos, etc., têm
promovido diminuição da acidez do solo ou aumento do seu valor de pH.
3.7.2. Efeito nas propriedades físicas
3.7.2.1. Estrutura
De maneira simples pode-se citar que a estrutura do solo é o resultado da
agregação das suas partículas primárias (areia, silte e argila) e outros componentes
(matéria orgânica, óxidos de ferro, etc.). A matéria orgânica é um dos principais
agentes cimentantes e a sua contribuição na agregação se faz sentir mais facilmente
quanto menor for o teor de minerais de argila O efeito da matéria orgânica na
formação de agregados também pode ser devido à liberação de substâncias
gomosas por fungos e actinomicetos.
A estrutura do solo tem papel bastante relevante na produção vegetal pelo
fato de à mesma estarem ligadas à aeração, a retenção de água, a penetração e
distribuição de raízes, etc., que, de uma ou outra forma, afetam, por exemplo, a
própria absorção de nutrientes do solo. Pode-se mesmo chegar ao extremo de se ter
solos com excelente fertilidade que, por se apresentarem mal estruturados, não têm
os nutrientes absorvidos pelas plantas em quantidades suficientes para se obter
41
boas produções. Evidentemente que apenas em solos bem estruturados é que
existirão as condições adequadas para um bom aproveitamento dos nutrientes.
3.7.2.2. Aeração
A porosidade do solo, volume de vazios ou espaço do solo não ocupado
pelas partículas sólidas, é composta pela micro e macroporosidade. A aeração está
associada à macroporosidade, aos macroporos do solo.
O que determina a quantidade e o tipo de poros são basicamente a textura e
a estrutura do solo. Solo bem estruturado apresenta equilíbrio entre macro e
microporosidade e, em consequência, condições para boa aeração. Quando mal
estruturado, solo arenoso terá predominância de macroporos e será excessivamente
aerado. Em solo argiloso, mal estruturado, ocorre predominância de microporos e,
por isso, baixa aeração, sendo comum, em certas situações, o aparecimento de
anaerobiose.
Percebe-se do exposto que boa condição de aeração (nem excesso nem
tampouco falta) ficará, em parte, na dependência de uma boa estruturação do solo.
Como visto à matéria orgânica afeta a estrutura do solo e, em consequência,
também a sua aeração.
É preciso lembrar que as raízes das plantas respiram e, também,
necessitam absorver água e os nutrientes que se acham nela dissolvidos (solução
do solo) e que, como será discutido a seguir, a água do solo está ligada à sua
microporosidade.
3.7.2.3. Retenção de água
Enquanto a aeração está associada à macroporosidade, a retenção de água
está a microporosidade.
Desta forma, solos arenosos e pobres em matéria orgânica tendem a ter
excessiva aeração e baixa capacidade de retenção de água, isto é, serem
excessivamente permeáveis. Como consequência da excessiva permeabilidade nos
solos arenosos tem-se maior facilidade para perda de nutrientes por lixiviação.
Enquanto isso, solos argilosos pobres em matéria orgânica, com predominância de
microporosidade, tendem a ter baixa aeração e nem por isso têm um bom
armazenamento de água. Nessas condições os solos argilosos são pouco
42
permeáveis, oferecendo resistência à penetração da água no sentido vertical. Ainda,
com as chuvas ou irrigação pode ocorrer à destruição de agregados na superfície,
obturando a porosidade normal desses solos em uma fina camada superficial,
levando a uma condição bastante insatisfatória de permeabilidade, na qual a água
não consegue infiltrar, tendendo a escorrer e provocar erosão.
A matéria orgânica funciona como um moderador da permeabilidade do solo,
melhorando-a através de uma melhor estruturação. Nos solos arenosos a matéria
orgânica diminui a macroporosidade, e nos argilosos promove a formação de
macroporosidade. No primeiro caso irá dificultar um pouco a infiltração da água e no
segundo ela será facilitada, concorrendo, em ambos os casos, para aumentar a
capacidade do solo em retê-la ou armazená-la. Sem dúvida a lixiviação e a erosão
serão em parte controladas.
Contudo, não é apenas através da melhoria da estrutura que a matéria
orgânica contribui para aumentar a capacidade do solo em reter água. O húmus
apresenta a propriedade de absorver água, podendo reter quantidades de água
equivalentes a 4 a 6 vezes o seu peso, sendo esse fato bastante importante.
3.7.2.4. Cor
Segundo citado por Ferreira & Cruz (1990), a cor do solo varia desde
"branca" a preta, passando por vários tons, e é determinada basicamente pelo
material de origem combinado com os teores de matéria orgânica e de água. Na
encosta o solo arenoso terá boa drenagem e acumulará pouca matéria orgânica e
por isso será claro ou terá um tom vermelho vivo se, respectivamente, apresentar-se
pobre ou rico em óxidos de ferro. Na baixada o solo arenoso, enriquecido em
matéria orgânica e com um teor de umidade mais elevado será mais escuro,
podendo adquirir uma cor cinza. Na baixada é onde normalmente aparecem os solos
orgânicos, os quais são de cor preta. Um solo rico em óxidos de ferro, quando pobre
em matéria orgânica, apresenta tons vermelhos bastante vivos e, à medida que se
tem o teor de matéria orgânica aumentada, vão surgindo cores mais escuras,
podendo, combinado com elevado teor de umidade, apresentar-se com coloração
cinza.
43
Como o teor de matéria orgânica diminui com a profundidade, deve-se
esperar, e normalmente ocorre que as camadas superiores sejam mais escuras do
que as inferiores.
Se existe efeito direto da cor do solo em sua fertilidade não se sabe. Mas um
fato é verdadeiro, quanto mais escuro um corpo, mais rapidamente ele se aquece, e
isso pode ter implicações em alguns cultivos em regiões frias.
3.7.3. Efeitos nas propriedades biológicas
A importância da matéria orgânica nas propriedades biológicas do solo está
nos seus efeitos em propriedades físicas e químicas que acabam dando melhores
condições para crescimento e desenvolvimento de microrganismos, que são os
agentes que mantêm em circulação os nutrientes de plantas. Além do meio físico e
químico favorável, a matéria orgânica fornece energia e nutrientes para esses
microrganismos se desenvolverem e completarem seu ciclo vital.
Ainda, durante o processo de decomposição são liberadas, no meio,
substâncias como as auxinas e outros hormônios que regulam ou estimulam o
crescimento e a produção vegetal. Eventualmente podem ser liberadas algumas
toxinas (geralmente em meio anaeróbico) que são prejudiciais às plantas, podendo
mesmo, apesar de excesso de água, ser notada uma pseudo deficiência hídrica
(murchamento).
3.8. MANUTENÇÃO E ACÚMULO DA MATÉRIA ORGÂNICA NOS SOLOS
Os princípios básicos para manutenção e possível acúmulo de matéria
orgânica nos solos são: arar e gradear o mínimo possível; fazer adubação verde;
deixar sobre o solo o máximo de resíduos da própria cultura e, sempre que possível;
colocar sobre ele outros restos, adubos orgânicos, etc.; fazer calagem e adubação
química para as diferentes culturas; adotar práticas conservacionistas para controle
da erosão; fazer rotação de culturas e, se possível, de vez em quando, transformar
áreas de culturas anuais em pastagens.
44
4. NITROGÊNIO NO SOLO
4.1. INTRODUÇÃO
Um elemento químico para ser considerado essencial precisa participar de
um composto vital ou de uma reação metabólica crucial para a planta O nitrogênio,
por exemplo, faz parte das proteínas e um dos objetivos da agricultura é produzir
proteínas para alimentação de homens e de animais.
O nitrogênio é um macronutriente primário, presente na forma molecular (N2)
em grandes quantidades na atmosfera (cerca de 80% da atmosfera é N2), forma em
que não é aproveitado pela maior parte das plantas, não existindo na natureza
qualquer rocha ou mineral que o contenha.
Tanto a deficiência quanto o excesso de nitrogênio para a planta são
prejudiciais e, em ambas as circunstâncias pode-se esperar prejuízos. Uma planta
adequadamente suprida com nitrogênio apresenta folhas com cor verde-escuro
devido à alta concentração de clorofila. Alta concentração de clorofila dá condições
para uma fotossíntese eficiente e, de maneira bem simples, para um bom
desenvolvimento e produção vegetal.
A deficiência de nitrogênio provoca aparecimento de folhas amarelecidas,
raquitismo, sistema radicular reduzido e mal desenvolvido, precocidade e diminuição
da floração, menor quantidade e pior qualidade de proteínas, etc.
Entre as principais consequências do excesso de nitrogênio está o super
desenvolvimento vegetativo com desequilíbrio de crescimento entre parte aérea e
sistema radicular, o que acarreta maior sensibilidade das plantas a déficits hídricos;
o acamamento em gramíneas; uma maior sensibilidade ao ataque de pragas e de
patógenos provocando, neste último caso, aparecimento de doenças; etc.
Ao se comparar as quantidades de nutrientes extraídas do solo pelas
colheitas (Tabela 21) verifica-se que, normalmente, o nitrogênio é o elemento
extraído ou exportado em maior quantidade. Contudo, ao se analisar as quantidades
do elemento que se adiciona ao solo se perceberão que ele nem sempre (é o caso
de agricultura menos desenvolvida) é o adicionado em maior quantidade. Esses e
outros aspectos provavelmente sejam responsáveis por Allison, citado por Mello et
al. (1983), ter afirmado que "o maior fator de sucesso do agricultor reside, em geral,
na sua habilidade em trabalhar eficientemente com o nitrogênio".
45
Tabela 21. Exigências de macronutrientes por algumas culturas.
Cultura Colheita N P K Ca Mg S
t ha-1 ------------------------------ kg ha-1 ------------------------------
Arroz
grãos 3 46 8 13 4 5 4
total 8 84 14 89 21 9 9
Milho
grãos 5 115 28 35 2 10 11
total 15 170 35 175 27 39 19
Cana-de-açúcar
colmo 100 132 8 110 13 19 12
Mandioca
raízes 19 39 4 32 12 6 2
total 113 II 79 62 18 8
Algodoeiro
sementes 1,3 29 4 24 II <5 10
total 84 >8 66 61 <13 <33
Soja
vagens 3 200 26 57 10 10 6
total 9 300 40 115 70 35 23
Citrus
frutos 2 ex/planta 150 24 240 90 24 15
Capim napier1 25 302 64 504 96 63 75
Capim colonião1 23 288 44 363 149 99 45 1Refere-se á produção de matéria seca.
Fonte: extraído de Malavolta (1979) e Malavolta et al. (1986)
O ciclo do nitrogênio pode ser esquematizado como o apresentado na Figura
21.
46
Figura 21. Ciclo do Nitrogênio (Corey, 1973)
4.2. AQUISIÇÃO DE NITROGÊNIO PELO SOLO
Por não existir na natureza rocha que contenha nitrogênio e considerando
que apenas certas "plantas" conseguem aproveitá-lo ou retirá-lo do reservatório
representado pelo ar atmosférico, surge a pergunta: como o solo ganha ou adquire
nitrogênio?
O solo ganha nitrogênio por meio dos processos de fixação biológica
(simbiótica e assimbiótica ou livre), da fixação industrial (adubos ou fertilizantes
industriais), da precipitação atmosférica e de resíduos orgânicos (adubos orgânicos,
quando o resíduo é oriundo de fora da área que o recebe). De acordo com o citado
por Victoria et al. (1992) os processos de fixação industrial e de fixação biológica são
os mais importantes.
A seguir serão feitos comentários gerais acerca de cada um dos processos de
ganho citados.
47
4.2.1. Fixação biológica
A fixação biológica do nitrogênio elementar (N2) é o processo pelo qual os
organismos vivos conseguem aproveitar o N atmosférico, incorporando-o à biosfera1.
Esse tipo de fixação é feito por microrganismos procariontes, isto é, organismos que
não apresentam núcleo organizado, presentes em ambientes terrestres e aquáticos.
Os sistemas de fixação biológica no solo são basicamente dois: simbiótico e
assimbiótico e, segundo Suhet et al. (1986), em termos de importância agrícola, o
principal é o que envolve a simbiose Rhizobium-leguminosa.
4.2.1.1. Fixação simbiótica
A fixação simbiótica é devida à interação entre um macrossimbionte, a planta,
e um microssimbionte, a bactéria. A planta é normalmente uma leguminosa e a
bactéria pertence aos gêneros Rhizobium e Bradyrhizobium. Devido à interação
planta-microrganismo ocorre a formação dos nódulos nas raízes das plantas, os
quais, em princípio, nada mais são do que uma reação fisiológica do hospedeiro
(planta ou macrossimbionte) à presença do microrganismo.
O processo é simbiótico, pois há benefícios tanto para o microrganismo
quanto para a planta. A planta fornece carboidratos, por exemplo, que se constituem
em fonte de energia para o microrganismo que fixa o nitrogênio. Conforme citado por
Franco & Neves (1992), o produto da fixação de nitrogênio é a amônia (NH3) que
precisa ser rapidamente removida ou assimilada por ser tóxica, sendo que, no caso
das leguminosas, ela é assimilada em glutamina e glutamato pela célula vegetal e
exportada para as demais partes da planta como ureídos, amidas e vários
aminoácidos. Desta forma fica completada a contraparte da simbiose com a
leguminosa sendo beneficiada ao receber o N combinado.
A quantidade de nitrogênio fixada simbioticamente varia bastante, podendo
atingir valores entre 17 a 500 ou mesmo 1000 kg/ha/ano. Em áreas tropicais, essa
quantidade fixada está pelo menos entre 30 e 220 kg/ha/ano, conforme Graharn &
Hubbell (1974).
Analisando-se a Tabela 22 percebe-se que a espécie vegetal, que no
processo simbiótico entre leguminosa/Rhizobium tem no nódulo um abrigo para a
bactéria (Franco & Neves, 1992), afeta a quantidade de nitrogênio fixada.
1 Biosfera = espaço do globo terrestre habitado pelos seres vivos.
48
Tabela 22. Nitrogênio fixado por várias associações leguminosa/Rhizobium.
Legumminosa Amplitude aproximada de N2 fixado
kg/ha/ano Alfafa (Medicago sativa) 100 - 300 Trevo doce (Me/ilotlls sp) 125 Trevo (Trifolillm sp) 100 – 150 Caupi (Vigna unguiclI/ata) 85 Fava (Viciafaba) 240 – 325 Lentilha (Lens sp) 100 Lupinus (Lupinus sp) 150 – 200 Amendoim (Arachis hypogaea) 50 Soja (G/ycine max) 60 – 80 Feijão mung (Vigna radiata) 55 Leguminosas forrageiras (Desmodium sp, Lespedez sp)
100 - 140
Em qualquer que seja o processo biológico de fixação de nitrogênio
praticamente é fixado e usado esse elemento conforme as plantas e/ou os
microrganismos envolvidos precisarem para o seu crescimento. Isto significa que
não ocorre uma fixação indiscriminada do elemento com grandes sobras além das
necessidades de microrganismos e de plantas. As sobras, quando existentes, na
associação leguminosa/Rhizobium são excretadas na rizosfera, e daí o beneficio da
consorciação entre algumas gramíneas e leguminosas. Assim, a espécie vegetal
afetará a quantidade de nitrogênio fixada tendo em vista as necessidades diferentes
de nitrogênio que cada uma apresenta, com aquelas mais exigentes em nitrogênio
levando a uma fixação maior. Segundo Freire (1992), geralmente as associações
leguminosas forrageiras/Rhizobium fixam mais nitrogênio do que as associações
leguminosas de grãos/ Rhizobium. É importante frisar que, em todos os casos, a
fixação propriamente dita se deve ao microrganismo, sendo a planta um beneficiário
do processo.
Além da espécie de planta, outros fatores como inóculo, condições de
fertilidade do solo e clima também influem na quantidade fixada.
Como já explicitado anteriormente não é qualquer microrganismo que
consegue se associar a plantas (e vice-versa) para juntos realizarem a fixação
simbiótica de nitrogênio. No caso mais conhecido, a associação
leguminosa/Rhizobium ou Bradyrhizobium, não é qualquer Rhizobium ou
Bradyrhizobium que se associa com uma determinada leguminosa e dá uma boa
49
associação com ela. Na fixação simbiótica, na associação leguminosa/rizóbio com
nodulação adequada, cerca de 75% da necessidade da leguminosa é suprida pela
fixação. Nas Tabelas 23 e 24 tem-se as principais associações leguminosa/
Rhizobium segundo a classificação antiga e a mais recente.
Tabela 23. Principais associações legumjnosa/Rhizobium.
Grupo Plantas incluídas Microrganismo
1. da alfafa alfafa e certos trevos R. melilotti
2. do trevo certos trevos R. trifolii
3. da ervilha ervilhas, feijões, lentilhas e outros R leguminosarum
4. do feijão feijão comum e outros R. phaseoli
5. da soja tremoço e outros R. lupini
6. do tremoço soja R. japonicum
7. da ervilha de vaca amendoim, caupi e outros R. sp
Fonte: Alexander (1961).
Tabela 24.Caracterização das bactérias de importância agrícola que vivem em associação simbiótica com leguminosas.
Gênero Espécie Planta hospedeira
Microrganismo de crescimento rápido
Rhizobium
R. melilotti Medicago (alfafa), Melilotus, Trigonella
R. trifolii Trifolium R leguminosarum
Pisum (ervilha), Vicia, Lathyms
R. phaseoli Phaseolus (feijão) Microrganismo de crescimento lento
Bradyrhizobium
R. lupini Lupinus, Latus
R. japonicum Glycine (soja), alguns caupis
R. sp Vigna (caupi), etc Fonte: Citado em Paul & Clark (1989)
Devido a problemas de efetiva interação entre planta-microrganismo se
observa, às vezes, que as raízes apresentam grande número de nódulos pequenos
e a quantidade de nitrogênio fixada é baixa. Outras vezes, têm-se poucos nódulos
formados e ainda baixa fixação de nitrogênio. Em ambos os casos, por alguma
razão, têm-se uma má funcionalidade de nódulos.
50
O efeito da fertilidade do solo se faz sentir principalmente por meio do pH, da
disponibilidade de nutrientes como cálcio, fósforo, molibdênio e ferro, da quantidade
de N combinado prontamente disponível presente no solo, etc.
Quanto ao efeito do pH, ele pode ser direto ou indireto. O efeito direto é
devido á própria concentração de íons H+ que, quando elevada (pH baixo), dificulta
ou impede a formação de nódulos. O efeito indireto está em que, mesmo que ocorra
a formação do nódulo, em pH baixo ele apresentará pequena ou nenhuma
funcionalidade, uma vez que, nestas condições, o suprimento de cálcio será baixo e
o microrganismo, sendo relativamente mais exigente neste nutriente do que a
própria planta, terá sua atividade reduzida ou nula.
Em que pese haver necessidade de bom suprimento de todos os nutrientes
para uma fixação de nitrogênio eficiente, uma exceção se faz necessária, ou seja,
que o solo apresente pouco N combinado prontamente disponível, isto é, que o meio
tenha deficiência de nitrogênio. Se houver o nitrogênio "pronto" (NH4+, NO3
-,
aminoácidos, etc.) o microrganismo não realizará a fixação. A nitrogenase, enzima
responsável pela fixação biológica do nitrogênio, tem a sua biossíntese reprimida
quando há disponibilidade deste elemento na forma de NH4+, NO3
-, aminoácidos,
etc. (Neves & Rumjaneck, 1992). Neste caso, se a quantidade de nitrogênio
presente no solo não for suficiente para o atendimento global de microrganismos e
planta a produção desta última será sensivelmente prejudicada.
O clima, representado pela precipitação e pela temperatura, parece afetar
mais a fisiologia do hospedeiro do que a associação hospedeiro-microrganismo.
Possivelmente, em regiões tropicais a umidade adequada seja mais importante,
havendo pouca ou nenhuma restrição do ponto de vista da temperatura na maior
parte do ano.
4.2.1.2 Fixação assimbiótica ou livre
A fixação assimbiótica ou livre é devida a microrganismos de vida livre no
solo, que fixam nitrogênio sem estar associados a plantas. Nesse tipo de fixação os
microrganismos podem obter a energia que necessitam da matéria orgânica ou de
certas substâncias carbonáceas excretadas na rizosfera, como é o caso dos
quimiorganotróficos, ou ainda de carboidratos por eles mesmos produzidos a partir
de processos foto ou quimiossintéticos (Franco & Neves, 1992). O nitrogênio é
51
captado do ar do solo, sendo a amônia o produto da fixação, conforme ocorre
também nos processos simbióticos. Na fixação livre os microrganismos fixam
nitrogênio para o seu próprio crescimento, sem excretá-lo para o meio.
Posteriormente, ao completarem o seu ciclo, serão decompostos por outros grupos
de microrganismos e o nitrogênio ficará disponível para as plantas.
A quantidade de nitrogênio fixada por esse processo é geralmente pequena
devido principalmente ao baixo suprimento de energia, competição com outros
microrganismos pelas mesmas fontes de energia, presença de nitrogênio mineral,
etc. Em condições excepcionais, em solos de regiões tropicais, a fixação livre pode
atingir 100 ou mais kg/ha/ano e, desta forma, nessas regiões será tão importante ou
mais do que a fixação simbiótica.
Os principais microrganismos fixadores assimbióticos são as bactérias
Azotobacter e Beijerinckia. O Azospirillum lipoferum e o Azospirillum brasiliensis,
presentes na rizosfera de gramíneas, constituem-se em esperanças quanto à
fixação de nitrogênio em solos tropicais. Além de bactérias, também alguns fungos,
algas e actinomicetos realizam esse tipo de fixação de nitrogênio.
