Baixe Propriedades Físico-Químicas do Solo e outras Notas de estudo em PDF para Engenharia Florestal, somente na Docsity! 1 CAPITULO II PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DO SOLO 1. Composição do Solo Um solo mineral, próximo à superfície, com condições físicas ótimas para o crescimento vegetal, apresenta, aproximadamente, a seguinte composição volumétrica: 50% de espaço poroso, ocupados por partes iguais de ar e de água, 45 - 48% de sólidos minerais e 2 até 5% de matéria orgânica. Têm-se, normalmente, então, 50 % constituídos pela fase sólida, 25% pela fase líquida e 25% pela fase gasosa. 2. Frações Granulométricas do Solo A fase sólida é constituída de agregados que se apresentam, até certo ponto, individualizados. Os agregados são formados de partículas unitárias, cimentadas entre si por matéria orgânica, óxidos de Fe e Al, sílica etc. As partículas individuais são obtidas após a dispersão dos agregados. Limites de tamanho definem as partículas como pertencentes a diferentes frações. Esses limites são estabelecidos pela classificação de Atterberg ou classificação internacional (Figura 1). Terra Fina Argila Silte Areia muito fina Areia fina Areia média Areia grossa Areia muito grossa Cascalho Limites de tamanho (em mm) < 0,002 0,02 0,05 0,2 0,5 1,0 2,0 > Figura 1. Limites de tamanho das partículas constituintes da fase sólida do solo. Fonte: FNIE, (1974); Murphy, (1980). 2 3. Sistema Coloidal O solo é considerado um sistema coloidal1 pois é constituído de uma fase, sólida com acentuada subdivisão, dispersa em um meio de dispersão, constituido pela água (solução do solo) e ar (atmosfera do solo). Nesse sistema ocorrem reações químicas, físico-químicas e microbiológicas da maior importância para o solo. É na fase dispersa que se encontra a fração argila, incluindo partículas de até 2 µm, o que não a caracterizaria como coloide sob o aspecto fisico-químico. 4. Propriedades de um Sistema Coloidal Grande Superfície Específica O termo superfície específica refere-se à área pela unidade de peso do material considerado (solo como um todo, fração argila apenas, matéria orgânica etc.) e é, usualmente, expressa em metros quadrados por grama. Deve-se, esperar grandes variações entre solos quanto às suas superfícies específicas. Entre os fatores responsáveis por essas variações, encontram-se: a textura ou granulometria, os tipos de minerais de argila e o teor de matéria orgânica. Em virtude do menor tamanho da fração argila do solo, em relação às outras frações, pode-se deduzir que esta fração, de natureza coloidal, contribui em maior proporção com o valor da superfície específica do solo. Quanto ao tipo de mineral de argila presente, sabe-se, por exemplo, que a caulinita apresenta superfície específica de 10 a 30 m2/g, os óxidos de Fe de 100 a 400 m2/g, e a montmorilonita, no outro extremo, de 700 a 800 m2/g, segundo citações de Grohmann (1975). É de se esperar, portanto, que solos tropicais, que têm nos óxidos e na caulinita os maiores constituintes da fração argila, tenham menor superfície específica, em geral, que solos de regiões temperadas, onde há predominância de montmorilonita e de outras argilas silicatadas mais ativas (Quadro 1). Quanto à matéria orgânica presente, embora ocorra na maioria dos solos em proporções relativamente pequenas, contribui, significativamente, para o valor da superfície específica do solo, devido ao seu alto grau de subdivisão. Um solo com maior teor de matéria orgânica deverá ter maior superfície específica que 1 Colóide ou sistema coloidal pode ser definico como materiais em um fino estado de subdivisão, denominada fase dispersa (partículas) dispersos em um meio homogêneo, denomiando dispersante (ar água, por exemplo), sendo que a dimensão da fase dispersa varia entre 10-4 e 10-1. µm (Silva, 1969). 5 Caulinita Caracteriza-se por um arranjo com uma camada de tetraedros e uma de octaedros, ligadas entre si, rigidamente, pelos átomos de oxigênio comuns ás duas camadas, constituindo uma unidade cristalográfica. Unidades assim formadas e rigidamente ligadas entre si por pontes de hidrogênio constituem o grupo das caulinitas ou o grupo das argilas do tipo 1:1 (Figura 3.3). São hexagonais e de tamanho grande, o que condiciona pequena superfície específica. Figura 2. Representação esquemática das argilas do grupo da caulinita (tipo 1:1). Montmorilonita Caracteriza-se por unidades constituídas por um arranjo com duas camadas de tetraedros para uma de octaedros, ligadas rigidamente pelos átomos de oxigênio comuns às lâminas. São também denominadas argilas do tipo 2:1. As unidades são frouxamente ligadas entre si por moléculas d'água e cátions presentes na solução, o que permite que a distância entre elas seja variável. Como conseqüência, cátions e moléculas podem se mover entre essas unidades, o que proporciona tanto uma superfície total (a interna mais a externa) como uma superfície específica bem maiores do que para a caulinita (Figura 3.4). Com a hidratação deste material, há aumento da distância entre as unidades, o que justifica a classificação desta argila como expansiva. Com a desidratação, ocorre o inverso: aquela distância diminui, havendo uma contração do material. Solos que apresentam conteúdo significativo de argilas expansivas apresentam, geralmente, quando secos, superfície trincada, com fendas que contornam diferentes formas geométricas. Com a reidratação, tais fendas desaparecem devido à expansão do material. Como toda a sua superfície apresenta cargas negativas, este colóide possui elevada capacidade de adsorção de cátions. 6 Figura 3. Representação esquemática das argilas do grupo da montmorilonita (tipo 2:1). Ilita O grupo da ilita, ou mica hidratada, apresenta a mesma organização estrutural que a montmorilonita (tipo 2:1), exceto no que diz respeito às ligações entre as unidades cristalográficas. A existência de "deficit" de carga positiva na camada de tetraedro conduz à existência de excesso de cargas negativas que são neutralizadas, geralmente por íons de K, fortemente retidos entre duas unidades. Essas ligações diminuem intensamente a expansão do material quando sujeito à hidratação. A superfície de adsorção catiônica é, conseqüentemente, menor do que a da montmorilonita. Outros Grupos de Argilas Silicatadas A presença mais freqüente de vermiculita (tipo 2:1), argila silicatada semelhante à montmorilonita, embora não tão expansiva como esta, em solos de regiões temperadas, diz sobre sua menor resistência ao intemperismo, do que a caulinita, por exemplo, tão freqüente em solos de regiões tropicais. A clorita difere das demais estudadas por apresentar, além do grupo 2:1 de talco (com unidade cristalográfica similar à da montmorilonita, mas com Mg dominando a camada de octaedros), uma camada adicional de brucita (Mg(OH)2). A superfície específica e a capacidade de troca catiônica são semelhantes às da ilita. 