Entre as condições que estimulam a fixação assimbiótica estão: presença de
boas quantidades de material ou substâncias orgânicas com relação C/N larga;
baixo teor de N combinado prontamente disponível no solo; pH em água em tomo de
6,0 (pH em CaCl2, ± 5,4); bom suprimento de nutrientes (cálcio, fósforo, molibdênio,
ferro e outros); etc.
4.2.2 Fixação industrial
Industrialmente o homem combina nitrogênio da atmosfera com hidrogênio
e/o oxigênio, colocando-o à disposição das plantas. Entre os adubos ou fertilizantes
nitrogenados os mais comumente encontrados no mercado são: sulfato de amônio
[(NH4)2SO4]; uréia [CO(NH2)2]; nitrato de amônio [NH4NO3]; nitrocálcio [NH4NO3 +
calcário]; diamônio fosfato, conhecido por DAP [(NH4)2HPO4]; monoamônio fosfato,
conhecido por MAP (NH4H2PO4]; etc.
Estes produtos apresentam nitrogênio ou nitrogênio e outro nutriente (enxofre,
fósforo) e têm preços que tendem a ficar cada dia mais elevado em função,
principalmente, dos problemas energéticos e de transporte. Contudo, em vista das
52
suas concentrações dificilmente poderão ser deixados de lado em um processo
produtivo.
4.2.3 Precipitação atmosférica
As descargas elétricas que se dão na atmosfera podem promover a
combinação de nitrogênio com hidrogênio ou oxigênio, com formação de amônia
(NH3), de nitrato (NO3-), etc., que são arrastados para o solo pelas águas das
chuvas. A contribuição desta forma de aquisição de nitrogênio para o solo varia de
6,5 a 72 kg/ha/ano, sendo afetada principalmente pela presença de indústrias na
área.
4.2.4. Resíduos orgânicos
Os resíduos orgânicos ou adubos orgânicos, principalmente os produzidos
dentro da própria fazenda, devem ser usados e junto com a fixação biológica se
constituem em importante meio para se diminuir o uso de adubos industriais ou
sintéticos, embora não excluam o seu uso. O teor de nitrogênio no resíduo
dependerá do seu tipo ou origem e a quantidade que poderá ser levada ao solo será
função, basicamente, da quantidade á disposição, além, evidentemente, do seu
custo. É fato que certos adubos orgânicos, como esterco de galinha, poderão vir de
fora da fazenda. Na Tabela 26 têm-se alguns resíduos orgânicos e respectivos
teores de umidade, de N, de P2O, e de K2O.
Tabela 26. Valores mais comuns• dos teores de umidade, nitrogênio, fósforo e potássio de adubos orgânicos.
Material Umidade N P2O5 K2O
% ---------- g kg-1 no material sem secar ------------ Esterco de bovino 10 – 85 3 – 22 3 – 18 5 – 15 Esterco de suíno 85 – 95 2 – 10 2 – 8 1 – 5 Esterco de aves 5 – 75 3 – 45 2 – 40 2 – 40 Composto 70 5 – 20 5 – 20 5 – 15 Lixo Urbano 5 – 75 3 – 10 2 – 20 2 – 15 Lodo de esgoto 5 – 95 2 – 27 2 – 45 1 – 8 Torta de filtro 16 – 30 9 – 22 5 – 19 3 – 5 Turfa 15 - 40 15 - 30 2 - 5 5 - 10 Fonte: Raij (1991)
53
4.3. CONTEÚDO E DISTRIBUIÇÃO
De maneira geral a quantidade de nitrogênio combinado total nos solos varia
desde ± 0,3 a ±20 g kg-1. Em solos minerais os valores situam-se entre 0,3 e 7,0 g
kg-1 e nos solos orgânicos, em torno de 20 g kg-1. Em termos de solos do Estado de
São Paulo os valores estão, respectivamente, entre 0,3 a 4,0 g kg-1 para os solos
minerais e ±13 g kg-1 para os orgânicos.
Este nitrogênio combinado no solo se encontra basicamente em duas formas:
a) orgânica, principalmente proteínas, aminoácidos, aminoaçúcares e bases
nitrogenadas;
b) inorgânica ou mineral, principalmente amônio (NH4+,), nitrito (NO2
-), nitrato (NO3-),
óxido nítrico (NO) e óxido nitroso (N2O).
Normalmente, 85 a 97% (em geral 97%) do N combinado total do solo, está
na forma orgânica e, 3 a 15% (em geral 3%), na mineral. Estes números indicam
que, cerca de 97% do nitrogênio combinado se encontra fazendo parte da matéria
orgânica do solo.
Ainda, como decorrência da maior participação da forma orgânica na
quantidade total de nitrogênio combinado, quanto maior o teor de matéria orgânica
de um solo, maior será o seu teor de nitrogênio combinado e vice-versa. Na
natureza, confirmando este fato, existe uma correlação positiva e significativa entre
teores de matéria orgânica e de nitrogênio no solo. Disso decorre que os fatores que
afetam o teor de matéria orgânica no solo (clima, topografia, textura, vegetação,
fertilidade do solo, etc.) afetam também o seu teor de nitrogênio.
4.4. ALGUMAS TRANSFORMAÇÕES DO NITROGÊNIO NO SOLO
A maioria dos vegetais absorve nitrogênio apenas nas formas minerais,
especificamente nítrica ou nitrato (NO3-) e amoniacal ou amônio (NH4
+). As plantas e
os microrganismos, ao absorverem nitrogênio mineral sintetizam substâncias
orgânicas (aminoácidos, proteínas, etc). Na decomposição da matéria orgânica, as
substâncias orgânicas como aminoácidos, proteínas, etc., são destruídas e acabam
deixando, entre outros produtos, nitrogênios minerais como amônio, nitrato, etc.
54
Tabela 27. Concentração de nitrogênio em solos do Estado de São Paulo
Solo Área ocupada Nitrogênio
% g/kg Argissolo Vermelho amarelo orto 2,5 0,6-1,0 Argissolo Vermelho amarelo variação Lavras 3,5 0,3-1,9 Solos Podzolizados de Lins e Marília variação Lins 10,9 0,4-1,3 Solos Podzolizados de Lins e Marília variação Marília 8,5 0,4-2,1 Terra Roxa 14,7 0,8-1,6 Latossolo Vermelho Escuro orto 4,4 0,9-2,4 Latossolo Vermelho Escuro fase arenosa 20,0 0,4-1,1 Latossolo Vermelho Amarelo orto 3,5 1,1-2,7 Latossolo Vermelho Amarelo fase rasa 3,8 2,1-3,8 Latossolo Vermelho Amarelo fase arenosa 5,0 0,5-0,8 Solos de Campos do Jordão 2,8 1,1-11,5 Solos Hidromórficos 2,2 0,6-2,3 Solos Orgânicos1 ±13,0 Regossolo 0,9 ±0,4 1na área mapeada apens 22 km
2 eram solos orgânicos
Fonte: Mello et al. (1983)
A transformação de nitrogênio mineral em nitrogênio orgânico, devido à
atividade metabólica de plantas ou de microrganismos, é denominada imobilização.
O processo inverso, isto é, a transformação do nitrogênio orgânico em nitrogênio
mineral (também com destacada atividade metabólica, agora apenas de
microrganismos, os heterótrofos), é denominada mineralização. Do ponto de vista da
fertilidade do solo este último processo é o que mais interessa, pois é o nitrogênio
orgânico do solo (contido na matéria orgânica) uma das principais fontes de
nitrogênio para as plantas, embora estas só absorvam a forma mineral. Em solos
não adubados a mineralização do N orgânico é a principal maneira pela qual as
plantas não leguminosas obtêm nitrogênio disponível (Kiehl, 1987).
A mineralização compreende duas etapas: aminização ou proteólise e
amonificação. A aminização é realizada por microrganismos heterótrofos que usam
carbono orgânico como fonte de energia e nitrogênio do substrato que está sendo
oxidado ou N mineral presente no solo. De forma simplificada, a aminização pode
ser esquematizada assim:
digestão
N orgânico R-NH2 + CO2 + outros produtos + E enzimática
A etapa seguinte é a amonificação, também realizada por microrganismos
heterótrofos e pode ser resumida da seguinte maneira:
digestão
55
R-NR2 + H2O NH3 + R-OH + E enzimática
A amônia (NH3) liberada se combina, por exemplo, com a água e produz:
NH3 + H2O NH4+ + OH-
O amônio formado pode ser absorvido diretamente pelas plantas, adsorvido
aos colóides do solo, dissolvido na solução do solo, perdido (volatilização),
transformado em NO3-, etc.
Como se pode verificar com a amonificação esta completada a mineralização
do nitrogênio. Contudo, em condições normais, a passagem de N- NH4+/ a N- NO3
-
se processa de forma tão rápida que fica difícil, na prática, se separar as duas
primeiras etapas (aminização e amonificação) da nitrificação, sendo esta
normalmente colocada como uma terceira etapa da mineralização. A nitrificação é
realizada por microrganismos autotróficos, que usam nitrogênio mineral como fonte
de energia, e pode ser esquematizada assim:
oxidação
2 NH4+ + 3O2 2 NO2
- + 2H2O + 4H+ + E (1) enzimática
oxidação
2 NO2- + O2 2 NO3
- + E (2) enzimática
A reação (1) se processa sob a ação de Nitrosomonas e Nitrosococcus e a (2)
de Nitrobacter.
Como detalhe importante desta etapa tem-se que: a nitrificação é um
processo essencialmente aeróbico; a Nitrobacter tem atividade muito maior do que a
Nitrosomonas e a Nitrosococcus, o que é importante, pois evita acúmulo de NO2-,
tóxico aos vegetais, no solo; a nitrificação acidifica o solo (não importa a fonte de
NH4+, se oriundo da mineralização de nitrogênio da matéria orgânica ou da adição
de adubo industrial). O nitrato produzido pode ser absorvido pelas plantas ou
microrganismos, ficar dissolvido na solução, ser perdido principalmente por lixiviação
ou por volatilização (denitrificação), etc.
Evidentemente que os fatores que afetam a transformação, isto é, a
decomposição da matéria orgânica, são os mesmos que afetam a transformação de
56
N orgânico em mineral, com os detalhes que excesso de umidade (anaerobiose)
pode permitir certa produção de amônio mas, pelas razões vistas, impossibilita a de
nitrato; produção de N mineral só ocorre com relação C/N menor do que 33/1, sendo
que a liberação de amônia começa com relação C/N 17/1 ou 22/1.
De acordo com Stevenson (1986) os principais fatores que afetam a
nitrificação são: temperatura, umidade, pH, presença de substratos (NH4+, O2).
Segundo o autor, essa etapa da mineralização pode sofrer inibição por substâncias
excretadas por certas plantas na rizosfera (pastagem). Quanto à temperatura, a
produção de NO3- diminui com o decréscimo da temperatura a valores abaixo de 30-
35°C, abaixo de 5°C muito pouco NO3- é formado e, assim sendo, em solos mos e
úmidos a velocidade de nitrificação é muito baixa. O teor de umidade é muito
importante, principalmente considerando-se que o O2 e o CO2, (como HCO3-)
requeridos pelos organismos nitrificadores estão na solução do solo.
Outro aspecto interessante é que, das bactérias que ocorrem comumente nos
solos, as nitrificadoras estão entre as mais sensíveis a herbicidas, inseticidas e
fungicidas adicionados. Contudo, a redução na população provocada pela adição
desses produtos parece ter curta duração,
Resumidamente pode-se citar que os fatores que afetam a mineralização, e
suas condições mais favoráveis são os seguintes: temperatura, ± 30°C; umidade,
entre 50 e 60% da capacidade de campo; pH em H2O, entre 5,5 e 6,5 a 8,5; relação
C/N, na faixa de 33/1 a 17/1 ocorre equilíbrio entre mineralização e imobilização e,
abaixo de 22/1 ou de 17/1, predomina a mineralização; solos bem arejados
permitem amonificação e nitrificação eficientes (em condições anaeróbicas apenas
os microrganismos que produzem amônio têm alguma ação; se houver nitrato
ocorrerá desnitrificação); bons teores de matéria orgânica ou adição de adubos
amoniacais ou de adubos orgânicos com relação C/N estreita, que são substratos
para amonificação e/ou nitrificação. Por fim, uma observação de ordem prática é que
quando o teor de N no adubo orgânico for <15 g kg-1 haverá imobilização de N
mineral e, quando >25 g kg-1, ocorrerá mineralização.
4.5. NITROGÊNIO DISPONÍVEL NO SOLO
Nitrogênio disponível é aquele que se encontra nas proximidades das raízes
em formas químicas prontamente assimiláveis pelos vegetais.
57
Foi visto que a maioria das plantas absorve nitrogênio na forma mineral (NH4+
e NO3-) e que no solo a maior parte (±97%) do nitrogênio combinado está na forma
orgânica. Daí se conclui que é baixa a quantidade de N disponível (N mineral),
sendo necessário que nitrogênio orgânico seja transformado em mineral para se
atender ás necessidades das plantas quanto ao nutriente ou, ainda, que se adicione
adubo nitrogenado mineral ao solo. Além disso, é bom que se lembre que o
nitrogênio mineral, principalmente o nitrato, está sujeito à intensa e fácil
movimentação no solo (especificamente lixiviação), o que retira parte razoável desse
nitrogênio da zona de maior concentração de raízes, reduzindo assim a sua
quantidade disponível para as plantas.
No que se refere o nitrogênio já presente no solo, considerando que:
a) a transformação do nitrogênio orgânico a mineral é dependente de uma série de
fatores como relação C/N relativamente estreita, boas condições de aeração e de
umidade, temperatura favorável, presença de quantidade satisfatória de matéria
orgânica, presença de outros nutrientes em quantidades e proporções convenientes,
valor de pH em água próximo de 6,0, etc.;
b) o N-NH4+, formado no solo ou a ele adicionado, passa rapidamente a N-NO3
- e
este, por formar apenas sais solúveis e não ser retido aos colóides do solo, fica
sujeito à lixiviação;
c) tanto N-NH4+ quanto N-NO3
- podem ser, em determinadas condições, perdidos
por volatilização, o nitrogênio disponível (Nd), em um dado instante será dado por:
Nd = Nm - Ni - Nl - Nv
em que:
Nm = nitrogênio mineralizado; Ni = N imobilizado; Nl = N lixiviado; Nv = N
volatilizado. Por isso, é difícil se avaliar a quantidade de nitrogênio que se encontra
disponível no solo para as plantas, principalmente em regiões com temperatura e
precipitação elevadas, o que é comum na maior parte do Brasil.
Dadas as relações entre matéria orgânica e nitrogênio, ela é utilizada como
referência do último, aceitando-se a existência de uma relação 10:1 entre matéria
orgânica e nitrogênio. Lógico, o valor deste dado é bastante relativo, pois, como se
viu, são necessárias condições favoráveis para que a matéria orgânica seja
mineralizada e coloque esse nutriente (e os outros) à disposição das plantas.
58
4.6. PERDAS DE NITROGÊNIO DO SOLO
O nitrogênio combinado presente no solo é perdido por meio de remoção
pelas colheitas, erosão, lixiviação e volatilização. Os três primeiros se constituem em
processos gerais de perda, isto é, praticamente todos os nutrientes estão sujeitos a
perdas por meio deles. O último, volatilização, é um processo de perda praticamente
restrito a nitrogênio, enxofre e cloro.
A seguir, de maneira sucinta, comentar-se-á cada um dos processos de perda
mencionados.
4.6.1. Remoção pelas colheitas
Este é o tipo de perda que é tolerável ou, até certo ponto, desejável. Embora
seja em parte desejável certa quantidade de nitrogênio, variável de cultura para
cultura, é perdida devido à colheita e a "defeitos" que ela apresente.
Uma análise da Tabela 21 permite verificar que a forma de se proceder a
colheita pode determinar uma grande variação na quantidade de nutriente que é
removida do solo (portanto perdida). Evidentemente que em certas situações o
interesse é, por exemplo, colher-se todo o milho (colmo, folhas e espigas) enquanto
que em outras, apenas os grãos. No primeiro caso, colheita feita para se fazer
silagem, a quantidade de nitrogênio removida é muito maior do que no segundo. Por
outro lado, deve-se lembrar que muitos agricultores têm por hábito queimar restos
de cultura e isso leva a perda de nitrogênio por volatilização. Esta é uma prática que
tanto quanto possível deve ser evitada. De forma objetiva, deve-se colher apenas
aquilo que realmente interessar, deixando-se os resíduos na própria área, na qual
devem ser incorporados.
As perdas de nitrogênio por esse processo variam de ±30 a 100 kg/ha/ciclo.
Cultivares mais produtivas, por exemplo, de milho, podem levar a perdas maiores
(em média o milho extrai cerca de 17 kg t-1 de grãos produzida). No caso de
produção de leguminosa em que não se aproveitou o seu potencial de captar esse
nutriente através do processo simbiótico, sendo usadas para atender suas
necessidades às reservas do solo ou adicionado adubo nitrogenado, o prejuízo é,
sem dúvida, maior, podendo chegar a 240 kg/ha/ciclo ou mais (Raij et al., 1991).
De maneira geral, a quantidade de nitrogênio perdida devido à colheita
depende do seguinte: teor de N disponível no solo; teor de outros nutrientes
disponíveis, pois, junto com o nitrogênio vão, até certo ponto, determinar a
59
magnitude da produção; espécie e variedade vegetal; fim a que se destina o
produto, que inclusive afeta o tipo de colheita; etc.
4.6.2 Erosão
Na região de Barretos, em condições normais, nos meses de novembro a
março, ocorre um excedente de precipitação pluvial da ordem de 400 mm de água
(400 litros/m2). Esse excedente, como em qualquer outra região, basicamente sai da
área que o recebeu através de escoamento horizontal ou vertical. Quando o
escoamento se dá no sentido horizontal, de cota mais alta para mais baixa, poder-
se-á ter arrastamento de partículas sólidas da superfície, de um local para outro,
provocando perdas por erosão.
A erosão, arrastando partículas sólidas de uma área para outra, leva
consegue matéria orgânica. Como ±97% do N combinado do solo está na forma
orgânica, fazendo parte da matéria orgânica do solo, ele será perdido devido a esse
processo.
A quantidade de nitrogênio perdida devido à erosão varia em função do tipo
de solo. (textura), topografia (declividade e comprimento de rampa), quantidade e
distribuição de chuvas, tipo de cobertura vegetal, práticas conservacionistas, etc. As
perdas devido à erosão podem ultrapassar a 45 kg/ha/ano, sendo maior do que a
retirada por determinadas culturas.
4.6.3 Lixiviação
Quando o escoamento do excedente de água que cai em uma área se dá no
sentido vertical, a água que percola carrega íons dissolvidos em solução em
camadas superiores para as inferiores ou mais profundas, caracterizando uma perda
por lixiviação. É importante chamar a atenção para o fato de que o que é lixiviado
são íons dissolvidos na solução do solo e não partículas do solo como a argila, o
húmus, etc. Ainda, o que é lixiviado são ânions e, estes ao serem lixiviados arrastam
cátions consigo, de forma a atender o princípio da eletroneutralidade.
Em termos de nitrogênio, a forma orgânica, por estar associada à matéria
orgânica (exclui-se aqui a uréia obtida industrialmente e aplicada ao solo), não é
perdida por lixiviação. Quanto à forma inorgânica ou mineral, tem-se que considerar
o seguinte:
60
a) o amônio (NH4+), por ser adsorvido às partículas coloidais do solo e também por
passar a nitrito (NO2-), é pouco perdido devido à lixiviação;
b) o nitrito, por passar rapidamente a nitrato (NO3-), também é pouco perdido;
c) finalmente, o nitrato é a forma de nitrogênio predominantemente perdida na
lixiviação, pois: não é retido pelos colóides do solo; é, em condições normais, o
produto final da transformação do nitrogênio; não forma compostos insolúveis no
solo, isto é, não existem sais insolúveis de nitrato.
Em algumas regiões admite-se que a quantidade de nitrogênio perdida por
lixiviação é contrabalançada pelo que chega ao solo devido a processos de fixação
biológica e descarga elétrica. De qualquer forma, as quantidades de nitrogênio
perdidas por lixiviação variam em função de uma série de fatores como: quantidade
de nitrogênio mineral no solo, principalmente de NO3-; quantidade e distribuição de
chuvas; tipo de solo (Tabela 28), com os arenosos estando mais sujeitos a perdas
por serem mais permeáveis; tipo de cobertura vegetal, em que o detalhe mais
interessante é que um solo sem vegetação (solo nu) perde mais do que o com
plantas em linha e estes, mais do que um solo sob pastagem; teor de matéria
orgânica; etc.
Tabela 28. Efeitos da textura do solo sobre as perdas de nutrientes por lixiviação.
Solo Argila N K Ca Mg
% -------------------------------- g/kg -------------------------------- Arenoso < 3 12 – 52 7 – 17 110 – 330 17 – 34 Barro-arenoso 16 0 – 27 0 – 14 0 – 242 0 – 37 Barrento 28 9 – 44 3 – 8 21 – 176 9 – 61 argiloso 39 5 - 44 3 - 8 71 - 341 10 - 54
As perdas devido à lixiviação representam o motivo principal para que seja
feito o parcelamento da aplicação de adubos nitrogenados solúveis (minerais e os
orgânicos obtidos industrialmente) em quase todas as áreas e para quase todas as
culturas. Há mesmo a recomendação para que o nitrogênio a ser colocado em uma
cultura seja dividido e aplicado em número de vezes tanto maior quanto mais
arenoso for o solo, quanto mais chover na região e maior for o ciclo da cultura em
questão.