2. Argilas Não Silicatadas - Óxidos de Fe e de Al e colóides orgânicos Este tipo de material coloidal, também constituinte da fração argila, predomina, freqüentemente, em solos tropicais, misturado com argilas silicatadas, 7 principalmente caulinita. Embora por simplicidade os óxidos hidratados sejam representados por hidróxidos de Fe e de Al, Al(OH)3 e Fe(OH)3, suas estruturas químicas, segundo Buckman e Brady (1966), são mais corretamente representadas por Fe2O3.xH2O e Al2O3.xH2O. A gibbsita (Al2O3.3H2O) e a goethita (Fe2O3.H2O) são, segundo esses autores, os óxidos hidratados de Fe e de Al de maior predominância na fração argila. A hematita, quimicamente óxido de ferro não hidratado (Fe2O3), é outro componente freqüente da fração argila, principalmente de solos tropicais. Esses óxidos, de maneira geral, são os principais responsáveis pela adsorção aniônica dos solos. O efeito desses óxidos sobre a adsorção de fosfatos em solos tem sido intensamente estudado (Fox et al., 1971; Syers et al., 1971; Leal & Veloso, 1973; Lopes, 1977; Bahia Filho, 1982). A fração orgânica do solo compreende, entre outros constiutintes, moléculas com variado estado de complexidade e, conseqüentemente, de variado tamanho. Embora em grande parte estejam abaixo da órdem de grandeza das partículas coloidais, elas são tratadas como tal, devido a grande superfície especifica e alta densidade de carga elétrica. 6. ORIGEM DAS CARGAS ELÉTRICAS DO SOLO 1. Cargas Negativas Como já foi dito, há no solo, em geral, predominância de cargas negativas sobre positivas. Essa predominância, bastante significativa em solos de regiões temperadas, devido à presença de argilas silicatadas mais ativas, tende a diminuir e, em alguns casos extremos, desaparecer ou mesmo inverter nos solos mais intemperizados de regiões tropicais. As cargas eletronegativas do solo podem ter diferentes origens: Dissociação do grupo OH em argilas silicatadas O grupo -OH nas terminações tetraedrais ou octaedrais, em faces quebradas das unidades cristalográficas das argilas silicadas pode se dissociar, gerando uma carga negativa. 10 Quadro 2. Ponto de Carga Zero (PCZ) de alguns minerais que compõem a gração argila dos solos Mineral PCZ Silica gel 2,0 Quatzo 2,5 a 3,7 Montmorilonita 2,5 Caulinita 4,6 Magnetita 6,5 Hematita 9,5 Goethita 7,8 a 8,9 Gibbsita 7,8 a 9,5 Fonte: Meurer (2000) 7. Adsorção e Troca Iônica As propriedades de adsorção iônica do solo são devidas, quase que totalmente, aos minerais de argila e à matéria orgânica coloidal do solo, materiais de elevada superfície específica. Essas partículas coloidais do solo apresentam cargas elétricas negativas e positivas, podendo adsorver ou "reter", por diferença de carga, tanto cátions como ânions. As cargas negativas são neutralizadas por íons eletropositivos, ou seja, pelos cátions, o que se denomina adsorção catiônica. Na neutralização de cargas positivas pelos ânions tem-se a adsorção aniônica. Os íons envolvidos nesse processo de adsorção ligam-se por eletrovalência ou por covalência às partículas coloidais do solo. Os cátions mais envolvidos quantitativamente nesse processo são: Ca2+, Mg2+, Al3+, H+, K+, Na+ e NH4+, sendo o Ca2+, comumente, o mais abundante em alguns solos, enquanto que, em outros, é o Al3+. Alguns micronutrientes estão, também, sujeitos ao mesmo processo, embora em quantidades muito pequenas, se comparadas aos listados inicialmente. Os íons adsorvidos às partículas coloidais (também as partículas maiores podem apresentar cargas elétricas, embora em número limitado devido às suas pequenas superfícies específicas) podem ser deslocados e substituídos, estequiometricamente, por outros íons de mesmo tipo de carga, dando-se uma troca iônica. Como as cargas da fase sólida se manifestam na superfície das partículas (micelas) do solo, há estreita relação entre o fenômeno de troca e a área 11 superficial dessas micelas. Essa área, expressa em m2/g, é a superfície específica do solo (Quadro 3.2). Assim, o fenômeno de troca iônica do solo, que é basicamente a expressão de suas propriedades físico-químicas, é função de sua superfície específica e da densidade de cargas elétricas que se manifestam nesta superfície. Quadro 3. Superfície específica de alguns materiais de solo Classe de Solo Horizonte Profundidade Superfície Específica cm m2/g Podzólico Vermelho-Amarelo orto B1 32 - 46 44,0 B2 46 - 58 61,0 Latossolo Roxo Ap 0 - 13 90,3 A3 13 - 43 68,3 B21 43 - 70 82,3 Latossolo Vermelho Escuro orto B21 32 - 52 72,0 B22 52 - 80 98,0 FONTE: Grohmann (1975) Esquematicamente, o fenômeno de adsorção e troca iônica pode ser representado pela equação: Troca Catiônica Troca Aniônica 12 8. Capacidade de Troca Catiônica Se uma solução salina é colocada em contato com certa quantidade de solo, verificar-se-á a troca entre os cátions contidos na solução e os da fase sólida do solo. Esta reação de troca se dá com rapidez, em proporções estiquiométricas e é reversível. Por métodos analíticos, a quantidade de cátion que passou a neutralizar as cargas negativas do solo pode ser determinada. O resultado é a capacidade de troca catiônica do solo (CTC). Na determinação de CTC do solo é importante considerar o pH em que a troca catiônica se verifica. Isto porque, além das cargas negativas de caráter eletrovalente, existem também cargas de caráter covalente. Estas se manifestam, ou não, de acordo com o pH do meio. A um dado pH, parte das cargas dependentes estará bloqueada por H: (ligações covalentes). Desta forma, a CTC do solo nesse pH será dada pelas cargas permanentes mais aquelas dependentes de pH, porém livres do hidrogênio covalente, constituindo a CTC efetiva do solo, a esse valor de pH. E, quando se aumenta o pH do sistema, mais íons H+ ligados a cargas dependentes do pH são neutralizados, resultando num conseqüente aumento da CTC efetiva do solo. Dentre os cátions que neutralizam as cargas negativas da CTC efetiva do solo, incluem-se, principalmente, as bases (Ca2+, Mg2+, K+, Na+ e NH4+), o Al3+ e, também, cátions H+ ligados a cargas negativas da CTC de caráter mais eletrovalente (tipo ácido forte). Ao conjunto dos cátions que estão ocupando a CTC do solo, saturando-a, juntamente com as cargas negativas dos colóides denomina-se complexo sortivo do solo. Quando se usa uma solução salina não tamponada, como KCl 1 mol/L ou CaCl2 0,5 mol/L, para a determinação da CTC do solo, o valor obtido corresponderá à CTC efetiva. Por outro lado, se a solução salina for tamponada a um definido pH, o valor obtido corresponderá à CTC total do solo naquele pH, englobando a CTC permanente e a CTC dependente do pH. Para determinar a CTC a pH 7,0, usa-se uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, ou de acetato de amônio 1 mol/L, pH 7,0. Na Figura 4 é apresentado um esquema que ilustra os conceitos discutidos: 15 Modelo de distribuição de ions no complexo de troca A dupla camada difusa (DCD), baseada na teoria de Gouy & Chapman, é um modelo de distribuição dos íons na solução, a partir da superfície de um colóide (partícula eletricamente carregada). No caso do solo, os colóides são os componentes da fração argila e da matéria orgânica, isto é, as micelas. A representação gráfica de DCD é dada na Figura 3.6. Figura 5 Distribuição de íons a partir da superfície de colóide eletronegativo, de acordo com o conceito de dupla camada difusa (DCD) (Mitchell, 1976). Características da CTC do Solo Dada a importância da CTC no solo, as características relacionadas com esta propriedade são constantemente determinadas e utilizadas em interpretações e em cálculos de necessidades de corretivos e de fertilizantes. Essas características são a própria CTC, também representada por T para a CTC a pH 7 e por t para CTC efetiva, no