61
4.6.4. Volatilização
O nitrogênio mineral do solo, devido à ação de microrganismos ou a reações
químicas no solo, pode ser perdido por volatilização. A volatilização é um processo
em que N sólido é transformado em N gasoso e com isso é facilitada a sua saída do
solo. Dois casos de perdas por volatilização chamam a atenção: denitrificação e
volatilização da amônia.
Quando ocorre encharcamento do solo o NO3- é perdido rapidamente através
da denitrificação. Nessas condições, alguns microrganismos anaeróbicos têm a
habilidade de obter oxigênio de NO3- e NO2
-, com liberação simultânea de N2 e N2O
(Tisdale et al., 1985).
A sequência provável do processo é a seguinte:
NO3- NO2
- NO N2O N2
+5 +3 +2 +1 0
Conforme Stevenson (1986), as condições no solo que favorecem a
denitrificação são:
a) drenagem deficiente: a denitrificação é desprezível em níveis de umidade abaixo
de 2/3 da capacidade de campo, mas é apreciável em solos inundados. O processo
pode ocorrer em microambientes anaeróbicos de solos bem drenados, tais como
poros cheios d'água, rizosfera e vizinhança imediata de resíduos de plantas e
animais em decomposição;
b) temperatura ≥ 25°C. Abaixo dessa temperatura ocorre a velocidade baixa e cessa
a aproximadamente 2°C;
c) reação do solo próxima à neutralidade, porque as bactérias denitrificadoras são
sensíveis a pH baixo;
d) bom suprimento de material orgânico facilmente decomponível: a quantidade
desses materiais é apreciável na superfície, mas desprezível no subsolo. Assim, as
perdas a profundidades maiores que seriam favorecidas por menor aeração, são
limitadas pela falta de substrato carbônico para a bactéria.
Em resumo, tem-se que em condições anaeróbicas alguns microrganismos
podem reduzir o nitrato (NO3-) a formas como óxido nítrico (NO), óxido nitroso (N2O)
e N elementar (N2). Esse tipo de perda não é importante em solos bem drenados a
não ser em curtos períodos em que eventual excesso de umidade pode criar
62
momentaneamente condições anaeróbicas. Por outro lado, é claro que em culturas
como a do arroz inundado não se deve aplicar adubos nítricos.
O amônio (NH4+), em determinadas situações, passa a amônia (NH3) e se
perde por volatilização (Tabela 29). Esse tipo de perda é muito importante
principalmente se não se tomar cuidado com a prática da calagem. A calagem mal
feita (por exemplo, calcário mal incorporado) pode criar uma condição de pH acima
de 7, o que, quando da aplicação de adubos amoniacais em superfície ou com a
produção de amônio a partir da mineralização da matéria orgânica, leva a uma
volatilização da amônia (NH3). Ainda, a evaporação muito rápida da água do solo, o
que é comum em áreas de clima tropical que ficam sem vegetação, ou seja, com
solos nus, contribuem para esse tipo de perda.
As diferentes formas de perda de nitrogênio por volatilização podem
representar perdas equivalentes a até 20 % ou mais do N combinado do solo.
Conforme citado por Siqueira & Franco (1988), podem atingir 25 a 30% ou mesmo
70% do N aplicado como fertilizante, propiciando perdas entre 30 e 200 kg/ha/ano
de N.
Tabela 29. Perdas cumulativas de nitrogênio, por volatilização de amônia, em função do modo de aplicação de uréia em arroz de sequeiro em condições de campo.
Modo de aplicação Dias
1 3 5 7 9
N volatilizado (kg/ha) Sem uréia 0 0 0 0,1 0,1 Enterrada a 5 cm 0,1 0,1 0,1 0,2 0,3 Superficial sobre o solo
0,1 0,2 0,3 0,4 0,5
Superficial sobre a palha
3,1 7,2 8,1 9,5 9,6
De forma a se restringir as perdas por volatilização algumas medidas devem
ser adotadas: manter o solo o máximo de tempo sob vegetação; aplicar adubo mais
adequado às condições; parcelar as aplicações de nitrogênio, evitando acúmulo de
N mineral no solo; procurar dar condições de boa drenagem ao solo; etc.
63
4.7. USO DO NITROGÊNIO
O nitrogênio é um nutriente de vital importância para plantas e animais e
apresenta um comportamento e relacionamento no sistema solo-planta-atmosfera
um tanto quanto complicado.
Para um uso racional desse elemento algumas metas devem ser
perseguidas, tais como: evitar perdas desnecessárias, promover o máximo retomo
de nitrogênio orgânico ao solo, fomentar a fixação biológica, adicionar em doses
econômicas não só o nitrogênio como outros nutrientes e corretivos.
Por último, é ainda interessante lembrar que o teor de nitrogênio no solo está
em equilíbrio com as condições ambientes, com a natureza e, manter níveis de
nitrogênio no solo superiores ao permitido é não só difícil como anti-econômico.
64
5. CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA
5.1. INTRODUÇÃO
Em função da fertilidade conceituou-se solo como sendo a camada arável da
crosta terrestre em que se desenvolve a maioria das raízes de plantas. Do ponto de
vista da pedologia, o solo é um sistema disperso constituído por três fases: sólida,
líquida e gasosa.
A fase sólida é constituída de matéria inorgânica ou mineral e matéria
orgânica. A fração mineral é formada por partículas de vários tamanhos resultantes
das rochas que deram origem ao solo. A porção orgânica tem a sua origem no
acúmulo dos resíduos vegetais e animais, ocorrendo em diversos estádios de
decomposição, contando ainda com organismos vivos e em atividade.
As partículas do solo de importância para a caracterização da sua textura
(distribuição das partículas quanto ao seu tamanho) são aquelas com dimensões
inferiores a 2 mm de diâmetro, sendo que a classe de 2,0 a 0,02 mm corresponde a
fração areia; menor que 0,02 a 0,002 mm, a fração silte; menor do que 0,002 mm, a
fração argila. Destas frações, praticamente a da argila é a que apresenta atividade
de superfície e a qual está ligada a troca iônica no solo.
A fase sólida de solos brasileiros é comumente constituída por partículas de
tamanho inferior a 2 mm de diâmetro. A mistura de partículas de diferentes
tamanhos permite o aparecimento de poros que são ocupados pela água e pelo ar.
A água constituí a fase líquida e nada mais é do que a conhecida solução do solo,
sendo composta por água, sais minerais e material coloidal em suspensão. A fase
gasosa recebe a denominação de ar do solo pelo fato da sua composição diferir da
do ar atmosférico.
Enquanto a fase sólida é considerada a fase dispersa, a fase líquida é tida
como a dispersante, estando os constituintes minerais, os constituintes orgânicos, a
solução e o ar do solo, misturados, de tal forma que é difícil delimitá-los
corretamente. Esse contato íntimo entre esses componentes vai permitir, e mesmo
facilitar, diferentes reações físicas, químicas e biológicas.
A proporção entre as fases sólida, líquida e gasosa varia de solo para solo e,
em um mesmo solo, com as condições reinantes. A proporção varia principalmente
65
com a temperatura, pressão, luz, atividade de microrganismos, adição de água,
absorção de íons pelas plantas, etc.
A formação de agregados possibilita o aparecimento de um maior volume e
melhor distribuição dos tipos de poros (macro e micro poros) e, um solo
supostamente ideal deve, conforme o Bureau of Reclamation, citado por Kiehl
(1979), apresentar a seguinte composição: 50% em volume de sólidos e os outros
50%, de poros. Dentro desta proposição a porosidade do solo pode ser classificada
em macroporosidade, constituída por poros maiores e geralmente ocupados pelo ar
do solo, e microporosidade, os poros menores ou capilares e principais responsáveis
pelo armazenamento de água. A proporção ideal seria de 2/3 de microporos e 1/3 de
macroporos. Esse solo, na capacidade de campo, apresentaria cerca de 33% de
água e cerca de 17% de ar (Figura 22), portanto com aproximadamente 8% a mais
de água do que o solo tido por outros autores como o ideal (25x25%). O solo seco
teria os poros ocupados só por ar e, o encharcado, só por água, o que equivale a
dizer que nos extremos os solos apresentariam apenas duas fases, sólida e gasosa
ou sólida e liquida.
Figura 22. Proporção ocupada pelos diferentes componentes de um solo ideal.
No solo tido como ideal, a fração mineral seria igual a 45% e a orgânica, a
5%. Por último, é importante chamar a atenção para o fato de que existem
diferenças fundamentais nos tipos de constituintes da fração mineral de solos de
regiões temperadas, que são pouco intemperizados ou jovens, e de regiões tropicais
e subtropicais, onde predominam solos muito intemperizados ou velhos. Enquanto
nos solos jovens são abundantes os minerais de argila silicatada do tipo
montmorilonita, ilita e vermiculita, nos solos velhos predominam a argila silicatada
caulinita e os óxidos ou sesquióxidos de ferro e os de alumínio, além do que os
primeiros podem apresentar maior teor de matéria orgânica.
66
5.2. GENERALIDADES E CONCEITOS
Foi citado que a fração argila apresenta atividade de superfície, sendo
necessário que se esclareça que essa atividade é devida não só a sua grande área
de superfície por unidade de massa como também á presença de cargas de
superfície, conferindo, a maior parte dos constituintes da fração argila, propriedades
coloidais.
As cargas de superfície são neutralizadas por íons com cargas contrárias, os
contraíons, de maneira que seja mantido um equilíbrio elétrico, isto é, a
eletroneutralidade. Nessa neutralização o detalhe é que o íon que está neutralizando
uma determinada carga pode ser trocado por outro que se encontra livre, dissolvido
na solução do solo. Percebe-se então a existência de uma interação entre as fases
sólida e líquida e esse fato determina a troca iônica. Pode-se então conceituar troca
iônica como sendo um processo reversível pelo qual, íons se intertrocam entre as
fases sólida e líquida quando postas em contato.
Quando a troca em questão é entre cátions, isto é, cátion por cátion, tem-se a
troca catiônica e, quando entre ânions, isto é, ânion por ânion, a troca aniônica.
A quantidade total de cátions que um solo pode trocar em determinadas
condições é denominada capacidade de troca de cátions. Evidentemente que no
caso dos ânions, tem-se a capacidade de troca de ânions.
Esquematicamente pode se visualizar as trocas de íons como apresentado na
Figura 23.
Percebe-se que na superfície, no caso retificada, da fase sólida podem
aparecer cargas negativas e positivas (elas coexistem, pois a distância é
suficientemente grande para isso) e, neutralizando estas cargas de superfície,
justapõem-se íons de sinais contrários, criando uma dupla camada elétrica. Há
contraíons neutralizando cargas na superfície e contraíons na solução, neutralizando
coíons, de maneira a manter a eletroneutralidade. Coíons são íons que apresentam
carga de mesmo sinal que a predominante na superfície.
67
Figura 23. Esquema da troca de íons no solo.
A troca de cátions predomina e a ela estão ligadas a importantes
características dos solos, como reação, estrutura, retenção e disponibilidade de
nutrientes, etc. Por estas razões é que se dará ênfase, dentro deste capítulo, a
capacidade de troca de cátions dos solos.
A carga total da superfície é igual à carga total dos contraíons e, assim,
medindo-se os contraíons tem-se a CTC.
5.3. CAPACIDADE DE TROCA DE CÁTIONS DO SOLO
5.3.1. Conceitos e características
Trocador é toda partícula sólida do solo que retém íons (por exemplo, cátions)
e os troca por íons (nesse caso, cátions) da solução do solo, sem que nessa troca
seja destruída ou modificada (por exemplo, caulinita é caulinita, antes e depois da
troca). Entre as características dos trocadores podem ser citadas as seguintes:
apresentam grande área de superfície por unidade de massa e cargas de superfície.
São, em última análise, partículas que apresentam propriedades coloidais e que,
como já citado, encontram-se na fração argila e na M.O.
68
Capacidade de troca de cátions (CTC) é a soma de todos os cátions
(inclusive o H) que um solo pode reter na forma trocável. Ela é expressa em mmolc
dm-3 ou mmolc kg-1.
5.3.2 Origem das cargas negativas
Quanto à origem de suas cargas negativas os trocadores apresentam
particularidades, principalmente em função do tipo de colóide, se mineral ou
orgânico.
Nos colóides minerais ou inorgânicos, possivelmente a primeira fonte de
carga negativa seja devida a substituição isomórfica. A substituição isomórfica
ocorre durante a formação do mineral de argila silicatada, principalmente do tipo 2:1
(lâmina de sílica:lâmina de alumina:lâmina de sílica), sendo pouco importante nas
argilas do tipo 1:1 (uma lâmina de sílica:uma lâmina de alumina). Ela é a principal
responsável pelo aparecimento de cargas negativas em argilas como montmorilonita
(80%), vermiculita e ilita. Nas argilas 2:1 tanto pode ocorrer à substituição de Si4+
nas camadas tetraédricas pelo Al3+ como a troca de Al3+ nas octaédricas pelo Mg2+,
sempre sem mudança na estrutura do mineral de argila, mas com um saldo de
cargas negativas (Figura 24). Nas argilas 1:1, quando ocorre, a substituição é de Si4+
nas camadas tetraédricas pelo Al3+. Estas cargas, uma vez presentes, são notadas
em qualquer valor de pH e, por isso, são denominadas de permanentes. Esse tipo
de carga, ocorrendo em pequena quantidade em argilas silicatadas do tipo 1:1 e não
ocorrendo nos óxidos ou sesquióxidos de ferro e de alumínio, não têm importância
em solos como os que predominam no Brasil.
Figura 24. Representação de substituição isomórfica na lâmina de alumina ou camada octaedral.
Outra fonte de cargas negativas em colóides minerais é representada pela
quebra de cristais, ocorrendo à exposição de faces ou bordas quebradas. Neste
caso, grupos hidroxílicos de octaedros de Al podem ficar expostos e o hidrogênio
69
destes grupos -OH, em função do pH da solução que circunda o cristal em questão,
dissocia-se originando uma carga negativa.
Esse tipo de carga aparece tanto em argilas silicatadas do tipo 1:1 quanto no
tipo 2:1 e, além da quebra do cristal depende também do pH (são cargas pH
dependentes ou variáveis).
Ainda, outra fonte de cargas negativas é a dissociação de grupos-OH que
ocorre nas superfícies de argilas silicatadas e nos sesquióxidos de Fe e de Al. Esses
grupos podem também receber H+ (ocorre protonação) e com isso gerar cargas
positivas. Tanto o aparecimento de carga negativa quanto o de positiva depende do
pH, sendo, por isso, pH dependentes e podem ser esquematicamente representadas
conforme a Figura 25.
Figura 25. Desenvolvimento de cargas negativas e positivas em argilas silicatadas e oxidicas.
Nos colóides orgânicos as cargas negativas aparecem principalmente nos
radicais carboxílicos e fenólicos que ocorrem no húmus. Essas cargas aparecem
devido a dissociação de H+ de grupos -OH desses radicais, o que ocorre com a
elevação do pH da solução que circunda a partícula ou colóide.
Assim, estas cargas são variáveis ou pH dependentes, e podem ser
esquematizadas de acordo com a Figura 26. Em ambos os casos a elevação do pH
leva a um aumento de cargas negativas e o abaixamento do pH, a uma diminuição.
70
Figura 26. Desenvolvimento de cargas negativas em radicais carboxílicos e fenólicos do húmus.
5.3.3 Aspectos gerais da adsorção e troca catiônica
A troca catiônica é um fenômeno que ocorre na fase sólida com a
participação da fase líquida. Para facilitar a sua compreensão pode-se esquematizar
a superfície do solo retificada e apenas as suas cargas de superfície negativas.
Neutralizando essas cargas negativas podem-se considerar apenas os cátions
(contraíons) mais abundantes, o que não exclui os demais. Ainda, como decorrência
da retificação da superfície sólida, pode-se imaginar também a retificação do filme
de água que a envolve e, ainda, apenas os cátions mais abundantes dissolvidos
nessa água (a solução do solo). Logicamente que além de outros cátions, também
existem dissolvidos nessa solução os ânions, os coíons, de forma a se manter o
sistema eletricamente neutro.
Deve-se citar que a planta retira os nutrientes da solução do solo (sejam
cátions ou ânions); que os íons perdidos na lixiviação são os que estão dissolvidos
na solução do solo; que aquilo que é colocado no solo (calcário e adubo) só vai para
a fase sólida depois de dissolvido na solução; que é a fase sólida que reabastece
naturalmente a solução do solo, seja por troca iônica, por dissolução de minerais ou
por decomposição da matéria orgânica. O esquema geral da troca catiônica é
apresentado na Figura 27 e algumas observações decorrentes das relações, são
apresentadas a seguir.
71
Figura 27. Esquema geral da troca catiônica.
Em função do esquema apresentado para troca catiônica pode-se concluir
que ocorre um equilíbrio químico não equitativo entre as fases sólida e líquida, isto
é, existem muito mais cátions adsorvidos na superfície sólida do que dissolvidos na
solução do solo (cátions em solução são cerca de 1 % do total dos cátions
trocáveis). O equilíbrio em questão é dinâmico, isto é, sempre estão saindo ou
entrando cátions na fase sólida e liquida em função da lixiviação, da retirada de
nutrientes pelas plantas, da decomposição da matéria orgânica, da calagem, da
adubação, etc.
Outro aspecto muito importante é que as alterações - saídas e entradas de
cátions - processam-se sempre de maneira proporcional e equivalente entre íons
adsorvidos e em solução e, ainda, os íons mais abundantes são sempre os mais
trocados.
Os cátions mais abundantes em solos de região úmida são o Ca2+ e o H+ e,
em menores quantidades tem-se o Mg2+, o K+, o Na+ e outros. Para muitos solos se
aceita que a participação mais adequada de diferentes íons no complexo de troca
seja a seguinte: Ca+2., 60 a 70%; Mg+2, 10 a 20%; K+, 2 a 5%; H+, 10 a 15%; outros
(Fe+2., Mn+2., Cu+2., Zn+2., Na+, etc.), 2 a 4%.
Por outro lado, é oportuno chamar a atenção para o fato de que trocável é o
elemento que está fracamente adsorvido na fase sólida, neutralizando as suas
cargas, no caso, negativas, e o que está presente na solução é íon dissolvido.
Lógico, em função de alterações que ocorrem, um cátion que está na forma trocável
(adsorvido fracamente a partículas da fase sólida) pode ser deslocado para a
solução do solo e, uma vez na solução constitui em um cátion dissolvido. Para que
um íon trocável passe para a solução é preciso que um íon dissolvido (presente na
solução) seja adsorvido fracamente pelos colóides do solo (fique na forma trocável)
72
ou que, com o aumento da acidez, H+ seja adsorvido fortemente. Finalmente, de
todos os cátions que podem neutralizar as cargas negativas do solo o único que
pode ser "gerado" espontaneamente é o H+, sendo que os demais, ou o solo os
possui originalmente ou a ele deverão ser adicionados.
5.3.4 Fatores que afetam a CTC
Segundo Guilherme et al. (s/d) os fatores que afetam a CTC dos solos são:
mineralogia, textura, matéria orgânica e pH do solo.
A mineralogia, a textura e a matéria orgânica podem ser reunidas em um
único fator, denominado material trocador. A seguir serão comentados os efeitos do
material trocador e do valor de pH do solo sobre a capacidade de troca de cátions do
solo.
a) Material trocador
O material trocador pode ser de origem mineral ou orgânica. O material
trocador tem dimensão muito pequena (diâmetro < 0,001 mm), apresentando grande
área de superfície por unidade de massa e carga de superfície. O número de cargas
de superfície do trocador depende do seu tamanho, o que afeta a sua área de
superfície por unidade de massa, e da densidade de carga, que é a quantidade de
cargas por cm2 de área. As argilas silicatadas do tipo 2:1, por exemplo a
montmorilonita, têm área de superfície muito maior do que as do tipo 1:1, por
exemplo a caulinita, e, apesar das últimas apresentarem densidade de carga maior,
as primeiras têm maior capacidade de troca de cátions. O trocador mineral e o
orgânico (o húmus) apresentam dimensões muito pequenas e estão na fração argila
e na matéria orgânica, portanto fazendo parte da fase sólida do solo. Dentre os
trocadores minerais, além das argilas silicatadas têm-se também os óxidos ou
hidróxidos de ferro e de alumínio. Os óxidos ou sesquióxidos de ferro e os de
alumínio são partículas anfotéricas, isto é, que apresentam predominância de cargas
negativas ou positivas dependendo do valor pH do meio. Os diferentes materiais
trocadores que os solos contêm apresentam os seguintes valores médios de CTC,
em mmolc kg-1 do trocador: húmus, ± 2000; montmorilonita, ± 1000; ilita, ± 300;
caulinita, ± 60; óxidos hidratados de Fe ou de AI, ± 40 (Tabela 30).
Os solos apresentam uma mistura de trocadores e, desta maneira, a sua
capacidade de troca de cátions é devida à contribuição de cada um deles e, assim,
73
ao se considerar o solo pode-se dizer que os fatores que afetam a sua CTC são
aqueles que afetam a sua superfície específica, como a textura, o tipo de mineral de
argila e a concentração de matéria orgânica.
Tabela 30. Superfície específica, densidade de cargas e valores médios de capacidade de troca de cátions de algumas argilas e do húmus.