pH do solo, a soma de bases (SB), o índice de saturação por bases (V), a acidez trocável (alumínio trocável), a acidez total (H + Al) e a saturação por alumínio (m). Esses valores, à exceção da saturação por alumínio, são conhecidos como valores de Hissink. Uma idéia da amplitude da variação das características relacionadas com a CTC do solo, bem como a divisão dessas características em classes, de acordo 16 com a magnitude da mesma, para solos de regiões tropicais, como os do Estado de Minas Gerais, é dada no Quadro 3.5. Quadro 4. Classes de características relacionadas com a CTC de solos do Estado de Minas Gerais. Classes Características Muito Baixo Baixo Médio Alto Muito Alto SB cmolc/dm3 ≤ 0,60 0,61–1,80 1,81–3,60 3,61– 6,00 > 6,00 Al3+ cmolc/dm3 ≤ 0,20 0,21–0,50 0,51–1,00 1,01– 2,00 > 2,00 t cmolc/dm3 ≤ 0,80 0,81–2,30 2,31–4,60 4,61– 8,00 > 8,00 (H + Al) cmolc/dm3 ≤ 1,00 1,01–2,50 2,51–5,00 5,01– 9,00 > 9,00 T cmolc/dm3 ≤ 1,60 1,61–4,30 4,31–8,60 8,61– 15,00 > 15,00 m % ≤ 15,0 15,1–30,0 30,1–50,0 50,1– 75,0 > 75,00 V % ≤ 20,0 20,1–40,0 40,1–60,0 60,1– 80,0 > 80,0 Fonte: Ribeiro et al. (1999). 1. Valot t É a CTC determinada na condição de pH que o solo apresetna, sendo denominada de CTC efetiva. È obtida por meio da soma dos terores de bases trocáveis (SB) com acidez trocável (Al3+). Operacionalmente estes components são extráidos do solo por meio de soluções não tamponadas, portanto ajustam-se à condição de acidez que o solo se encontra. 1.1. Acidez Trocável A acidez trocável é representada pelo Al3+ mais o H+ que faz parte da CTC efetiva. Como, em geral, a participação do H+ é pequena em relação ao Al3+, este valor é também chamado de alumínio trocável. O alumínio é considerado como acidez porque, em solução, por hidrólise, gera acidez, de acordo com a seguinte equação simplificada: 1.1. Soma de Bases (SB) A soma de bases (SB) é calculada somando-se os teores de Ca2+, Mg2+, K+, Na+ e NH4+ trocáveis. Nos solos ácidos de regiões tropicais, como os do Estado de Minas Gerais, os cátions trocáveis Na+ e NH4+ geralmente têm magnitude desprezível. 17 2. Saturação por Alumínio (m) A saturação por alumínio, representada por “m,” corresponde à proporção de Al3+ na CTC efetiva e é calculada pela expressão: 100 . )Al(SB Alm 3 3 + + + = 3. Valor T A capacidade de troca catiônica (T) é geralmente determinada a pH 7,0, ou a pH 8,2 (para solos alcalinos e salinos). É calculada somando-se os teores de bases trocáveis (SB) com a acidez potencial (H + Al), que é extraída com Acetato de calico 0,5 mol/L pH 7,0. 3.1. Acidez Potencial A determinação da acidez total ou potencial é feita usando-se como extrator uma solução tamponada de acetato de cálcio 0,5 mol/L, pH 7,0. Esta acidez inclui (H+ trocável, H de ligações covalentes que é dissociado com a elevação do pH, Al3+ trocável e ions passíveis de hidrólise como Fe3+ e Mn2+). A maior parte do H provém das cargas negativas dependentes do pH, portanto do H ligado de forma covalente ao complexo de troca. 3. Saturação por Bases (V) A participação das bases na CTC a pH 7,0 expressa em porcentagem, é conhecida como saturação por bases (V). V SB T = . 100 Informações sobre os valores de T, t, SB e V além de refletirem as caracteristicas mineralogical da fração argila são úteis e necessária para orientar o manejo das adubaçãoes de acordo com as características do solo. O Quadro 5 mostra dados que de três solos que possibilitam tirar algumas interpretações. O solo A, com valor baixo de T, deve ter sua fração argila constituída de caulinita e óxido de Fe e de Al, argilas pouco ativas, se o conteúdo total de argila do solo não for muito baixo (solo arenoso). Um outro aspecto provável é a existência de baixo teor de matéria orgânica neste solo. A adição de matéria orgânica a este solo para aumentar pelo menos temporariamente seu valor T, seria recomendada. O valor de V é médio, e a percentagem de saturação 20 A capacidade com que a fase sólida repõe os nutrientes na solução define- o fator capacidade (FC) ou poder tampão (PT). Ele é expresso pela relação entre a variação de Q (∆Q) e a variação em I (∆I), ou seja (∆Q / ∆I). O equema abaixo ilustra esta relação: Outra forma de apresentar a interrelação entre fatores é a de apresentá-los segundo uma visão hidrodinâmica (Figura 6) A Figura 6 pode ser interpretada tomando como exemplo o P. O reservatório maior representa o máximo de Q que o solo pode comportar. Uma medida do fator Q é a capacidade máxima de adsorção de fosfatos. No caso dos solos tropicais este reservatório é muito grande, pois a adsorção de fosfato é muito elevada. Por exemplo, são freqënte falores de 1 m/g de P. A quantidade efetivamente adsorvida no solo que representa o fator Q compreendem as formas químicas de fosfato lábeis, isto é, que estão em equlíbrio com as formas de P na solução. As formas de P adsorvidas com intensidade que dificulta sua liberação, não são capazes de repo-lo na solução do solo e por isto compreendem formas não lábeis. O reservatório menor representa o fator I compreende o P na solução do solo, protamente absorvível. Este reservatório e sempre muito menor do que o reservatório do Q. A atividade de P na solução dos solos tropicais é frequentemente da ordem de 0,05 mg/L. Observe que para ser absorvido ele tem que transportado até a zona de absorção das raízes. Este será o tema do próximo capítulo. O diâmetro da conexão entre os reservatórios Q e I indica o fator capacidade de fosfatos (FCF). Um maior diâmetro condicionará maior capacidade de reposição. Para uma dada variação de I (∆I) quanto maior for a variação em Q (∆Q) maior será o FCP (Figura 7). Em outras palavras, o CTF mede a resistência que o solo tem para que se altere a concentração do P na solução. (Novais, 1977), Pode-se inferir que a textura do solo é um determinante do tamanho de Q e do FC, uma vez que a fração argila é a responsável pela adsorção iônica. Além disso, a atividade desta fração também é determinante. Assim, solos argilosos onde há grande proporção de óxidos de Fé e Al apresentam maior Q e FC para P do que solos arenosos ou mesmos solos argilosos com paredomiância de montmorilonita. 21 Figura 6. Visão hidrodinâmica das inter-relações entre fatores Quantidade (Q), Intensidade (I) e Capacidade Tampão (CT). (Alvarez V., 1986). Figura 7 Relação entre os fatores Quantidade (Q), Intensidade (I) e Capacidade Tampão (CT) de um nutriente (Khasawneh, 1971). Para os cátions a CTC a pH 7 corresponderia o máximo para o fator Quantidade, no entanto a CTC efeitva caracteriza a fração de Q que é efetivamente lábil, pois é a CTC que o solo apresenta no pH em que se encontra 22 Também na Figura 3.8. verifica-se que, para que uma planta absorva um nutriente, não basta qua o solo seja capaz de cedê-lo, é necessário que o nutriente seja transportado desde a solução perto das partículas sólidas até a solução perto da raiz absorvente. 3.12. Bibliografia ALVAREZ V., V.H. Avaliação da fertilidade do solo. Viçosa. UFV (Notas de aula) 1986. ASSOCIAÇÃO NACIONAL PARA DIFUSÃO DE ADUBOS. Manual de adubação. E. Malavolta e J. P. Romero (eds.), São Paulo. 346 p 1985. BAHIA FILHO, A. F. C. Índices de disponibilidade de fósforo em Latossolos do Planalto Central com diferentes características texturais e mineralógicas. 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