Trocador Superfície específica
Densidade de carga
CTC
m2/g mmolc cm-2 mmolc kg Caulinita 30 2,0 x 10-7 60 llita 100 3,0 x 10-7 300 Vermiculita 750 2,0 x 10-7 1500 Montmorilonita 800 1,3 x 10-7 1000 Alofana 450 1,8 x 10-7 800 Húmus 700 200
Fonte: Fassbender (1975)
Embora a contribuição da matéria orgânica na CTC de solos argilosos, pela
razão deles geralmente apresentarem maiores quantidades de matéria orgânica,
seja, em números absolutos, normalmente maiores do que em solos arenosos, a sua
participação percentual na CTC total de solos argilosos é menor do que na de solos
arenosos. Este fato é devido a maior contribuição dos colóides minerais presentes
nos solos argilosos (Tabela 31). Um solo arenoso tem mais do que 85% de areias, é
argiloso quando tem mais de 35% de argila e barrento ou franco quando tiver menos
de 35% de argila e menos de 85% de areias.
Tabela 31. CTC total e da matéria orgânica de solos do Estado de São Paulo.
Solo Profun-didade
Argila M.O. CTC M.O.
Total M.O.
cm g kg-1 mmol kg-1 % Argissolo Vermelho Amarelo 0 – 6 50 7,8 32 22 69 Argissolo de Lins e Marília 0 – 15 60 6,0 33 21 64 Podzolizado de Lins e 0 – 14 120 25,2 100 82 82 Podzolizado com cascalho 0 – 16 190 24,0 74 60 81 Podzolizado Vermelho Amarelo- Orto 0 – 12 130 14,0 37 27 73 Terra Roxa Estruturada 0- 15 640 45,1 244 150 62 Latossolo Roxo 0 – 18 590 45,1 289 161 56 Latossolo Vermelho 0 - 17 240 12,1 39 29 74 Fonte: Raij (1991)
74
Conforme Raij (1969), a participação da matéria orgânica na CTC de solos do
Estado de São Paulo varia de 30 a 90%, com média de 74%. Anteriormente,
Verdade (1956) havia verificado que a contribuição da M.O. para a CTC de solos
argilosos estava entre 30 e 40% e, em solos arenosos, de 50 a 60%. Para finalizar,
em solos tropicais os trocadores são praticamente representados por argilas
silicatadas do tipo 1:1 (caulinita), sesquióxidos de Fe e de AI e húmus.
b) pH
Parte das cargas negativas apresentadas pelos colóides do solo é do tipo
permanente e parte do tipo pH dependente ou variável. Nos solos tropicais
predominam as últimas. Nas cargas negativas pH dependentes os íons hidrogênio
se ligam por covalência, uma ligação forte que não admite troca do H+ assim
adsorvido por qualquer outro íon dissolvido na solução do solo. Na prática, a carga
negativa pH dependente ocupada por H+ fica bloqueada ou "indisponível para troca".
Caso o pH se mantenha, qualquer cátion que for adicionado ao solo será facilmente
perdido por lixiviação. Em pH em água de 4 a 7 ocorre dissociação de grupo -OH de
radicais carboxílicos e, de pH de 6 a 7, de grupos -OH de radicais fenólicos.
Pode-se escrever que:
CTC total = CTC permanente + CTC pH dependente
Por outro lado, considerando o pH do solo tem-se a CTC potencial e a CTC
efetiva. CTC potencial é a quantidade de cargas negativas que o solo apresenta a
um valor de pH em água determinado (pH 7,0 ou 8,2). No Brasil é considerado o pH
7,0. CTC efetiva é a quantidade de cargas negativas que o solo apresenta nas
condições de pH em que o solo se encontra (Tabela 32).
Tabela 32. Capacidade de troca de cátions de minerais de argila de solos e de turfa do Kenia
Material CTC
Permanente Variável Total
---------------------------- mmol kg-1 ---------------------------- Montmorilonita 1120 60 1180 Vermiculita 850 0 850 Ilita 110 80 190 Haloisita 60 120 180 Caulinita 10 30 40 Gibbsita 0 50 50 Goetita 0 40 40 Alofana 100 410 510 Turfa 380 980 1360
Fonte: Sanchez (1981).
75
Assim, o efeito do pH e de vital importância. Uma das formas para elevar a
CTC efetiva do solo é elevando o pH do meio e, a outra, evidentemente,
aumentando o teor de matéria orgânica do solo. A CTC potencial somente será
aumentada com a matéria orgânica.
Segundo Lopes (1983), valores extremamente baixos de CTC efetiva são
indicativos do alto grau de intemperização do solo, com predominância de argilas de
baixa atividade. O autor cita também que CTC efetiva baixa e indicativa de um
grande potencial para lixiviação de cátions. Como resultado destas citações, é
preciso cuidado especial adotando-se manejo conveniente do solo para aumentar a
eficiência das adubações.
5.3.5 Relações entre CTC e características do solo
5.3.5.1 CTC e C orgânico e CTC e nitrogênio
São observadas correlações positivas e significativas entre CTC e carbono
orgânico (portanto, matéria orgânica) e entre CTC e teor de N no solo.
Essas correlações ocorrem uma vez que, como foi visto:
a) os colóides orgânicos apresentam cargas negativas derivadas da dissociação dos
grupos-OH dos radicais carboxílicos e fenólicos do húmus e a CTC devida aos
colóides orgânicos é quantitativamente expressiva nos solos. Quanto maior o teor de
carbono orgânico, maior o teor de húmus do solo, em consequência maior o número
de cargas negativas e, dai maiores a CTC;
b) a correlação positiva entre CTC e teor de N e decorrente da correlação positiva
entre matéria orgânica e N. A relação entre matéria orgânica para nitrogênio e de
20:1 ou, de outra maneira, 97% do N combinado total do solo está na forma
orgânica, o que significa que quanto maior o teor total de N combinado do solo maior
o teor de M.O. e, com isso, maior a CTC.
5.3.5.2. CTC e argila
É, praticamente, na fração argila dos solos que se encontram os trocadores
minerais. Dessa forma e de se esperar, e é encontrada, correlação positiva e
significativa entre CTC e teores da fração argila (quanto maior a fração argila, maior
a quantidade de minerais de argila silicatada e de sesquióxidos de Fe e de Al).
76
Ainda, geralmente, quanto mais argiloso o solo maior também e a sua quantidade de
matéria orgânica ou de húmus. Como conseqüência do citado, maior o número de
cargas negativas e, portanto, maior a CTC.
5.3.5.3. CTC e SB
Com base na definição de CTC tem-se que ela é o somatório de cargas
negativas da superfície de partículas da fase sólida do solo. Neutralizando essas
cargas negativas tem-se cátions (contraíons) como Ca2+, Mg2+, K+, Na+ ... H+ e Al3+.
Ao somatório de Ca2+ + Mg2+ + K+ (Na+ e NH4+) dá-se a denominação de soma de
bases ou valor SB. Deve-se esperar, e também é encontrada, correlação positiva e
significativa entre SB e CTC.
5.3.5.4. CTC e densidade global
A densidade global ou aparente do solo (dg) é dada pela relação entre peso
do solo seco (P) e volume total do solo seco inalterado (Vt), isto é, incluindo os
poros:
dg = P/Vt
e o seu valor aumenta à medida que aumenta o teor de areia do solo ou diminui o
seu teor de argila.
Como é, praticamente, na fração argila que se tem os trocadores, é de se
esperar que o aumento da dg, isto é, que o aumento do teor de areia do solo, leve a
uma diminuição da CTC. Tem-se então, uma correlação negativa entre densidade
global (massa especifica global) e CTC.
5.3.5.5. Entre CTC, V% e pH
Como visto, as cargas negativas dos solos são neutralizadas por cátions,
entre os quais: Ca2+, Mg2+, K+, Na+ ... H+ e Al3+.
O somatório de todos os cátions adsorvidos, expresso em mmolc dm-3 de
TFSA, é igual a CTC do solo. O somatório de H+ e Al3+ representam as cargas
negativas ocupadas por "ácidos". O somatório dos demais cátions, praticamente
Ca2+, Mg2+, K+, Na+, representa a fração das cargas negativas ocupadas por bases,
a soma de bases (valor SB ou SB. Em muitas regiões do Brasil, apenas valor S, o
que pode levar alguns a pensar, equivocadamente, em enxofre).
77
A proporção de bases, isto é, de SB em um dado momento, para uma dada
CTC, multiplicado por 100, é denominada de índice de saturação por bases (V%).
De maneira mais simples, V% dá a proporção de cargas negativas ocupadas
por bases. A diferença entre o total de cargas e V%, dá a proporção de cargas
negativas do solo ocupadas por ácidos:
100 – V% = "ácidos"
Dessa colocação decorre que, quanto maior V%, menor a proporção de H+ +
Al3+ no solo.
Os ácidos podem ser mais especificamente, representados por H. Embora o
equilíbrio químico entre os cátions adsorvidos à fase sólida e dissolvidos na solução
do solo seja não eqüitativo, é de se esperar, e ocorre que o cátion mais abundante
na fase sólida o seja também na fase líquida. Por outro lado, lembrando que pH é a
medida da concentração hidrogeniônica na solução do solo, expresso pelo logaritmo
do inverso da concentração dos íons H+ dissolvidos na solução do solo,
pode-se chegar à conclusão que quanto maior o V%, menos ácido é o solo, isto é,
maior seu valor de pH. Assim, existe uma correlação positiva e significativa entre pH
e V%.
Da análise da equação V% = 100SB/CTC, vê-se que V depende de SB e de
CTC e que para valores de SB e CTC diferentes pode-se ter o mesmo valor para V
e, com isso, valores pH semelhantes (Tabela 33).
Tabela 33. Relação entre valores de pH do solo e de índice de saturação por bases.
Solo pH SB CTC V
--------- mmol dm-3 --------- A 4,9 30 60 50 B 5,1 50 100 50
78
5.3.6 Importância da CTC do ponto de vista da fertilidade do solo
É de grande valia a capacidade de troca de cátions, pois as cargas negativas
funcionam como um reservatório de cátions no solo. O tamanho do reservatório, da
CTC, varia de solo para solo em função da textura, do tipo e quantidade de mineral
de argila e da concentração de matéria orgânica.
Preenchendo o reservatório tem todos os tipos de cátions, principalmente
Ca2+, Mg2+, K+, Na+ ... H+ e Al3+. Quando se determina ou se sabe o valor da CTC,
sabe-se na verdade o tamanho do reservatório, mas não necessariamente o que ele
contém. Em função disso diz-se que conhecendo a CTC tem-se uma estimativa da
fertilidade potencial do solo.
O conhecimento só da CTC é, portanto, insuficiente. É preciso que se saiba a
qualidade do que está dentro do reservatório, ou seja, quais os cátions que ele
contém. É o V% que fornece a idéia da fertilidade atual do solo, mas esse valor
isolado, também apresenta um significado restrito. Tem-se, com o valor V% quanto
do reservatório está ocupado por bases, mas, não necessariamente se sabe quais
as bases. Pode-se ter, por exemplo, um solo rico em cálcio e com teor de potássio
insuficiente, mas, apesar disso, um valor V% alto.
Dois aspectos precisam ser salientados:
a) um solo pode apresentar valores de CTC, SB e V% altos e outro, valores de
CTC e SB baixos e de V% alto. Nessas circunstâncias, o solo que apresentar CTC
alta terá maior fertilidade, podendo se manter produtivo por mais tempo.
b) dois solos, com V% baixos exigirá maior investimento em calcário e adubo
aquele que apresentar maior CTC.
Na Tabela 34 tem-se os padrões de fertilidade do solo para CTC e V%.
Tabela 34. Interpretação para valores de CTC e de V% do solo
Classe CTC Classe V
mmol dm-3 % Baixo 0 – 45 Muito baixo 0 – 25 Médio 46 – 100 Baixo 26 – 50 alto > 100 Médio 51 – 70 Alto 71 – 90 Muito alto > 90
79
5.3.7 CTC x disponibilidade de nutrientes
A passagem dos cátions da fase sólida para a solução do solo é regulada por
uma série de fatores que, em última instância, vão determinar a disponibilidade dos
nutrientes para as plantas. Entre esses fatores devem ser mencionados:
a) Valência do cátion
Quanto maior a valência do cátion maior o seu poder de substituição. Assim,
os cátions trivalentes são mais fortemente retidos do que os bivalentes e os
monovalentes. Os cátions bivalentes, por sua vez, são mais fortemente retidos do
que os monovalentes. Deste modo, os cátions monovalentes são mais facilmente
deslocados para a solução do solo. Ter-se-ia então a seguinte ordem:
Al3+ > Ca2+, Mg2+ > K+, Na+
Deve-se observar que o íon H+ é uma exceção, pois, ele se liga por
covalência às cargas pH dependente do solo.
b) Raio iônico
Para cátions de mesma valência, aquele com raio iônico não hidratado maior
será mais fortemente retido, isto porque se hidrata menos, sendo a hidratação maior
para cátions menores.
O íon que apresenta maior camada de hidratação, em função da distância
entre a superfície de seu núcleo e a partícula sólida, é retido com menor força e,
portanto, liberado mais facilmente. A valência e o raio iônico determinam a série
liotrópica ou de Hoffmeister.
Al3+ > H+ ≥ Ca2+> Mg2+ > K+> Na+
O raio iônico não hidratado do cálcio (0,099 nm) é maior do que o do
magnésio (0,066) e o do potássio (0,133 nm) do que o do sódio (0,097 nm).
Camada de hidratação
80
O comportamento particular do H+ é devido ás ligações covalentes com as
cargas negativas pH dependentes. Quando o íon H+ está ligado a cargas negativas
permanentes a força com que é retido é semelhante a com que é retido o íon cálcio.
c) Saturação do cátion no solo
Para solos com valores diferentes de CTC e de um cátion qualquer,
apresentará maior disponibilidade do nutriente aquele que apresentar maior
saturação do cátion em questão, independentemente dos valores absolutos (Tabela
35).
Tabela 35. Saturação de cátions no solo.
Solo CTC Teor de Ca Saturação de Ca
-------------- mmol dm-3 -------------- % A 100 30 30 B 80 20 25 C 60 20 33
d) Tipo de colóide
Colóides em que predominam cargas negativas permanentes tendem a
requerer maior saturação do que aqueles em que predominam cargas negativas pH
dependentes para proporcionarem a mesma disponibilidade. Essa situação é devida
a ligação de cátions a cargas pH dependentes ser muito mais fraca. Ainda existe o
problema da localização da carga. Nos colóides em que ocorre grande quantidade
de cargas permanentes, grande parte delas se acha no interior das grades 2:1.
Quanto ao tipo de colóide as argilas do tipo 2:1 com 70% de saturação em
cálcio oferecem mesma disponibilidade que as argilas do tipo 1:1 com 40% de
saturação de cálcio. Nas argilas 2:1 ocorre menor disponibilidade e maior proteção
contra perdas por lixiviação.
81
6. REAÇÃO DO SOLO
6.1. INTRODUÇÃO
A reação do solo é o grau de acidez ou de alcalinidade que ele apresenta e é
uma de suas características mais importantes, pois afeta tanto as suas propriedades
químicas, quanto as físicas e as biológicas. Ela pode ser ácida, neutra ou alcalina e
o aparecimento de um destes tipos de reação está intimamente ligado a condições
de precipitação pluvial na região e ao material de origem do solo.
De uma maneira geral, quando se tem precipitação pluvial alta e temperatura
elevada, o que ocorre nas regiões tropicais úmidas, os solos apresentam reação
ácida.
Em regiões de precipitação pluvial moderada, dependendo do material de
origem, os solos podem apresentar desde reação levemente ácida, a neutra, a
levemente alcalina.
O aparecimento de reação alcalina, portanto de solos alcalinos, está
associado a regiões áridas e semi-áridas.
O material de origem, dentro de certos limites, atua em função do que tem
para dar. A participação da precipitação pluvial será analisada depois.
Além do material de origem e das condições de precipitação pluvial, o uso e
manejo do solo também afetam a sua reação, podendo o solo se apresentar mais
ácido ou menos ácido em função do que foi ou é feito no local.
De qualquer forma, no Estado de São Paulo, como de resto em quase todo o
Brasil, o que se tem são solos ácidos ou tendentes a ácidos.
6.2. EXPRESSÃO DA REAÇÃO DO SOLO
A reação do solo é expressa em valores de pH (potencial de hidrogênio), que
representa o logaritmo do inverso da concentração hidrogeniônica ([H+]) ativa da
solução do solo.
pH = log 1/[H+] = - log [H+]
Da mesma forma como se utiliza a escala de pH para a água e para as
soluções puras, no solo a escala de pH varia de 0 a 14 e, quando:
82
[H+] = 10-7, o pH é igual a 7 e a reação é neutra (neste caso [OH] é também
igual a 10-7)
[H+] < 10-7, o pH é maior do que 7 e a reação é alcalina;
[H+] > 10-7, o pH é menor do que 7 e a reação é ácida.
No Estado de São Paulo, até 1982, a determinação do pH era feita em água
e, a partir de 1983, passou a ser feita em solução de CaCl 0,01 moI L-1. Na Tabela
36 são apresentadas as classes de valores de pH e respectivas interpretações,
conforme as recomendações do Instituto Agronômico, Campinas (SP). Segundo
Quaggio, citado por Raij et al. (1987), os valores de pH em CaCl-1 0,01 moI L-1 são,
em média, 0,6 unidade de pH menores do que os obtidos em água.
Tabela 36. Interpretação de valores de pH de solo no Estado de São Paulo1.
pH em água Interpretação pH em CaCl2 Interpretação
< 5,0 Fortemente ácido Até 4,3 Acidez muito alta 5,1 – 5,5 Medianamente
ácido 4,4 – 5,0 Acidez alta
5,5 – 6,9 Fracamente ácido 5,1 – 5,5 Acidez média 7,0 Neutro 5,6 – 6,0 Acidez baixa > 7,1 – 7,8 Fracamente
alcalino > 6,1 Acidez muito baixa
1segundo o Instituto Agronômico de Campinas (SP)
A situação das áreas cultivadas do Estado de São Paulo, de acordo com
Gargantini et al. (1970), era a seguinte: 4,8% das áreas com pH em água abaixo de
5,0; 42,5% com pH em água entre 5,0 e 5,5 e 40,0% entre 5,5 e 6,0. Isso significa
que 87,3% dos solos do Estado de São Paulo apresentavam pH em água menor do
que 6,0 (ou do que 5,4 se determinado em solução de CaCl2 0,01 moI L-1). Extraiu-
se de Melo et al. (1983) as informações de que em 51% do Estado de São Paulo a
calagem era imprescindível para a obtenção de colheitas compensadoras; em 30%
era essencial e em 19% era útil e, ainda, que cerca de 50% da área cultivada do
Estado de São Paulo apresentava problemas de acidez elevada, sendo
aconselhável o emprego de corretivos. Tal emprego, porém, era de caráter
obrigatório em 20% da mesma área devido aos teores elevados de AI trocável.
83
6.3. ACIDIFICAÇÃO DO SOLO
6.3.1 Aspectos gerais
O processo de acidificação do solo pode ser simplesmente representado por
uma remoção de cátions básicos do solo e a entrada de cátions "ácidos" (H+ e Al+3)
nos seus lugares.
A acidificação em termos de fase sólida significa que as cargas negativas vão
sendo saturadas por H+ e Al3+, o que leva a diminuição do índice de saturação por
bases (V%). O que se tem é, na verdade, a remoção de bases da solução do solo e
a adição de íons H+ nesta mesma solução, com as quebras de equilíbrio entre as
fases líquida e sólida e, depois, conseqüente reequilíbrio entre ambas (fases líquida
e sólida).
Pode-se retomar o esquema apresentado para representar troca iônica
(Figura 28).
Figura 28. Esquema de troca catiônica em solos.
Fica evidente na Figura 28 que a "saída" ou a "entrada" de cátions na fase
líquida provocará uma quebra de equilíbrio entre ambas as fases e que a toda saída
corresponde uma entrada e vice-versa, o que implica na necessidade de trocas de
cátions básicos e cátions ácidos entre as duas fases para que o equilíbrio seja
restabelecido.
Em qualquer situação o equilíbrio elétrico é mantido em cada uma das fases.
Em outras palavras, quando uma base sai da solução do solo é quebrado o
equilíbrio entre as bases da solução e as da fase sólida. Para que se restabeleça o
equilíbrio, certa quantidade de bases sairá da fase sólida e passará para a solução,
ficando, teoricamente, cargas negativas livres na fase sólida e cátions livres na
solução. Por meio de um processo natural quaisquer são "produzidos" íons H+ e
ânions. Parte dos íons H+ produzida neutraliza as cargas negativas livres (que estão
sobrando) na fase sólida e ânions "formam" sais com os cátions (neutralizam as
84
cargas positivas que estariam sobrando na solução). Todas essas trocas são
proporcionais e, quanto mais cátions básicos saírem, mais cátions ácidos entrarão e,
em consequência, mais ácido ficará o solo.
Ao invés da saída de bases no sistema fase sólida-fase líquida, pode-se ter
entrada de bases. O processo ocorre da mesma forma só que, logicamente, os
resultados são opostos.
Do apresentado pode-se concluir que acidificação ou alcalinização significa
perda ou ganho de bases ou de H+. Neste texto será dada ênfase a acidificação,
pois os solos do Estado de São Paulo, como a maioria dos solos do Brasil, são
ácidos ou tendentes a ácidos.
As perguntas a seguir são muito importantes. Como o solo perde bases?
Como ganha H+? Do que depende a intensidade da acidez desenvolvida?
6.3.2. Remoção de bases da solução
A remoção de bases da solução se dá, principalmente, por meio da lixiviação
e da absorção pelas plantas com posterior remoção devidas ás colheitas. É
interessante uma reflexão quanto ao que ocorre em área sob cultivo
comparativamente àquelas com vegetação natural, de gramíneas ou de florestas.
Por outro lado, a erosão se constitui em um processo que pode levar a exposição de
horizontes ou camadas do solo mais ácidas, não se constituindo simplesmente em
remoção de bases.
É claro que com a remoção de bases Ca2+, Mg2+, K+, etc da solução é
quebrado o equilíbrio entre as fases líquidas e sólidas. Para o restabelecimento do
equilíbrio destas bases entre as fases, certa quantidade de bases sai da fase sólida
e passa para a fase líquida. Essas mudanças e trocas ocorrem sistematicamente e,
em função das condições ambientais, desde material de origem a precipitação
pluvial, além de outros fatores como plantas cultivadas e removidas, etc. ter-se-á,
após certo tempo, um maior ou menor empobrecimento do solo nestas bases.
Em linhas gerais o que ocorre em termos de remoção de bases é o seguinte:
a) lixiviação. Com chuvas ou dependendo da irrigação, desde que ocorram
condições para percolação de água, ocorrerá arrastamento de cátions na água que
percola (portanto, ocorrerá lixiviação). Esses cátions saem acompanhando ou
"arrastados" por ânions da solução;
85
b) remoção de bases ou cátions básicos pela colheita. Ao absorverem os cátions
nutrientes as plantas estão concorrendo para a acidificação do solo. No caso de
culturas, a quantidade removida vai depender do tipo de cultivo, do sistema de
colheita, do tempo que a cultura fica no campo, de práticas adotadas, etc.
6.3.3. Aumento de H+ na solução
Em condições naturais o ganho de H+ na solução do solo pode ser devido a
dissolução de CO2 na água do solo, a atividades microbiológicas no solo, a
dissociação de íons H+ de grupos -OH de radicais orgânicos e minerais do solo, etc.
O aumento ou o aparecimento de íons H+ tanto pode ser provocado pelo
sistema na tentativa de manter um equilíbrio elétrico no meio (é o caso típico quando
ocorre perda de bases), como pode ser o causador de remoção de bases. A
atividade microbiológica, por exemplo, pode produzir ácidos que irão provocar
desequilíbrios entre as fases líquida e sólida, com mudanças na tentativa de manter
uma certa proporcionalidade entre os diferentes tipos de íons adsorvidos e em
solução.
Em linhas gerais o que ocorre em termos de acidificação é o seguinte:
a) dissolução de CO2 na solução ou água do solo
CO2 + H2O → H2CO3 H+ + HCO3-
O ânion bicarbonato (HCO3-) forma, com cátions Ca2+, Mg2+, K+, etc. da
solução do solo, bicarbonatos de cálcio, de magnésio, etc. que são solúveis e
perdidos facilmente por meio da água que percola, no processo conhecido por
lixiviação. Esse ânion vai arrastar bases dissolvidas na solução do solo e o
hidrogênio produzido remove cátions básicos da fase sólida para a solução. Esse
processo é tão mais importante quanto maior for o pH do solo. Em solos muito
ácidos é pouco importante.
b) atividade microbiológica no solo
Os microrganismos agindo em substâncias orgânicas e inorgânicas do solo
acabam produzindo ácidos como o nítrico, o sulfúrico, etc. Esse é o processo mais
importante de ganho de H+, principalmente se considerar a transformação do NH4+/
(independentemente de sua origem) a NO3-, que sempre produz H+, com suas
consequências. Além de produzir H+, o NO3- produzido fica sujeito à lixiviação e com
ele são arrastados cátions básicos.
86
c) dissociação de íons H+ de grupos-OH de radicais orgânicos e inorgânicos
Íons H+ de grupos-OH ligados a radicais carboxílicos (R-COOH) e fenólicos
(O-OH) ou a silício (Si-OH) e a alumínio (AI-OH), estes últimos também nas arestas
ou bordos de minerais de argila, em função de certas condições, se dissociam
provocando manutenção ou aumento de H+ na solução do solo.
6.3.4 Intensidade da acidez desenvolvida
Com a remoção de bases e ganho de H+ irá acontecer uma acidificação do
solo. A intensidade da acidez desenvolvida dependerá do seguinte:
a) da quantidade de água que percola
Quanto mais intensa e maior a percolação, maior a lixiviação e, com isso,
maior a acidez desenvolvida. A quantidade de água que percola depende não só do
volume que chega ao solo como também da sua permeabilidade.
b) da quantidade de resíduos orgânicos deixados ou levados ao solo
Quanto maior a quantidade de resíduos orgânicos deixados ou levados ao
solo, maior a acidificação por, principalmente, duas razões:
b1) na decomposição desses resíduos ocorre a formação de ácidos orgânicos e
inorgânicos e, lógico, quanto maior a quantidade de material que foi decomposto,
maior a produção de ácidos.
b2) o resíduo orgânico chega ao solo, sofre transformações físicas, químicas e
biológicas produzindo matéria orgânica. A matéria orgânica tem uma CTC muito
maior do que os minerais de argila e, em geral, as bases provenientes dos resíduos
orgânicos de que foi originada, não são suficientes para neutralizar as cargas
negativas geradas e estas ficam, em parte, ocupadas por H+, o que significa uma
menor saturação por bases e, logicamente, um valor de pH mais baixo.
c) do tipo e quantidade de adubo mineral empregado
Existem adubos que quando colocados no solo provocam acidificação. Na
Tabela 37 tem-se o equivalente de acidez provocado no solo por alguns fertilizantes.
Tomando como exemplo o sulfato de amônio, tem-se que o adubo, na nitrificação,
libera H+ conforme a reação simplificada a seguir:
2NH4+ + 4O2 2NO3
- + 4 H+ + 2H2O + E
Também, com a lixiviação de NO3- e remoção de bases ocorre acidificação.
87
Tabela 37. Equivalente de acidez dos principais fertilizantes.
Fertilizante Teor de N kg de CaCO3 puro
% Por kg de N Por 100 kg do
produto
Amônia 82 -1,80 -148
Uréia 44 -1,80 -79
Nitrato de amônio 32 -1,80 -58
Nitrocálcio 20 O O
Sulfato de amônio 20 -5,35 -107
Cloreto de amônio 25 -5,60 -140
Nitrato de cálcio 14 +1,35 +19
Fosfato monoamônico 9 -5,00 -45
Superfosfato simples O O
Superfosfato triplo O O
Fonte: Raij (1991).
d) uso do calcário
O calcário corrige a acidez e dai, em função da quantidade, da qualidade e da
frequência de aplicação, tem-se um maior ou menor controle da acidez,
consequentemente, uma maior ou menor acidificação.
e) poder tampão
Admitindo-se uma solução de ácido forte com pH igual a 4,0, se tratando de
uma solução pura, sem a presença de colóides, e conhecendo-se o seu volume, é
possível calcular a quantidade de bases necessária para neutralizar a acidez
presente. Agora, para o solo isso seria possível? O que aconteceria? Para
responder essa questão será considerado o seguinte caso: em uma área de I
hectare, coletou-se uma amostra de solo na profundidade de 0 a 20 cm e nela fez-se
a determinação do valor de pH em água O valor obtido foi igual a 4,0. Qual a
quantidade teórica de CaCO3 p.a. que deverá ser adicionada para corrigir essa
acidez, considerando-se que o solo apresenta 25% de umidade, isto é, 25 L de água
por 100 dm' de solo? Após a incorporação da quantidade de corretivo assim
calculado o pH do solo será corrigido para 7,0? Por quê? Resolvendo-se a
proposição tem-se:
88
solução com pH 4 = solução com 0,0001 mol L-1 de H+ ou 0,0001 molc L-1 de
H+.
área = 1 ha = 10.000 m2.
profundidade de 0 a 20 cm = altura (h) = 0,2 m;
umidade = 25% = 25 L por 100 dm3 de solo:
Daí:
volume de solo = 10.000 m2 x 0,2 m = 2.000 m3
Como 1 m = 10 dm e (1 m)3 = (10 dm)3, isto é, 1 m3 = 1.000 dm3, tem-se:
volume de solo = 2.000 m3 = 2.000.000 dm3
Assim, tem-se volume de água:
em 100 dm3 de solo → 25 L de água
em 2.000.000 dm3 → x
x = 500 000 L de água
Como:
1 litro de solução pH 4,0 → 0,0001 moI de H+ = 0,0001 molc de H+
500.000 litros → y
y = 50 molc de H+
Será usado CaCO3 p.a. para corrigir a acidez. Lembrando que as substâncias
reagem entre si molc contra molc, pode-se fazer:
1 molc de CaCO3 = (40 + 12 + 3 x 16)/2 = 50 gramas e,
1 molc de H+ reage com molc de CaCO3 ou,
1 molc de H+ →•com 50 gramas de CaCO3
50 molc de H+ → z
z = 50 x 50 = 2.500 g ou 2,5 kg de CaCO3 para, teoricamente, elevar o pH de
4 para 7.
No entanto, se colocar nesta área de 1 ha apenas 2,5 kg de CaCO3 não será
verificada mudança no valor de pH do solo. Como se explica? Simples. Quando íons
H+ da solução são neutralizados, a fase sólida os repõe, liberando íons H+ de
reserva. Tem-se então uma resistência à mudança de pH. A essa resistência
denomina-se poder tampão.
O poder tampão é responsável tanto por uma resistência na correção da
acidez do solo quanto na sua acidificação.
89
6.4. TIPOS DE ACIDEZ
Os solos têm comportamento semelhante a ácido fraco, isto é, têm constante
de equilíbrio (Ka) muito baixa, com muito pouco H+ dissociado em relação a
quantidade de H+ adsorvido ou ligado a partículas da fase sólida. Desta forma,
quando se adiciona OH-, neutralizando-se H+ da solução, a fase sólida, de forma a
manter uma certa Ka, libera íons H+ para o meio. O que se tem então é uma
resistência a mudança de pH, isto é, poder tampão.
A quantidade de H+ dissolvido na solução do solo constitui a acidez ativa ou
atual ou livre, e a capacidade da fase sólida, basicamente dos colóides orgânicos e
inorgânicos, de liberar H+ para a solução, é a acidez potencial ou de reserva do solo.
Para melhor visualizar o que se passa observe-se o equilíbrio entre fases sólida e
liquida, conforme o esquema na Figura 29, em que, propositalmente, são
representados apenas os cátions ácidos .
Figura 29. Esquema de troca iônica no solo demonstrando relação entre acidez de reserva e acidez ativa.
Então se pode conceituar acidez ativa e acidez potencial como a seguir:
a) acidez ativa é a atividade dos íons H+ na solução do solo;
b) acidez potencial é a quantidade de íons H+ que a fase sólida de um solo é capaz
de liberar quando em contato com uma solução tampo nada a pH 7. Inclui H+ ligado
por eletrovalência e por covalência e Al+3 trocável.
Na acidez atual a concentração de íons hidrogênio (H+) na solução é tão
baixa que a forma de expressá-la é o valor de pH. A acidez potencial é expressa em
mmolc dm-3 de (H+Al). A acidez potencial pode ser determinada com uma solução de
um sal tamponado, como por exemplo, o (CH3COO)2Ca, que é empregado em
quase todo o Brasil, exceção feita ao Estado de São Paulo, onde este tipo de acidez
90
é determinado com solução SMP, em procedimento previamente calibrado com o
(CH3COO)2Ca. Com o uso de solução SMP, tamponada a pH 7,5, e emprego de reta
padrão em que previamente se relacionou teores de H+Al extraídos com acetato de
cálcio 0,5 mol L-1, pH 7,0, e respectivos pHSMP obtidos em série de solos
representativos da região ou do Estado, se obtém a concentração de (H+Al) do solo.
Pode-se dividir a acidez potencial ou de reserva em:
a) Acidez trocável: É representada por H+e Al3+ eletrovalentes, sendo que na maioria
dos solos brasileiros, 5/6 é Al3+. Por isso, normalmente, ela é expressa em mmolc
dm-3 de Al3+. É determinada com um sal neutro não tamponado, por exemplo KCl
b) Acidez não trocável: É representada pelo H+ ligado por covalência a cargas
variáveis ou dependentes de pH e a maneira de avaliá-la no Brasil, em que a acidez
trocável é geralmente baixa, é por diferença entre a acidez potencial e a trocável.
Determinada a acidez potencial por meio de solução de sal neutro tampo nado e,
conhecida a acidez trocável (KCl), faz-se a diferença. A rigor, cerca de 1/6 da acidez
trocável é H+.
A acidez potencial é a causa e a acidez atual é o efeito.
6.5. EFEITO DA REAÇÃO DO SOLO SOBRE AS PLANTAS
Do apresentado no item 6.2. (expressão da reação do solo) pode-se concluir
que a reação do solo - neutra, ácida ou alcalina - é dada pelas proporções em que
se encontram os íons H+e OH- na solução do solo. Se estiverem em quantidades
iguais ([H+] = [OH-]), a reação será neutra; se predominar OH-, isto é, [OH-] > [H+], a
reação será alcalina; e, se predominar H+, portanto [H+] > [OH-], a reação será ácida.
De maneira geral, em condições de campo, as plantas cultivadas apresentam
melhor desenvolvimento e produção na faixa de pH em água entre 5,5 a 6,0-6,5 e de
pH em CaCl2 0,01 mol L-1 entre 4,9 a 5,4-5,9 (aproximadamente, 5,0 a 5,5-6,0). Essa
expectativa é confirmada ao se observar os dados apresentados nas Tabelas 35, 36
e 37.
Esses dados caracterizam um efeito do pH sobre o desenvolvimento e a
produção vegetal. Como esse efeito se manifesta? Os efeitos do pH no crescimento
e na produção vegetal podem se manifestar de dois modos: direto e indireto.
O efeito direto é devido à ação da [H+] sobre a planta, enquanto que o efeito
indireto é devido a ação da [H+] sobre fatores que afetam a planta, por exemplo,
91
sobre a disponibilidade de elementos no solo que, como se sabe, interfere no
desenvolvimento e na produção.
Uma questão de ordem prática é: por que, ao se começar a cultivar uma área,
geralmente, se planta primeiro arroz ou mesmo milho para depois se plantar soja? A
resposta é que a maioria dos solos são ácidos e requerem correção da acidez e, no
primeiro ano, mesmo com a calagem, não se tem condições favoráveis ao plantio da
soja. A explicação para a escolha pode ser complementada observando-se as
Tabelas 38 a 40.
Tabela 38. Produção relativa de algumas culturas em função do pH.
Cultura Produção relativa em função do pH em água
4,7 5,0 5,7 6,8 7,5
--------------------------------- (%) ---------------------------------
Milho 34 73 83 100 85
Trigo 68 76 89 100 99
Aveia 77 93 99 98 100
Centeio 0 23 80 95 100
Alfafa 2 9 42 100 100
Trevo doce 0 2 49 89 100
Trevo vermelho 12 21 53 98 100
Soja 65 79 80 100 93
Fonte: Malavolta (1985).
Tabela 39. Relação entre pH e crescimento das plantas
pH em água
4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 7,5 8,0
Abacaxi F MD MF MF F D D D Algodoeiro D F MF MF F F D D Amendoim D F MF MF F D D D Arroz F MD MF MF MF D D D Banana D D D F MF MF MF D Batatinha F MF MF MF MF F D D Cafeeiro MF MF MF Cana-de-açúcar
D D D F MF MF MF D
Capins D D F MF MF F D D Laranja D D D F MF MF MF F Milho D F MF MF MF MF F D Soja D D F MF MF MF D D
F = favorável; MF = mais favorável; D = desfavorável
Fonte: Malavolta (s/d)
92
Tabela 40. Faixas de pH mais adequados para algumas culturas
Cultura pH em água Cultura pH em água
Algodoeiro 5,5 a 6,5 Arroz 5,0 a 6,5 Batatinha 5,0 a 5,5 Cafeeiro 6,0 a 7,0 Cana-de-açúcar 5,5 a 6,5 Capins 5,5 a 7,0 Laranja 5,0 a 7,0 Feijoeiro 5,5 a 6,7 Milho 5,5 a 6,5 Soja 5,5 a 7,0 Sorgo 5,5 a 7,0 Tomateiro 5,5 a 6,7 Trigo 6,0 a 7,0 Videira 5,5 a 7,5
Fonte: Malavolta (1985)
6.5.1 Efeito direto
Em estudo feito em solução de nutrientes se verificou que a planta morre e,
evidentemente, a produção é igual a zero quando se tem no meio pH ≤ 3 ou pH ≥: 9
(Figura 30).
Figura 30. Efeito do pH da solução sobre o crescimento das plantas.
Em pH ≤ 3,0 as plantas param de absorver nutrientes da solução, devido a
um efeito competitivo do íon H+ sobre a absorção de outros cátions, havendo ainda
um efeito destrutivo do íon H+ sobre a membrana celular. Além do efeito competitivo
na absorção de nutrientes, os íons H+ podem causar danos diretos ao sistema
radicular das plantas. A valores de pH abaixo de 4,0, o excesso de H+ causa a perda
de íons que já haviam sido absorvidos, através de um fluxo inverso nos tecidos da
raiz. Já foram relatadas perdas de potássio, magnésio, fósforo orgânico e
inorgânico, nitrogênio e cálcio através deste mecanismo. Isso sugere que o excesso
de íons H+ aumenta a permeabilidade das membranas celulares, o que permite a
saída de íons absorvidos do interior da raiz (Moore, 1974). O mesmo efeito
93
competitivo que se observa em relação a H+ e outros cátions, verifica-se também
entre OH- e outros ânions. Na medida em que essa competição pode levar a planta
a absorver menos nutrientes do que seria necessário, tem-se uma manifestação
indesejável tanto da acidez quanto da alcalinidade extremas. Ainda, em pH 9,0 as
plantas não absorvem fósforo e cálcio e logicamente não se desenvolvem, chegando
a morte.
6.5.2 Efeitos indiretos
A reação do solo - ácida, neutra ou alcalina - como já citado, é definida pelas
proporções em que se encontram os ions H+ e OH- na solução. Contudo, os efeitos
da reação do solo sobre as plantas não estão restritos apenas àqueles diretamente
relacionados aos íons H+ e OH-. A disponibilidade de todos os nutrientes de plantas,
e também daqueles elementos que, embora não sendo nutrientes são importantes
porque podem gerar toxicidade, é extremamente afetada pela reação do solo, bem
como por outros fatores que de uma ou outra forma afetam a produção vegetal. A
presença de Al3+ em solução é o resultado da dissolução de minerais de argila e de
óxidos de alumínio em condições de acidez elevada.
6.5.2.1 Disponibilidade de nutrientes
Como visto, as plantas absorvem íons da solução do solo, exceção feita a
algumas em relação ao nitrogênio. Portanto, de maneira geral, todo e qualquer
nutriente tem que estar dissolvido na solução do solo para ser absorvido pelas
plantas. Por outro lado, a solubilidade de compostos minerais e a mineralização da
matéria orgânica no solo são controladas, entre outros fatores, pelo pH do meio.
Na Figura 31 (Corey, citado por Wutke, 1972) tem-se, na ordenada, a
disponibilidade e, na abcissa, valores de pH em água. O que está mostrado é um
desenho com as tendências de efeito do pH em água na solubilidade de nutrientes,
sendo que em nenhum momento há preocupação com a quantidade absoluta do
nutriente considerado. Como para que um nutriente seja absorvido pela planta (com
o particular do N) ele precisa estar dissolvido na solução, entende-se que, no caso,
solubilidade é conseqüência ou sinônimo de disponibilidade.
Se o solo tiver muito do elemento, a condição mais favorável à solubilidade
poderá levar à sua toxicidade para a planta. Se o solo tiver pouco do elemento, a
94
condição que restringe mais a solubilidade poderão determinar problemas de
deficiência.
A seguir, com base na Figura 31, será comentado o comportamento dos
nutrientes frente a variações de pH e, depois, o efeito do pH sobre a sua
disponibilidade será generalizado.
Figura 31. Efeito do pH na disponibilidade dos nutrientes de planta.
a) Nitrogênio
No caso do nitrogênio, a quantidade total existente no solo se origina da
presença de sais nitrogenados minerais e de N orgânico (que precisa ser
mineralizado para ficar disponível), para os quais contribui, além de outros
processos, a fixação biológica (simbiótica e assimbiótica). O efeito do pH sobre
estes estoques de N se manifesta assim: a solubilidade dos sais nitrogenados
minerais não é afetada pelo pH; a mineralização do N orgânico é afetada pelo pH,
95
sendo que os microrganismos mais eficientes em fazer a mineralização requerem
pH em água em torno de 6,0; a fixação biológica do N, independente se simbiótica
ou assimbiótica, também é, normalmente, mais eficiente com pH em água em tomo
de 6,0.
De outra maneira, ao analisar o efeito do pH na disponibilidade do nitrogênio,
considerando a solubilidade de sais nitrogenados minerais, é alta em toda faixa de
pH; quanto ao nitrogênio orgânico, que representa cerca de 97% do N combinado do
solo, a sua disponibilização depende da mineralização pelos microrganismos e ela é
bastante afetada pelo pH do meio, estando a condição ótima em tomo de pH em
água igual a 6,0; e, fato semelhante ao notado quanto a mineralização do N orgânico
ocorre com a fixação biológica de nitrogênio, isto é, os microorganismos envolvidos
são mais eficientes quando o pH em água está em tomo de 6,0. Em resumo, pode-
se concluir que é devido a esses efeitos em conjunto que, segundo se observa na
Figura 31, a disponibilidade do nitrogênio tende a aumentar com a elevação do pH.
b) Enxofre
A principal fonte de enxofre para as plantas é a mineralização de matéria
orgânica e, por isso, o pH teria efeito semelhante ao verificado para o nitrogênio
orgânico (Figura 31). Quanto ao enxofre mineral (SO42-), ele pode ser retido
fortemente pelos colóides do solo, apresentando baixa disponibilidade ás plantas,
uma vez que os ânions SO42- podem se ligar às cargas positivas que aparecem
principalmente nos óxidos de Fe à medida que o pH diminui. Portanto, para enxofre,
mineral ou orgânico, quanto mais ácido o solo menor a sua disponibilidade, seja
devido à redução na taxa de mineralização do enxofre orgânico, ou seja, devido a
forte adsorção a que fica sujeito o ânion sulfato nestas condições. À medida que se
eleva o pH se tem, até certo ponto, aumento de disponibilidade, com estímulo à
mineralização do enxofre orgânico e uma menor retenção do sulfato. Em pH que
corresponderia a uma boa disponibilidade de SO42- podem ocorrer problemas devido
a perdas por lixiviação.
c) Fósforo
É possível que a máxima disponibilidade de fósforo para as plantas esteja na
faixa de pH em água entre 6,0 e 7,0 (Figura 31). Abaixo e acima destes valores ela é
bastante prejudicada. Acima de pH em água igual a 7,0 a solubilidade é bastante
96
afetada pelo cálcio, formando, em última instância, apatitas. Abaixo de pH em água
igual a 6,0, a solubilidade é bastante afetada por íons ferro e alumínio livres na
solução, com os quais o fosfato precipita, ou por óxidos desses elementos presentes
na fase sólida, sobre os quais o fosfato sofre forte adsorção.
d) Potássio, cálcio, magnésio e cloro
De acordo com o que se observa na Figura 31, a linha cheia, paralela a
abcissa, indica que não ocorre qualquer efeito direto do pH na absorção destes
nutrientes. A linha interrompida, inclinada à abcissa, indica a existência de um efeito
indireto do pH na quantidade desses nutrientes que é absorvida pelas plantas. Sabe-
se que existe uma correlação positiva entre pH e índice de saturação por bases e
que cálcio, magnésio e potássio são as principais bases do solo. Portanto, quanto
mais baixo o pH, menor o índice de saturação por bases e, logicamente, a
quantidade destes nutrientes à disposição da planta. Deve-se chamar a atenção
para o fato de que uma das causas da acidez é a lixiviação e logicamente que, à
medida que hidrogênio desloca cálcio, magnésio e potássio para a solução, desde
que ocorram condições de percolação, ter-se-á empobrecimento do solo nestes
nutrientes devido a lixiviação e, com isso, baixo suprimento deles para as plantas.
e) Ferro e manganês
A diminuição do pH provoca maior solubilidade de compostos de ferro e de
manganês e, nestas condições, em função do material de origem, podem acontecer
problemas de toxicidade (excesso) destes elementos (Figura 31). A diminuição de
solubilidade destes dois elementos com a elevação dos valores de pH deve-se à
formação de óxidos de ferro e de manganês pouco solúveis.
f) Cobre e zinco
O cobre e o zinco têm comportamento semelhante ao ferro e ao manganês,
de tal maneira que com a elevação do pH ocorre à formação de compostos de baixa
solubilidade e, conseqüentemente, diminuição de disponibilidade (Figura 31). Ao
contrário, em solos extremamente ácidos, e com teores originais elevados destes
cátions, pode ocorrer toxicidade devido ao aumento da solubilidade de seus
compostos. A calagem, elevando o pH, poderá corrigir o problema quanto à
toxicidade. Um caso interessante é o que ocorre em solos sob vegetação de cerrado
97
que, originalmente, têm teor de zinco muito baixo e, ao mesmo tempo, acidez
elevada, exigindo calagem para corrigi-la de forma a eliminar problemas com
alumínio. A calagem irá agravar o problema com o zinco, pela diminuição na sua
solubilidade. A alternativa é aplicar zinco, pois a calagem tem que ser feita.
g) Boro
Até pH 7,0 parece não haver efeito do pH sobre a solubilidade do boro (Figura
31). Contudo, em solos com grau de intemperismo avançado, em que a fonte
mineral predominante é a turmalina, que só permaneceu no solo devido a sua
grande resistência a degradação, a disponibilidade de boro aumenta com a elevação
do pH. Esse fato se deve a que a matéria orgânica é, nesses solos, a fonte primária
de boro para as plantas e, como já comentado, o pH afeta a mineralização da
matéria orgânica, a qual tende a aumentar com a elevação do pH.
h) Molibdênio
O molibdato é um ânion que em pH baixo reage com óxidos de ferro e de
alumínio à semelhança do que ocorre com o fosfato, tornando-se insolúvel. Quanto
menor o pH do solo, maior a quantidade de molibdato retido e, em conseqüência,
menor a sua disponibilidade para as plantas (Figura 32). Assim, tem-se que a
solubilidade do MoO42-• aumenta com a elevação do pH.
i) Tendências gerais
Não há interesse em se saber em que situação a disponibilidade de um dado
nutriente é máxima. O que interessa é a que seja favorável, o mais favorável, para
todos.
Podem-se agrupar os gráficos apresentados, conforme a Figura 32, obtendo-
se indicações mais gerais. Na referida figura os nutrientes foram agrupados em três
tendências ou curvas, sendo o alumínio apresentado em curva própria. Numa das
curvas estão reunidos o nitrogênio, o enxofre e o boro; em outra, estão o fósforo, o
potássio, o cálcio, o magnésio, o cloro e o molibdênio; e, em uma outra curva estão
o cobre, o ferro, o manganês e o zinco.
98
Figura 32. Tendências gerais do efeito do pH em água na solubilidade dos nutrientes de planta e do alumínio.
A faixa de pH mais favorável para disponibilidade de todos os nutrientes está
entre 5,5 a 6,5 (pH em água), o que corresponde a faixa entre 5,0 a 6,0 para pH em
CaCl2 0,01 mol L-1.
6.5.2.2 Toxicidade
No que se refere à toxicidade a reação do solo é muito importante
principalmente para alumínio e manganês.
a) Alumínio
À medida que diminui o pH, dependendo da natureza mineral do solo,
aumenta o alumínio trocável e solúvel do solo. De acordo com Raij (1981), o
alumínio constitui inicialmente uma consequência da acidez dos solos: a condição
de acidez elevada resulta na dissolução de minerais de argila e de óxidos de
alumínio, levando ao aparecimento da forma trocável.
Al(OH)3 + 3H+ → Al+3 + 3H2O
Uma vez na solução do solo, o alumínio (Al3+), através de uma série de
reações reversíveis, libera sucessivamente íons H+ para a solução, o que faz baixar
ainda mais o pH (Malavolta et al., 1977).
99
Al3+ + H2O ↔ Al(OH)2+ + H+
Al(OH)2+ + H2O ↔ Al(OH)+ + H+
Al(OH)+ + H2O ↔ Al(OH)3 + H+
A solubilidade do alumínio é afetada por uma série de fatores, além da reação
do solo. Pode-se citar entre eles o tipo predominante de mineral de argila, o
conteúdo de sais e o de matéria orgânica do solo.
Em solos neutros e alcalinos a solubilidade do alumínio é muito baixa, mas
em solos ácidos, com valores de pH em água abaixo de 5,5, ela aumenta
rapidamente.
Quanto à concentração de sais pode-se dizer que o aumento leva a uma
elevação no teor de Al3+ na solução do solo, pois outros cátions podem deslocá-los
dos sítios de troca. Por outro lado, pode-se esperar que o aumento do teor de
matéria orgânica promova uma redução na quantidade de Al3+ graças à formação de
complexos de solubilidade reduzida (Evans & Kamprath, 1970).
Quanto ao alumínio trocável, para se ter uma idéia da quantidade presente no
solo que representa problema, considera-se alguns critérios:
a.1) segundo alguns autores, quando o Al3+ trocável for igual ou maior do que
5 mmolc dm-3 de TFSA, ele é prejudicial (tóxico) e deve ser corrigido.
a.2) de acordo com Alvares et al. (1999), os teores de Al3+ trocável e a
saturação por alumínio devem ser interpretados segundo o que está apresentado na
Tabela 41.
Tabela 41. Critérios de interpretação de teores de alumínio trocável e de saturação por alumínio no
solo.
Alumínio trocável Saturação por alumínio
mmolc dm-3 % Muito baixo ≤ 2,0 ≤ 15,0 Baixo 2,1 – 5,0 15,1 – 30,0 Médio 5,1 – 10,0 30,1 – 50,0 Alto 10,1 – 20,0 50,1 – 75,0 Muito Alto > 20,0 > 75,0
Quando o pH em água do solo é menor do que 5,5 mais da metade dos locais
de troca de cátions pode estar ocupado por Al3+ (Evans & Kamprath, 1970). A
relação entre “Al3+ trocável” e “Al3+ + as bases trocáveis do solo” ou “CTC efetiva”,
expressa em portentagem, é chamada de saturação por alumínio. Esta relação é
100
conhecida como valor m e a maneira usual de se calcular a saturação por alumínio é
a seguinte:
Em que os valores de Ca2+, Mg2+, K+, Al3+ estão, por exemplo, em mmolc dm-
3. a experimentação tem mostrado que quando a saturação é da ordem de 45%, o
milho é prejudicado; de 20%, a soja o é; de 10% o algodoeiro e, de 4%, a alfafa.
O alumínio tem maior afinidade com cargas negativas permanentes, logo, em
solos como os do Brasil, onde predominam cargas variáveis ou pH dependentes,
deve-se esperar teores relativamente baixos, o que não significa que não existam
problemas de toxicidade do elemento. Basta lembrar que a CTC dos solos
brasileiros é geralmente baixa e, com isso, a saturação por alumínio poderá ser alta
mesmo quando o teor for relativamente baixo. Por outro lado, em valores de pH em
água próximos de 5,7 o teor de alumínio trocável é praticamente zero.
De qualquer forma, para se corrigir o alumínio é preciso que se leve em conta
a sua quantidade expressa em mmolcldm3 de TFSA.
b) Manganês
Geralmente a toxicidade de manganês aparece associada à de alumínio.
Portanto, quanto mais baixo o pH, dependendo do material de origem, maior a
possibilidade de aparecimento de toxicidade de manganês.
Em geral, cerca de 20 mg dm-3 de Mn trocável acarretam problemas para as
plantas. As plantas mais sensíveis parecem ser as leguminosas.
Deve-se ressaltar que o manganês é também um nutriente de planta.
6.5.2.3. Atividade de microrganismos
A reação do solo, como já visto, é seletora de microrganismos, afetando
principalmente a decomposição do material orgânico recém incorporado; a fixação
biológica de nitrogênio; etc.
101
6.5.2.4. CTC
Também, conforme já visto, as cargas negativas dos solos podem ser
permanentes e variáveis ou pH dependentes. Em solos como os do Brasil, em que o
tipo de carga predominante é a variável, quanto mais próximo de pH 7,0, maior é a
CTC efetiva do solo.
6.5.2.5. Condições físicas do solo
O aumento da acidez de um solo significa saída de bases da solução e em
consequência da fase sólida para a solução.
O cálcio é tido como importante elemento floculante. Com a sua perda o que
se tem é: solo disperso; facilidade para iluviação de argila, com possível formação
de camada de impedimento a certa profundidade; diminuição da CTC da camada
superficial; etc.
Por outro lado, em solos tropicais, ricos em sesquióxidos de ferro, os quais
têm, devido ao seu caráter anfótero2, grande importância na formação de grânulos
estáveis (afetando a estrutura do solo), ao se elevar o pH em água acima de 6
também ocorrerá prejuízo na estrutura (destruição dos grânulos).
6.6. CORREÇÃO DA ACIDEZ
6.6.1 Comentários gerais
Deve-se ficar preocupado em corrigir a acidez ativa ou a potencial? Os
aspectos apresentados servem para mostrar que a acidez ativa é consequência da
acidez de reserva, ou seja, a acidez de reserva é a causa da acidez atual e, portanto
é a que deve ser corrigida.
6.6.2 Materiais usados
São utilizados os seguintes materiais: calcários, cal virgem, cal extinta, etc.
Os calcários são mais utilizados e por isso a prática de se corrigir a acidez é
conhecida por calagem. De qualquer forma, as exigências requeridas para se aceitar
um material como corretivo são: que seja fácil de ser encontrado, com preço
razoável, que sua aplicação não prejudique o solo, que de preferência leve um ou
mais nutrientes de planta ao ser aplicado, etc,
2 Substância que se pode comportar como um ácido ou como uma base
102
6.6.3 Reações de neutralização da acidez do solo
Como citado, os materiais mais utilizados na correção da acidez do solo são
os calcários por conter cálcio e magnésio (nutrientes de plantas) e ser menos
indicado para outros usos industriais.
O calcário é um carbonato de cálcio ou de cálcio e magnésio de baixa
solubilidade, inferior a 0,3 g L-1 de solução, Em vista desta baixa solubilidade, a
reação do calcário com o solo é muito dependente do contato entre as partículas de
calcário e os ácidos do solo, Desta forma, a neutralização da acidez do meio
depende da finura do calcário, do modo e época de aplicação além, é claro, da sua
qualidade química,
Quanto às reações de neutralização o que se tem é, após a aplicação e
incorporação do calcário, uma reação de hidrólise até o limite de solubilidade do
material:
CaCO3 + H20 → Ca2+ + HCO3- + OH- (1)
Para que a hidrólise continue, isto é, para que o calcário continue sendo
solubilizado, é preciso que sejam consumidos ânions HCO3- e OH-, o que significaria
quebra do equilíbrio apresentado em (1) e, logicamente, na tentativa de se manter
esse mesmo equilíbrio, ocorreria uma nova hidrólise.
O consumo de HCO3- e OH- pode ser representado pelas equações a seguir:
HCO3- + H+ → H2CO3 → H2O + CO2 (2)
Observação: A equação (2), no sentido da esquerda para a direita está mostrando
neutralização da acidez. No sentido inverso (direita para a esquerda), mostraria um
processo natural de acidificação do solo, (maneira do solo ganhar H+). Lógico, na
discussão sobre neutralização da acidez este último aspecto não deve ser citado.
OH- + H+ → H2O (3)
3OH- + Al3+ → Al(OH)3 (4)
Insolúvel
As reações ocorrem na solução. Os íons H+ são os da solução, o que significa
quebra de equilíbrio com a fase sólida, forçando a que H+ da fase sólida passe para
a solução. Para isso ocorre dissociação de H+ de grupos -OH de radicais orgânicos
H+
Equilíbrio com o ar atmosférico
103
e inorgânicos do solo, liberando cargas negativas, as quais serão ocupadas
principalmente por Ca e Mg (sempre segundo o esquema de equilíbrio já citado).
Uma vez que haja consumo de HCO3-e de OH- haverá quebra do equilíbrio na
reação (1) e a hidrólise do calcário prosseguirá. A hidrólise do calcário ocorrerá até
que a acidez seja eliminada ou todo calcário, consumido.
6.7. BENEFÍCIOS DE UMA CALAGEM
Quando feita observando-se critérios técnicos uma calagem pode apresentar
os seguintes benefícios: ser fonte de Ca e de Mg para as plantas; colocar em
disponibilidade outros nutrientes; evitar a ação tóxica principalmente de alumínio e
de manganês; permitir atuação mais eficiente de adubos; aumentar a atividade
microbiana; acelerar a decomposição de material orgânico recém incorporado; etc.
104
7. CALCIO, MAGNÉSIO E ENXOFRE NO SOLO
7.1. INTRODUÇÃO
Enxofre, cálcio e magnésio são conhecidos como macronutrientes
secundários. Embora, do ponto de vista de nutrição vegetal, nenhum nutriente possa
ser considerado secundário, na adubação os três nutrientes são realmente
secundários.
A rigor, nenhum dos três macronutrientes secundários tem um preço. Por se
constituírem componentes de fertilizantes e corretivos que são comercializados,
respectivamente, por seu conteúdo em macronutrientes primários ou por sua
capacidade corretiva, eles não são valorizados diretamente. E não o sendo, não
despertam o interesse direto do setor comercial, a não ser para ressaltar as
propriedades dos produtos que os contém.
Isso leva, às vezes, a situações de deficiências desses nutrientes, que
precisam e podem facilmente ser evitadas. O problema mais sério é o do enxofre.
7.2. FORMAS NO SOLO
O cálcio e o magnésio são elementos que, em solos e em minerais, ocorrem
nas formas catiônicas de Ca+2 e Mg+2.
O cálcio tem sua origem primária nas rochas ígneas, estando contidos em
minerais como dolomita, calcita, apatita, feldspatos cálcicos e anfibólios, que
ocorrem também em rochas sedimentares e metamórficas. Em solos ácidos de
climas úmidos esses minerais são intemperizados e o cálcio é, em parte, perdido por
lixiviação. O que fica no solo encontra-se adsorvido nos colóides do solo ou
aprisionado na biomassa. Em solos de pH mais elevado, o cálcio pode insolubilizar-
se como carbonatos, fosfatos ou sulfatos.
O magnésio tem um comportamento similar ao do cálcio. A origem primária é
também em rochas ígneas e os principais minerais que o contêm são biotita,
dolomita, cIorita, serpentina e olivina, componentes também de rochas metamórficas
e sedimentares. Uma diferença importante é que o magnésio faz parte da estrutura
de minerais de argila, ocorrendo em ilita, vermiculita e montmorilonita. Quanto mais
intemperizado o solo, menor a ocorrência desses minerais, até que reste somente
magnésio trocável adsorvido ao solo ou retido na vegetação.
105
Uma particularidade do magnésio, que não ocorre com o cálcio, é a
possibilidade de formas não trocáveis converterem-se em trocáveis, por liberação
dos minerais, de forma similar ao que acontece com o potássio.
O cálcio trocável é mais retido no solo que o magnésio trocável, por ser um
íon hidratado de menor diâmetro. Dessa maneira, em solos bem drenados que não
receberam calagens, os teores de cálcio devem naturalmente superar bem os teores
de magnésio. Em alguns casos, em solos rasos ou em horizontes profundos, o
magnésio supera o cálcio, mesmo em climas úmidos. Isso pode ser tomado como
indício de intemperismo de minerais contendo magnésio.
O enxofre é um não-metal e, portanto, de comportamento até certo ponto
oposto ao dos dois elementos discutidos até aqui, principalmente na forma mineral
mais comum, do ânion SO4-2.
A fonte primária do enxofre são as rochas ígneas, nas quais o elemento
ocorre, em geral, em pequenas proporções como sulfatos.
No solo, a maior parte do enxofre encontra-se na forma orgânica,
permanecendo combinado com carbono e nitrogênio como nas plantas, nas quais
participa das proteínas.
A fração mineral do enxofre no solo é, em geral, reduzida, de menos de 5%
do total. Em condições aeróbicas, a forma que ocorre é o sulfato. Em condições
anaeróbicas, de solos permanentemente encharcados, ocorrem sulfetos, podendo
haver desprendimento de H2S do solo ou até formação de enxofre elementar.
Sulfatos de cálcio, magnésio, potássio e sódio podem ser importantes em
solos de regiões áridas. Em solos ricos em argilas do tipo 1:1 e óxidos de ferro e
alumínio, é comum haver adsorção de sulfato no subsolo.
A atmosfera é uma fonte importante do enxofre do solo. O enxofre existente
no ar pode ser proveniente da poluição industrial, pela queima de produtos contendo
enxofre, sendo uma origem importante para certas regiões do mundo.
Todavia, de uma forma geral, a origem da maior parte do enxofre atmosférico
é natural, provindo de atividade vulcânica e de H2S desprendido de pântanos
marítimos e de matéria orgânica em decomposição (Tisdale et aI., 1985).
A mineralização de SO4-2 da matéria orgânica é bastante afetada pela relação
C:N:S foi indicada como sendo da ordem de 100:10:1.
106
Assim, pode haver imobilização de enxofre mineral se as relações C:S ou N:S
forem muito altas. Se as relações forem baixas, ocorrerá liberação de enxofre
mineral.
A relação N:S indica que os teores de enxofre total são mais baixos que de
nitrogênio. Eles raramente ultrapassam 0,1% em solos.
Em subsolos de áreas muito adubadas, pode haver acúmulo de quantidade
consideráveis de sulfatos adsorvidos.
7.3. DISPONIBILIDADE E ANÁLISE DE SOLO PARA MAGNÉSIO E CÁLCIO
O magnésio ocorre em minerais, no complexo de troca catiônica e na solução
do solo como cátion Mg2+, que é a forma absorvida pelas plantas.
O procedimento de análise de solo mais usado para o referido elemento
avalia o chamado teor trocável, que na realidade inclui o solúvel. A solução extratora
mais comumente usada é o acetato de amônio normal a pH 7. Contudo, inúmeros
outros processos de extração, com soluções salinas, ácidos diluídos ou resina
trocadora de cátions, dão resultados equivalentes.
Se não há muito questionamento sobre a determinação de magnésio em
solos, ocorrem algumas polêmicas sobre a melhor maneira de representar a
disponibilidade do nutriente. Há autores e laboratórios que utilizam os teores
absolutos, enquanto outros preferem a representação como porcentagem de
saturação da CTC. Também tem sido usada a relação K/Mg.
Doll & Lucas (1973) reviram o assunto e chegaram à conclusão que os teores
absolutos seriam os mais adequados. O Instituto Agronômico mantém até hoje os
limites de interpretação indicados por Catani et aI. (1955), que são da mesma ordem
de grandeza dos números indicados por Doll & Lucas (1973). Os valores limites das
classes de interpretação dos teores foram apresentados na Tabela 39
Para a maioria das culturas, um teor de 4 mmolc dm-3 seria suficiente, isso
equivale a cerca de 100 kg ha-1.
O fato de se dar preferência aos teores absolutos de magnésio não significa
que as relações com outros cátions não sejam importantes. Como no caso do
potássio, o mais sensato parece ser não usar uma alternativa ou outra, mas
considerar os teores absolutos como fundamentais, indicando a quantidade
existente do nutriente, e as relações com outros cátions como um fator secundário
107
que afeta a disponibilidade. Assim, em solos de CTC muito elevada pode-se esperar
menor disponibilidade do magnésio. Outra regra prática é que os teores de potássio
não devem superar os teores de magnésio.
O que foi dito para o magnésio, vale para o cálcio. Determina-se o teor
trocável mais o solúvel, considerado na prática como teor trocável, já que o teor
solúvel é, em geral, muito baixo. A nutrição também se dá através da absorção de
Ca+2, levado às raízes das plantas predominantemente por fluxo de massa, da
mesma forma que Mg2+.
O cálcio é, via de regra, muito mais abundante no solo que o magnésio. As
necessidades das plantas não são das mais elevadas, em relação aos teores
existentes, principalmente porque solos com teores baixos do elemento são também
muito ácidos. Assim, a acidez dos solos quase sempre limita muito mais o
crescimento que a falta de cálcio. Isso tem dificultado o isolamento do efeito do
cálcio, como nutriente, da ação de neutralização da acidez com produtos que
contêm cálcio, como é o caso de calcários.
Muitos laboratórios do mundo nem determinam o cálcio, considerando que,
com a correção da acidez e mais a aplicação de adubos, haverá adições suficientes
do elemento. De qualquer forma, exceto para algumas culturas que têm exigências
especiais em cálcio (tomate, citros, amendoim, maçã, etc.), é muito rara a deficiência
de cálcio em condições de campo.
O Instituto Agronômico indicava, no passado, os limites de 0-20, 20-40 e mais
que 40 mmolc dm-3 de solo, respectivamente, para classes de teores baixos, médios
e altos (Catani et al., 1955).Na ocasião, limites foram estabelecidos para o cálcio,
em grande parte considerando a ocorrência de teores naturalmente presentes nos
solos cultivados em São Paulo, antes de 1955, portanto. Tratava-se de um critério
preliminar, a ser refinado com a obtenção de novas informações.
Posteriormente, o critério foi abandonado, considerando que as calagens em
geral suprem cálcio mais do que o suficiente.
Curiosamente, muitos laboratórios, na expectativa de apresentarem
interpretações mais completas, continuam mantendo aqueles valores que, na
realidade, não têm o mínimo valor teórico ou prático. Em solos de CTC baixa, menor
do que 40 mmolc dm-3 é até mesmo impossível que os solos cheguem ter "teores
altos" e, mesmo assim não ocorrerá deficiência de cálcio.
108
Os limites abaixo dos quais os teores de cálcio passam a limitar as produções
podem ser até mais baixos que os de magnésio. Como já foi dito, tem sido difícil
determiná-los, pela impossibilidade de dissociar, em muitos casos, o excesso de
acidez da falta de cálcio. Da mesma forma, a expressão de cálcio, como
porcentagem de saturação da CTC, também esbarra na mesma dificuldade.
7.4. DISPONIBILIDADE E ANÁLISE DE SOLO PARA ENXOFRE
O enxofre é absorvido pelas plantas na forma do ânion SO4-2. Em muitos
solos, esse ânion não é retido no solo e, assim, facilmente lixiviado. Em solos em
que predominam óxidos de ferro e alumínio, além de caulinita, pode haver adsorção
específica de SO4-2 no solo. Um fator muito importante nessa adsorção é o pH do
solo - quanto maior ele for, menor será a adsorção.
Ao contrário do que acontece com os cátions Ca+2 e Mg+2, mais retidos na
camada arável do solo, o SO4-2 enfrenta, nessa parte do solo, três fatores que
dificultam a sua permanência. O primeiro é a presença de teores maiores de matéria
orgânica, que reduzem a adsorção por óxidos e aumentam a carga negativa do solo,
portanto repelindo sulfatos. O segundo é a aplicação frequente de calcário,
causando o aumento do pH e a liberação de sulfatos adsorvidos.
Finalmente, os fosfatos aplicados em adubações ocupam preferencialmente
as posições de troca que seriam ocupados por sulfatos. Assim, é fato conhecido, em
solos de regiões tropicais úmidas, o acúmulo de sulfatos no subsolo (Fox & Blair,
1986).
A extração de sulfatos de solos é feita com água, com soluções salinas ou
com fosfatos (Reisenhauer et aI., 1973).
Para solos de regiões tropicais, a preferência é por soluções de fosfatos,
principalmente Ca(H2PO4)2 0,01M, que permitem a obtenção de extratos límpidos. O
acetato de amônio é também usado, fornecendo resultados similares.
O maior problema encontrado nos laboratórios é a determinação analítica do
sulfato. O método mais usado emprega a leitura turbidimétrica, em colorímetro ou
espectrofotômetro, do precipitado formado de sulfato de bário.
O método é afetado excessivamente por variáveis operacionais e, também,
pela coloração amarela devida à matéria orgânica do solo. Um método muito preciso
recorre à redução de sulfato a sulfeto, destilação desses como H2S e posterior
109
determinação colorimétrica (Tabatabai, 1986). É um método trabalhoso e, por essa
razão, pouco utilizado em laboratórios de rotina.
Vários laboratórios têm estabelecido limites de interpretação de sulfato em
solos. Os resultados são expressos em S-SO4, em ppm ou mg/kg ou mg/dm3 de
solo. S-SO4 significa que o resultado é dado em enxofre (S), determinado na forma
de sulfato.
Reisenhauer et aI. (1973), resumindo dados dos Estados Unidos, apresentam
a faixa de 6 a 12 ppm como aquela em que respostas não são esperadas. No Rio
Grande do Sul, os limites de interpretação são de 0-2, 2-5 e mais de 5 ppm de S,
respectivamente para teores baixos, médios e altos. O mínimo é de 10 ppm para
leguminosas e culturas mais exigentes em enxofre (Siqueira et aI., 1987).
O que chama a atenção, nos dados citados, são os valores relativamente
baixos. No caso de sulfato, os extratores em geral retiram todo, ou quase todo, o
sulfato do solo. Um valor de 5 ppm representa apenas 10 kg/ha de S, o que é pouco
para a maioria das culturas. O restante deve vir, então, ou de mineralização da
matéria orgânica ou, o que é mais provável, de absorção do subsolo.
É possível que, em solos que receberam aplicações abundantes de sulfatos
no passado, a deficiência de enxofre não se manifeste facilmente, se houver
acúmulo no subsolo.
Assim, uma análise da camada arável pode mostrar se há enxofre suficiente
no solo. Porém, um teor baixo pode não ser conclusivo, dependendo dos teores de
sulfato existentes abaixo da camada arável.
110
8. POTÁSSIO NO SOLO
8.1. INTRODUÇÃO
O potássio é o segundo macronutriente em teor contido nas plantas. É, depois
do fósforo, o nutriente mais consumido como fertilizante pela agricultura brasileira.
O comportamento do nutriente em solos tropicais aparenta ser muito mais
simples do que em solos de clima temperado. Além disso, só há praticamente um
adubo potássico de grande importância. Por essas razões, o interesse pela pesquisa
de potássio, em solos e para culturas, não tem sido dos maiores, restringindo-se, em
geral, a trabalhos básicos em casa de vegetação e à experimentação de doses no
campo. Só recentemente vêm sendo realizados trabalhos de modos de aplicação.
Assim, a lacuna de conhecimentos sobre a adubação potássica ainda é
grande para as condições brasileiras.
8.2. FORMAS NO SOLO
O potássio é um elemento muito abundante em rochas e em solos. Os teores
totais, em solos bem supridos, podem superar 1%. Grande parte desse potássio
encontra-se em minerais que contêm o elemento nas estruturas cristalinas.
Os minerais primários mais importantes, portadores de potássio, encontrados
em rochas ígneas, são os feldspatos e as duas micas, muscovita e biotita. Os
minerais secundários são as argilas do tipo 2:1, ilita e vermiculita, bem como
minerais interestratificados, que se situam entre ilita e micas e a vermiculita.
O intemperismo do material de origem e o grau de intemperismo do próprio
solo afetam os minerais e, consequentemente, as formas e as quantidades de
potássio existentes no solo. Os feldspatos são facilmente intemperizáveis, seguidos
da biotita, sendo a muscovita a mais persistente em solos, principalmente nas
frações de dimensões do limo ou acima.
Na intemperização das micas formam-se a ilita, também chamada de mica
hidratada, os minerais interestratificados e a vermiculita. À medida que o grau de
intemperismo avança esses minerais são menos comuns em solos, dando lugar à
caulinita, que não contém potássio em sua estrutura.
111
O importante desses minerais é que o potássio neles contido pode participar
da nutrição de plantas, quer seja através da liberação de K, quer seja através da
fixação do elemento em forma não disponível.
Além do potássio estrutural dos minerais, o nutriente ocorre no solo na forma
de cátion trocável e na solução do solo, sempre como íon K+, que é também a forma
de ocorrência em minerais. Os teores trocáveis em geral pouco representam em
relação aos teores totais. Contudo, em solos muito intemperizados, como é o caso
de vastas regiões brasileiras, eles podem ser a reserva mais importante do potássio
disponível.
8.3. DISPONIBILIDADE
O potássio é absorvido pelas plantas da solução do solo, na forma iônica de
K+. A absorção depende principalmente da difusão do elemento, através da solução
do solo e, em proporção menor, de fluxo de massa. Admite que o teor trocável seja
disponível para as plantas, sendo a principal fonte para reposição do potássio da
solução, que é absorvido pelas plantas.
O potássio tem alguma semelhança com o fósforo, no que diz respeito à
absorção pela planta, já que os dois nutrientes dependem de difusão para chegar à
superfície das raízes. Contudo, sais de potássio apresentam em geral alta
solubilidade e, assim, os teores de K+ na solução do solo podem atingir
concentrações bastante elevadas, dependendo do teor de ânions presentes. Isso
confere ao potássio uma mobilidade bem maior, relativamente ao fósforo, permitindo
também um esgotamento mais fácil pelas plantas.
Em solos que só contêm matéria orgânica, caulinita e óxidos de ferro e
alumínio como materiais responsáveis pela capacidade de troca de cátions, o
potássio trocável representa o teor disponível do elemento. É claro que o potássio
na solução do solo também é disponível, mas ele pouco representa em relação ao
teor trocável, além de ser de difícil determinação.
Em solos que contêm minerais potássicos, inclusive minerais de argila 2:1, a
situação é diferente. Existe equilíbrio entre o potássio trocável e uma parte do
potássio não-trocável, que pode se tornar trocável. A situação global da dinâmica do
potássio é ilustrada na Figura 33.
112
Em solos de clima temperado, as frações não-trocáveis são muito importantes
e elas chegam a condicionar, em parte, os teores trocáveis, impedindo que estes
aumentem ou diminuam, dentro de limites, graças à reação de equilíbrio mostrada
na Figura 33. Existem solos que fixam potássio de forma irreversível entre camadas
de minerais.
Figura 33. Representação esquemática das diversas formas de potássio do solo e da sua dinâmica.
8.4. FATORES QUE AFETAM A DISPONIBILIDADE DE POTÁSSIO EM SOLOS
Dois aspectos merecem destaque especial e de certa forma estão
relacionados entre si e com várias propriedades de solos. São eles o efeito do teor
de água do solo na disponibilidade de potássio e a relação de potássio com os
elementos cálcio e magnésio.
Deve-se lembrar aqui que as plantas absorvem o íon K+ da solução do solo,
em equilíbrio com o potássio trocável.
É comum a observação, em condições de campo, de uma redução da
absorção de potássio em anos secos. O efeito do teor na água do solo, na
disponibilidade de potássio, pode ser explicado por dois mecanismos: difusão e
relação de cátions. Mais detalhes são dados por Diest (1978) e Bertsch & Thomas
(1985).
A diminuição do teor de água no solo afeta sobremaneira a difusão do
elemento e, assim, dificulta a absorção. Esse aspecto se torna mais importante pela
depleção que ocorre do potássio da solução do solo em torno das raízes. Se a
difusão é dificultada, não há reposição do potássio na zona de absorção. Além
113
disso, a falta de água no solo também reduz a atividade das raízes, prejudicando
dessa forma a absorção de todos os elementos.
Foi visto que a relação de atividades de cátions em solução é constante, de
acordo com a expressão aqui apresentada de forma ligeiramente diferente:
⁄
RA representa relação de atividades. Portanto, a relação da atividade de
potássio com a raiz quadrada das atividades de cálcio e magnésio é uma constante.
O teor de água no solo mais elevado ocorre uma diluição da concentração
salina e um abaixamento dos teores de íons na solução. Para manter a relação RA
constante, irá ocorrer uma adsorção líquida de cátions divalentes e uma desorção de
cátions monovalentes. Da mesma maneira, reduzindo a umidade do solo, a
concentração total de íons em solução aumenta, mas os teores de (Ca2+ + Mg2+)
aumentarão mais rapidamente que a concentração de K+.
Dessa forma, explica-se o porquê da maior absorção de potássio, quando
aumenta a umidade do solo.
Tem havido muito interesse em relacionar o potássio trocável com os outros
cátions trocáveis, para inferir sobre a disponibilidade. Isso porque há relação entre
os cátions em solução e os teores trocáveis. Na prática da análise de solo, porém,
teores em solução não são determinados. Essas medidas são feitas apenas para
trabalhos de pesquisa. Assim, é natural que exista uma tendência de se recorrer à
relação entre cátions trocáveis para indicar a disponibilidade de potássio. No caso
do potássio, contudo, é um assunto que tem deixado margem a dúvidas.
As correlações entre potássio trocável e as respostas à adubação potássica
têm-se revelado bastante similares, para solos com teores bastante variados de
cálcio e magnésio, o que leva a suspeita de que esses dois últimos elementos não
tenham uma importância decisiva na disponibilidade de potássio.
Sem dúvida, em presença de teores mais elevados de cálcio e magnésio no
solo, os mesmos teores de potássio trocável podem se revelar menos disponíveis
para certas culturas.
Tal fato abre a discussão sobre a validade das classes de interpretação de
análise de solo para potássio: poderiam elas ser consideradas como únicas, ou
114
haveria interesse em criar alternativas para solos com teores variáveis de cálcio e
magnésio? Partindo da análise de solo, isso traz uma outra dificuldade, ou seja, a
alteração nos teores de cálcio e magnésio no solo que ocorrerão por eventuais
calagens.
Dessa maneira, a melhor opção talvez seja considerar a CTC do solo. Solos
com CTC alta poderão necessitar maiores aplicações do potássio. Infelizmente
faltam pesquisas para equacionar melhor o assunto.
8.5. POTÁSSIO NA PLANTA
O teor de potássio nas plantas só é inferior, em geral, ao de nitrogênio. Os
dados da Tabela 43 mostram que os teores são elevados em folhas e mesmo nas
partes colhidas, com exceção de grãos amiláceos. Os teores em plantas colhidas
com elevado teor de água, como batatinha, mandioca, laranja e cana-de-açúcar,
mesmo baixos, são importantes, por causa da grande massa colhida por área.
Tabela 43. Teores de potássio mínimos adequados em folhas, na planta inteira e na parte colhida.
Teor de K
Folha Planta inteira Parte colhida
----------------------------------- % ----------------------------------- Arroz 2,0 0,18 0,23 Trigo 2,3 1,15 0,40 Milho 2,0 1,16 0,70 Batatinha 2,8 - 0,25 Mandioca 1,3 - 0,44 Feijão 2,0 3,10 2,20 Soja 1,7 1,28 1,90 Amendoim 1,5 1,89 4,67 Algodão 1,5 - 1,81 Cana-de-açúcar 1,2 0,11 0,11 Café 1,8 - 2,60 Laranja 1,0 - 0,63 Fonte: Adaptado de Malavolta (1976).
A maior parte do potássio é absorvida pelas plantas durante a fase de
crescimento vegetativo. As altas taxas de absorção implicam uma forte competição
com a absorção de outros cátions.
O potássio é absorvido como K+ pelas plantas e o nutriente mantém-se
sempre nesta forma, sendo o mais importante cátion na fisiologia vegetal. Não
fazendo parte de compostos específicos, a função do potássio não é estrutural.
115
O potássio é extremamente móvel na planta, ocorrendo transporte a longas
distâncias. É comum o potássio de folhas velhas ser distribuído para folhas novas.
Órgãos de plantas são supridos preferencialmente e, assim, tecidos meristemáticos
e frutos novos têm altos teores de potássio.
A deficiência de potássio não revela sintomas imediatos, caracterizando a
situação de "fome oculta". Inicialmente só ocorre redução de crescimento e, apenas
em fases mais avançadas da deficiência, ocorre clorose e necrose das folhas. Os
sintomas começam, em geral, nas folhas mais velhas, já que estas suprem as mais
novas. A clorose, seguida de necrose, ocorre nas pontas e nas margens das folhas.
Plantas deficientes em potássio têm a turgidez reduzida e, sob deficiência de
água, tornam-se flácidas. A resistência à seca é reduzida e as plantas tornam-se
mais susceptíveis a fungos. Em alguns casos, diminui a resistência das plantas ao
acamamento e a qualidade dos produtos colhidos.
116
9. FÓSFORO NO SOLO
9.1. INTRODUÇÃO
O fósforo é dos três macronutrientes, aquele exigido em menores
quantidades pelas plantas. Não obstante trata-se do nutriente mais usado em
adubação no Brasil.
Explica-se esta situação pela carência generalizada de fósforo nos solos
brasileiros e, também, porque o elemento tem forte interação com o solo.
Assim, ao estudar o fósforo, torna-se necessário reconhecer as interações do
elemento com o solo e compreender a dinâmica das formas disponíveis para as
plantas. Tal conhecimento é indispensável para avaliação da disponibilidade do
nutriente no solo e para orientar a prática da adubação fosfatada.
9.2. FORMAS NO SOLO
O fósforo encontra-se na solução do solo como íons ortofosfato, forma
derivada do ácido ortofosfórico, H3PO4. Em solução, esse ácido dissocia-se desta
maneira:
H3PO4 ↔ H+ + H2PO4- log K1 = 2,12 (1)
H2PO4- ↔ H+ + HPO4
-2 log K2 = -7,20 (2)
HPO4-2 ↔ H+ + PO4
-3 log K3 = -12,23 (3)
Como decorrência dessas reações de equilíbrio, em solos ácidos predomina,
na solução do solo, a forma H2PO4-. Isso é mostrado na Figura 34, que indica a
relação entre os íons H2PO4- e HPO4
-2 e o pH da solução. Percebe-se que o íon
HPO4-2 começa a ocorrer em maiores proporções a valores de pH acima de 6.
Na fase sólida do solo o fósforo combina como ortofosfato, principalmente
com metais como ferro, alumínio e cálcio, ocorrendo também na matéria orgânica.
Mesmo em combinações orgânicas, predomina o H2PO4- como grupamento central
dos fosfatos
117
Figura 34. Distribuição dos íons H2PO4- e H2PO4
- em relação ao pH da solução.
A proporção relativa dos compostos inorgânicos de fósforo, com ferro,
alumínio e cálcio (e outros metais, em menores proporções), é condicionada pelo pH
e pelo tipo e quantidade de minerais existentes na fração argila. Em solos ácidos,
com predomínio de caulinita e óxidos de ferro e alumínio, são mais importantes as
combinações de fósforo com ferro e alumínio, enquanto em solos neutros ou
calcários aparecem mais fosfatos de cálcio de ordem elevada e baixa solubilidade.
Os minerais e compostos mais comuns encontrados em solos são
apresentados na Tabela 44. Em solos ácidos predominam os fosfatos de ferro e
alumínio, enquanto os fosfatos de cálcio, principalmente as apatitas, são mais
freqüentes em solos alcalinos.
118
Tabela 44. Compostos ou minerais de fósforo que podem ocorrer em solos.
Mineral ou composto Fórmula Ocorrência
Estrengita FePO4.2H2O Solos ácidos Vivianita Fe3(PO4)2.8H2O Solos ácidos Vavelita Al3(OH)3(PO4)2.5H2O Solos ácidos Varisita Al4PO4.2H2O Solos ácidos Fosfato dicálcico CaHPO4 Produto de reação de adubos Fosfato ortocálcico Ca4H(PO4)3 Produto de reação de adubos Hidroxapatita Ca10(OH)2(PO4)6 Solos neutros e alcalinos Fluorapatita Ca10F2(PO4)6 Solos neutros e alcalinos
Na Tabela 44 encontram-se exemplos dos compostos puros. Contudo existe
urna diversidade muito grande de fosfatos e é muito difícil encontrar os produtos em
solos exatamente de acordo com as fórmulas indicadas. É mais comum a existência
de fósforo combinado com metais em formas difíceis de serem identificadas por
métodos cristalográficos. As impurezas existentes nos compostos fosfatados do solo
ocasionam materiais com solubilidades em geral mais elevadas do que as dos
extremos puros. Isso tem importantes conseqüências práticas na disponibilidade do
fósforo para as plantas.
Cabe ressaltar que, além de combinações complexas, o fósforo do solo pode
encontrar-se em diferentes posições. Assim, o elemento pode estar na superfície
das partículas do solo ou pode, também, estar ocluso dentro de partículas
recobertas de óxidos de ferro.
Outra abordagem das formas de fósforo no solo, mais aplicável à nutrição de
plantas, reconhece três frações, ou seja, o fósforo em solução, o fósforo lábil e o não
lábil, conforme ilustrado na figura 35.
O fósforo em solução é definido de maneira clara, embora a sua
determinação seja difícil, em decorrência da dificuldade de extrair soluções de solo.
Comumente faz-se extração do fósforo com água ou com soluções diluídas de
cloreto de cálcio, em relações de solução para solo muito mais largo do que as que
ocorrem em solos. Os resultados representam uma idéia da solução do solo, mas
não a situação real.
119
Figura 35. Diagrama mostrando a relação entre as frações de fósforo não-Iábil e o fósforo na solução do solo (adaptada de Intemalional Supcrphosphale Manufaclurers Associalion, 1978)
Os teores de fósforo na solução do solo são, em geral, baixos, da ordem de
0,1 mg L-1 de P, sendo quase sempre inferiores a esse valor, o que é decorrência da
baixa solubilidade dos compostos de fósforo existente no solo c da alta capacidade
de adsorção do elemento pelas partículas do solo.
O fósforo lábil está em equilíbrio rápido com o fósforo da solução. Ele é
representado por formas meta-estáveis de compostos de fósforo ainda mal
formados. Essa forma de fósforo tem sido determinada através de troca isotópica
com fósforo radioativo.
O fósforo não-Iábil, responsável pela maior parte do fósforo inorgânico do
solo, é representado por compostos insolúveis e que só lentamente podem se
transformar em fosfatos lábeis.
Note-se que a referência a fosfatos lábeis e não-Iábeis não conflita com as
formas inorgânicas de fósforo ligado a cálcio, ferro e alumínio. Qualquer uma dessas
120
formas pode existir em estado mais ou menos lábil, dependendo principalmente do
tempo de formação dos fosfatos e das condições existentes no solo, que influem no
"envelhecimento" ou retrogradação de formas lábeis a não-Iábeis.
Os teores totais de fósforo em solos variam de pouco mais de zero, em solos
muito arenosos, até valores de 2000 a 3000 μg/g ou mais (0,2 a 0,3% de P). O fator
condicionante principal é o material de origem do solo.
9.3. SOLUBILIDADE E ADSORÇÃO
Os teores de fósforo na solução em equilíbrio com fosfatos sólidos são
governados pelos produtos de solubilidade dos diferentes compostos.
No caso da hidroxiapatita, a equação de equilíbrio é esta
Ca10F2(PO4)6(OH)2 ↔ 10Ca+2 + 6PO4-3 + 2OH- (4)
O produto de solubilidade é dado por 1log Kso = -113,7
Da reação 4 pode-se concluir que, a concentrações fixas de cálcio, se houver
uma diminuição do pH, ocorrerá um decréscimo da atividade de OH- e,
consequentemente, um aumento da atividade de fósforo em solução. Isso explica
por que fosfatos de cálcio, como a hidroxiapatita, tornam-se mais solúveis com o
aumento da acidez dos solos.
No caso da variscita, a dissolução é expressa por:
Al4PO4.2H2O ↔ Al+3 + H2PO4- + OH- (5)
Nesse caso, a atividade do alumínio em solução é muito dependente do pH,
de acordo com:
Al(OH)3 ↔ Al+3 + 3OH- (6)
Essa última equação indica que, com a elevação do pH, a atividade de
alumínio decresce.
Combinando as equações 5 e 6 e introduzindo a constante de dissociação da
água obtém-se:
AlPO4.2H2O ↔ Al(OH)3 + H+ + H2PO4- (7)
121
Usando a notação em logarítmos de atividade, resulta a equação:
p(H2PO4) = 10,48 - pH
que define a atividade em solução do íon H2PO4 em função do pH. Torna-se claro
que a solubilidade do mineral aumenta com a elevação do pH.
Esses mesmos cálculos podem ser realizados para outros fosfatos. Na figura
36 são dadas as relações entre a atividade H2PO4- em solução e o pH, para seis
importantes compostos fosfatados. Percebe-se que a solubilidade dos fosfatos de
ferro e alumínio aumenta com o pH, enquanto a solubilidade dos fosfatos de cálcio
aumenta em sentido oposto, com a diminuição do pH. Dessa maneira, resulta uma
maior solubilidade de fósforo em torno de pH 6, no caso de existência simultânea de
vários compostos de fósforo, o que acontece em solos.
No caso de adsorção de fosfatos em solos, também se constata a mesma
coisa. Com o passar do tempo, contudo, o fósforo adsorvido torna-se menos solúvel,
ou menos lábil.
Isso tem importantes conseqüências práticas, pois resulta em diminuição da
eficiência de fósforo aplicado ao solo em adubações. Barrow (1980) engloba a
passagem do fósforo lábil para não lábil em "reações lentas". Essas reações
dependem de tempo e de temperatura, como mostra o exemplo da Figura 37, de
ensaio realizado na Austrália. Nota-se uma queda bastante rápida de eficiência
relativa de fósforo aplicado no início, havendo um aparente nivelamento com o
passar dos anos.
Estudos de solubilidade e de reação de adsorção de fosfatos são muito
complexos e, embora estejam servindo para avançar o conhecimento sobre o
fósforo em solos, são de difícil uso prático. Para fins aplicados, além desses
conhecimentos teóricos, são necessários métodos expeditos para avaliar a
disponibilidade de fósforo em solos para culturas.
122
Figura 36. lsotermas de solubilidade para diversos fosfatos, a uma atividade de cálcio de pCa = 2,50 (adaptada de Olsco & Khasawneh, 1980).
123
Figura 37. Efeito do tempo de incubação a 25oC, de fosfato com solo, na eficiência para planta
(adaptada de Darrow, 1980).
9.4. DISPONIBILIDADE
As plantas absorvem fósforo da solução do solo. Sob esse ponto de vista, o
único fósforo imediatamente disponível, a um dado momento, seria aquele em
solução.
Contudo os teores, de fósforo existente na solução do solo são, em geral,
muito baixos. Se for admitido, como exemplo, um solo contendo 25% de água e
0,1μg/cm-3 de P na solução, o fósforo solúvel existente na camada arável será de
apenas 50 g de P, portanto insuficiente para suprir as necessidades de uma cultura.
Note-se que a concentração de 0,1 μg/cm3 é até elevada, ocorrendo, em geral,
teores bem mais baixos de P na solução do solo. De qualquer maneira, é bastante
claro que deve haver uma constante reposição do fósforo em solução, o que se dá
através da dissolução do fosfato lábil, que está em equilíbrio com o fosfato em
solução, conforme indicado na Figura 35.
Ao se tratar da avaliação da disponibilidade de fósforo em solos regularmente
adubados, considera-se o sistema indicado na Figura 38.
Fosfatos adicionados ao solo como fertilizantes dissolvem-se, passando para
a solução do solo. Devido à baixa solubilidade dos compostos de fósforo formados
no solo e à forte tendência de adsorção pelo solo, a maior parte do elemento passa
para a fase sólida, onde fica em parte como fosfato lábil, passando gradativamente a
124
fosfato não-lábil. O fosfato lábil pode redissolver-se, caso haja abaixamento do teor
em solução, para manutenção do equilíbrio. O abaixamento do teor em solução dá-
se principalmente por absorção pelas plantas. Devido aos baixos teores de P em
geral existentes nos solos, a lixiviação do elemento nas águas de percolação é
mínima.
Figura 38. Representação esquemática do fósforo com relação aos aspectos que afetam a nutrição vegetal (adaptada de Larsen, 1971).
Na avaliação da disponibilidade do fósforo do solo são de menor influência, a
curto prazo, as perdas do sistema, via planta ou lixiviação (K4 e K5 na Figura
38).Dessa maneira, a maior preocupação fica com o fósforo do fertilizante, na
solução e nas formas lábil e não-lábil.
125
Há casos de fertilizantes fosfatados que se dissolvem lentamente no solo, ou
não se dissolvem. Como exemplo pode ser criado certos fosfatos naturais. Nesses
casos, o P fertilizante da Figura 38 permanece como tal no solo, muitas vezes em
forma não disponível. Há casos em que essa situação leva a estimativas errôneas
da disponibilidade de fósforo, como será visto posteriormente.
Quando fosfatos solúveis são adicionados ao solo, a maior parte do fósforo
passa para a fase sólida, ocasionando aumento nos fosfatos lábeis e em solução.
Com o tempo, há um envelhecimento dos fosfatos lábeis, que vão adquirindo uma
constituição mineralógica mais estável e de solubilização mais difícil. Conforme
ilustrado na Figura 37, com o passar do tempo a quantidade de fosfato lábil diminui.
Em outras palavras, fosfatos solúveis adicionados ao solo apresentam a sua
eficiência diminuída ao longo do tempo. Este fato pode criar dificuldades na
avaliação da disponibilidade de fósforo em solos que receberam aplicações recentes
de quantidades elevadas de fosfatos solúveis.
As plantas absorvem o fósforo da solução do solo, na qual ele se encontra em
concentrações muito baixas. Decorre daí que a extensão do sistema radicular é de
fundamental importância na absorção do elemento. Por maior que seja essa
extensão, ampliada em muitas plantas pela infecção com micorrizas, o volume de
solo que pode fornecer fósforo às raízes é apenas uma pequena fração do volume
total. Com a absorção do fósforo ocorre uma depleção de fósforo da solução em
torno das raízes. Para que a absorção tenha continuidade, o elemento deve
dissolver-se da fase sólida e movimentar-se por difusão até a superfície das raízes.
A absorção de fósforo pelas plantas depende principalmente da difusão do elemento
na solução do solo em torno das raízes. Essa difusão é afetada por diversas
propriedades de solos, que podem aumentar ou diminuir a sua intensidade.
Essa situação descrita explica por que devem existir no solo quantidades de
fósforo disponível bem acima daquelas que a planta necessita. É porque a maior
parte não é acessível, a um dado momento, à absorção pelas raízes. Invertendo o
raciocínio, pode-se concluir que, em solos muito deficientes em fósforo, há
necessidade de aplicações elevadas, até que o elemento possa atingir um nível de
disponibilidade que permita classificar o solo como são deficiente.
Além dos aspectos de solo, existem diferenças entre espécies vegetais em
aproveitar o fósforo do solo. Algumas diferenças são simples de entender. Assim,
plantas de crescimento muito rápido e sistema radicular pouco desenvolvido
126
aproveitam maio fósforo do solo e necessitam teores disponíveis elevados para bom
desenvolvimento. Já plantas de ciclo longo e sistemas radiculares muito
desenvolvidos aproveitam bem teores relativamente baixos de P disponível.
Existem, também, algumas características de espécies vegetais que
favorecem o melhor aproveitamento de fósforo, tais como maior capacidade de
absorção de cálcio, alteração do pH da rizosfera por absorção diferenciada de
cátions c ânions e infecção com micorrizas que aumentam a superfície de absorção
das raízes.
A conseqüência dessa situação complexa do comportamento do fósforo é a
necessidade dos métodos de análise de solos contarem com sólido respaldo teórico,
bem como adequada correlação com respostas de culturas à adubação fosfatada.
127
10. MICRONUTRIENTES NO SOLO
10.1. INTRODUÇÃO
Em razão das pequenas quantidades exigidas pelas culturas, as deficiências
de micronutrientes são as últimas que aparecem em solos cultivados originalmente
férteis.
Todavia a remoção pelas culturas reduz os teores no solo. Além disso,
produtividades crescentes das culturas aceleram essas remoções. Outrossim a
aplicação de quantidades de calcário muito mais elevadas que há anos passados,
em diversas regiões, deverá tornar a maior parte dos micronutrientes menos
disponíveis para as culturas.
Acrescente-se a isso o avanço da agricultura em solos das regiões de
cerrado, muitos deles já originalmente deficientes em micronutrientes.
O quadro aponta, então, para um agravamento geral das deficiências de
micronutrientes, tornando o conhecimento de seu comportamento em solos e
plantas um dos mais importantes.
10.2. FORMAS NO SOLO
Os micronutrientes são mais difíceis de estudar em solos, pelas pequenas
quantidades contidas. Mesmo assim, nas últimas décadas, tem-se acumulado um
grande número de informações de pesquisa, que tem ajudado a interpretação do
comportamento desses elementos.
O boro é um não-metal, caracterizado pelo seu comportamento aniônico. Em
soluções de solo, a forma mais provável é a de ácido bórico, H3BO3. Esse ácido é
muito fraco (pK1 de 9,24) e apenas acima de pH 7 pode ocorrer dissociação e
aparecimento da forma H2BO3-.
Os teores de boro no solo são variados, sendo ele um elemento não
uniformemente distribuído na crosta terrestre. Em amostras de solos superficiais,
têm sido constatados teores totais de 2 a 300 mg/kg, com valores médios variando
de 9 a 851 mg/kg, para solos do mundo. Grande parte do boro total encontra-se em
solos no mineral turmalina, que é de difícil dissolução.
O boro é adsorvido às partículas do solo, com mais intensidade em óxidos
hidratados de ferro e alumínio. Grande parte do boro disponível é retido pela matéria
128
orgânica, de forma bastante forte. Não obstante o boro é o mais móvel dos
micronutrientes (exceto cloro) e pode ser lixiviado de solos, principalmente daqueles
de textura leve.
Outro elemento de comportamento aniônico é o molibdênio, embora se trate
de um metal. Trata-se do micronutriente menos abundante no solo, com teores totais
da ordem de 2 mg/kg, mas variando, em solos mundiais, de 0,2 a 5 mg/kg. Em geral,
solos derivados de granitos e de argilitos são mais ricos. O mineral primário de
MO4+, molibdenita (MoS2), contém a maior parte do molibdênio terrestre. Esse
sulfeto é lentamente oxidado e transformado em íons molibdato MoO4-2 e HMoO4
-. A
primeira forma ocorre acima da neutralidade, enquanto HMoO4- ocorre em meio
ácido.
O molibdato é adsorvido ao solo, principalmente a óxidos, de maneira similar
à que acontece com sulfato e fosfatos. Da mesma forma que com aqueles ânions,
também a elevação do pH do meio resulta em desorção de molibdato.
O zinco encontra-se distribuído de maneira bastante uniforme em rochas
magmáticas (80 a 120 mg/kg). Em sedimentos argilosos o teor é ligeiramente maior
e bem menor em arenitos. Em rochas, o zinco ocorre principalmente como sulfetos
(ZnS), mas também aparece em substituições isomórficas de silicatos, em lugar de
Mg+2. A solubilização pelo intemperismo produz o cátion Zn+2, que é adsorvido aos
solos pelos minerais e pela matéria orgânica. Teores totais médios em diferentes
países variam de 2 a 300 mg/kg. O elemento é fortemente adsorvido aos solos,
principalmente pela fração mineral. A adsorção é reduzida pelo abaixamento do pH.
O cobre ocorre em rochas principalmente como sulfetos complexos. Esses
minerais são facilmente intemperizados e liberam íons de cobre, especialmente em
meios ácidos. Em solos, o elemento reage facilmente com componentes minerais e
orgânicos, tornando-se um elemento pouco móvel. Teores totais médios de solos
mundiais, excluindo solos contaminados, são da ordem de 2 a 300 mg/kg A forma
iônica mais comum de cobre em solos é Cu2+. O elemento é adsorvido à fração
mineral de solo e complexado pela matéria orgânica. A complexação de cobre pela
matéria orgânica é a reação mais importante a determinar o comportamento do
elemento na maioria dos solos. A habilidade da matéria orgânica do solo em reter
cobre é um dos assuntos mais estudados, pelas conseqüências que tem na
disponibilidade do elemento para as plantas.
129
O manganês é um dos micronutrientes mais comuns na litosfera, com teores
nas rochas comumente entre 20 a 3000 mg/kg. O manganês forma diversos
minerais, de valência Mn+2, Mn+3 e Mn+4. Pelo intemperismo, os compostos de
manganês das rochas são oxidados e reprecipitados, formando minerais
secundários, de comportamento químico e mineralógico muito complexo. Os
compostos de manganês são conhecidos pela sua rápida oxidação ou redução, nas
condições variáveis que ocorrem em solos. As formas mais solúveis são de Mn+2,
que é o íon trocável e existente na solução do solo. A forma tetravalente, do óxido
MnO2, é a mais inerte. O óxido Mn2O3 é considerado uma forma altamente reativa.
Os teores de manganês, em solos mundiais, variam de 10 a 9000 mg/kg, com
as freqüências máximas entre 200 e 800 mg/kg.
O ferro é o elemento metálico mais comum na crosta terrestre. A geoquímica
do ferro é complexa e determinada pela facilidade de mudança das valências (Fe+2 e
Fe+3), em resposta a alterações de condições físico-químicas do meio. O
comportamento do ferro é intimamente ligado às ciclagens de oxigênio, enxofre e
carbono. Em solos, a ocorrência é principalmente na forma de óxidos e hidróxidos.
Em solos ricos em matéria orgânica, o ferro aparece como quelatos. Os teores totais
em solo comumente estão entre 5 a 50 mg/kg, em solos do mundo. Em solos
brasileiros esses teores podem ser bem mais elevados, ultrapassando 100 mg/kg
em alguns casos.
Os teores de ferro solúvel na solução do solo são extremamente baixos. Há
diversas formas iônicas importantes, tais como Fe+3, Fe(OH)2, Fe(OH)+2, Fe+2,
Fe(OH)+3 e Fe(OH)4-2 (Kabata-Pendias & Pendias, 1984). A solubilidade de ferro
atinge um mínimo a valores de pH mais altos. Em solos bem aerados a forma Fe+2
contribui pouco, exceto em condições de pH baixo. Contudo, os solos são
inundados, ocorre redução de Fe+3, refletindo em aumento acentuado da
solubilidade de ferro. Essa redução é proporcionada por ação bacteriana.
O cloro é um elemento que ocorre na forma iônica de Cl-, sendo componente
comum de sais solúveis, como NaCl, CaCl2 e MgCl2. No solo o íon cloreto é muito
móvel tendo comportamento semelhante ao nitrato, sendo facilmente lixiviável. O
elemento no solo origina-se de sais inclusos nas rochas ou material de origem, de
adições atmosféricas ou por águas de irrigação, e de adubações com cloreto de
potássio.
130
10.3. FATORES QUE AFETAM A DISPONIBILIDADE DE MICRONUTRIENTES
A análise de solo usada isoladamente não é suficiente para avaliar a
disponibilidade de micronutrientes em solos. Contudo diversas propriedades de
solos afetam a solubilidade desses nutrientes e podem, então, ser usadas em
conjunto com os resultados da análise de solo.
O boro é muito afetado pelo pH, pela textura do solo e pelo teor de cálcio. A
valores de pH mais elevados o elemento se torna menos disponível. Solos mais
argilosos adsorvem mais O boro e podem, assim, dificultar a absorção pelas plantas.
O efeito do cálcio pode estar relacionado com interações na planta. Um fator muito
importante para a disponibilidade do boro é o teor de água no solo. Em condições de
seca as deficiências se acentuam, possivelmente pela menor liberação do elemento
da matéria orgânica.
O molibdênio é o único micronutriente cuja disponibilidade no solo aumenta
com a elevação do pH do solo. As deficiências são mais comuns em solos ácidos de
textura mais leve.
O zinco tem sua solubilidade afetada pelo pH, e calagens a valores de pH
acima de 6,0 podem induzir deficiências. Além disso, o elemento é fortemente retido
em solos argilosos, o que pode agravar as deficiências. Fosfatos tendem a reduzir a
solubilidade de zinco, e são conhecidas deficiências do elemento induzidas por
adubações fosfatadas elevadas.
O cobre tem, também, a solubilidade reduzida com a elevação do pH. A
deficiência é mais comum em solos orgânicos que, mesmo apresentando por vezes
teores totais altos do elemento, o retêm na forma de complexos muito estáveis.
O manganês tem sua disponibilidade reduzida pela elevação do pH. Além
disso, teores altos de matéria orgânica podem resultar em complexação do
elemento.
O ferro, igualmente, tem sua disponibilidade reduzida pela elevação do pH. A
deficiência pode ocorrer em solos alcalinos, resultando, ainda, de vários outros
fatores associados, como desbalanceamento com cobre e manganês e excesso de
fósforo.
10.4. INTERPRETAÇÃO DA ANÁLISE DE SOLO
A faixa de teores médios vai de 0,15 a 0,40 mg/dm3 para cobre, de 0,20 a
0,50 mg/dm3 para zinco e de 0,1 a 0,3 mg/dm3 para boro.
131
Para culturas mais susceptíveis a deficiências, esses limites, para Zn e Cu,
provavelmente estão mais para o lado baixo do que alto. Já os valores de boro
parecem razoáveis. É claro que só a experiência no campo fornecerá os dados para
refinamento daqueles limites.
É inconveniente ficar citando limites de interpretação ou limites críticos de
publicações, ou de laboratórios de análise de solo, se não houver critérios razoáveis
para o seu endosso.
No caso de micronutrientes, solos férteis têm, em geral, teores altos de
elementos e a deficiência não é generalizada. Em alguns solos há muito cultivados
ou em solos de baixa fertilidade natural, podem ocorrer deficiências, principalmente
de zinco e boro. Também já foram constatadas deficiências de cobre e manganês.
Via de regra, tais solos apresentam teores baixos dos nutrientes, mas a análise nem
sempre é realizada.
A análise de solo é útil para monitorar a elevação de teores nos solos, em
casos de adubação com micronutrientes.
Nos próximos anos deverão ser estabelecidos, de maneira mais precisa os
limites de interpretação de micronutrientes em solos. Isso permitirá, com maior
segurança, o uso prático da análise de micronutrientes em solos.Micronutrientes
132
11. LITERATURA CONSULTADA E CITADA
ACAR. Como tirar amostras de solos para análises químicas. Serviço de
Extensão Rural. 1971. 12p.
ADETUNJI, M. T. Optimum sample size and sampling depth for soil nutrient
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ANGHINONI, R. Amostragem do solo e as recomendações de adubação
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27., 1999, Brasília. Anais. Brasília: Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, 1999.
5p. 1 CD-ROM.
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ALVAREZ V. H., NOVAIS, R. F., BARROS, N. F., CANTARUTTI, R. B.,
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