PROPRIEDADES QUÍMICAS DO SOLO
1CAPÍTULO. PROPRIEDADES QUÍMICAS DO SOLO ... 1
5.1. INTRODUÇÃO ... 2
5.2. SUPERFÍCIE ESPECÍFICA ... 2
5.3. CARGAS ELÉTRICAS (RECAPITULAÇÃO) ... 3
5.3.1. Origem das cargas negativas dos colóides do solo ... 3
5.3.1.1. Cargas permanentes ... 4
5.3.2 - Origem das cargas positivas dos colóides do solo ... 6
5.4. ADSORÇÃO E TROCA DE ÍONS ... 7
5.4.1. Fatores que influem na adsorção e troca de íons ... 8
5.4.2. Capacidade de troca de cátions no solo (CTC) ... 10
5.4.3.CTC das argilas e matéria orgânica ... 11
5.4.4. Acidez do solo ... 11
5.4.5. Bases trocáveis ... 15
5.4.6. Interpretação dos Dados de Análise de S, T (ou CTC) e V16 5.4.7. Estimativa do tipo de argila a partir dos dados de análise de T (ou CTC), teor de argila do solo e percentagem de matéria orgânica. ... 17
5.4.8. Interpretação dos dados de análise de Fe2O3, Al2O3 e SiO2 do Extrato Sulfúrico (d.: 1,47)Erro! Indicador não definido. 5.5. DISPERSÃO E FLOCULAÇÃO ... 18
5.6.BIBLIOGRAFIA ... 19
1. INTRODUÇÃO
O solo, como sistema trifásico, com diferentes constituintes na fase sólida, apresenta um grande número de propriedades químicas próprias, sendo aqui tratadas as mais importantes para sua caracterização e compreensão dos processos pedogenéticos. A sede dos fenômenos químicos e físico-químicos do solo é basicamente a fração coloidal, ou seja, as partículas com diâmetro de 1 micra a 1 nanometro. Abaixo de 1 nanometro estão ao moléculas médias e pequenas, os íons e os átomos. Embora a fração argila do solo seja considerada como partículas menores que 2 micras, pode-se considerar que comporta-se como colóide, para propósito práticos.
A fração coloidal do solo é bastante heterogênea,
constituindo-se de partículas de diferentes espécies minerais e de partículas orgânicas, encontrando-se ainda em mistura com as partículas de maior tamanho: mesmo assim não deixa de apresentar as propriedades características dos sistemas coloidais. Uma dispersão de argila em água é referida como suspensão coloidal, e para as dispersões com partículas coloidais, menores que 1 micra, reserva-se o termo “sol” ou solução coloidal. Essa distinção é arbitrária, mesmo assim, considerando que os tamanhos das partículas em dispersões naturais de argila é variável, apresentam certa quantidade de partículas maiores de 1 micra.
A seguir, serão relatadas, as propriedades mais importantes
do estado coloidal, visando uma melhor compreensão das
propriedades químicas.
2. SUPERFÍCIE ESPECÍFICA
É a superfície das partículas por unidade de peso (expresso
em m2/g). As partículas coloidais caracterizam-se por apresentar
4.1 ilustra o aumento da superfície específica, à medida em que um cubo de um grama é subdividido em partículas da mesma forma, com arestas menores.
Tabela 5.1. Relação entre tamanho de partículas e superfície específica.
Aresta (mm)
Número de partículas
Superfície
específica (m2/g)
Fração do solo correspondente 10
1 0,1 0,01 0,001
1 103 106 109 1012
0,0006 0,006
0,06 0,6 6,0
cascalho areia grossa
areia fina silte argila
Nota-se que um grama de argila poderá apresentar superfície específica cerca de mil vezes maior que um grama de areia. O exemplo acima demonstra que a superfície é inversamente proporcional ao diâmetro das partículas. No solo as diferenças são em geral maiores. Os argilominerais expansivos, como a
Montmorilonita, além de superfícies externas apresentam
superfícies internas situadas entre as camadas desses minerais, sendo assim, sua superfície específica é maior do que os argilominerais não-expansivos, como a caulinita, que tem apenas superfícies externas. (ver capítulo 3)
3. CARGAS ELÉTRICAS (RECAPITULAÇÃO)
Em geral as partículas coloidais apresentam cargas elétricas quando colocadas em um meio líquido polar, como é o caso da água. As cargas elétricas dos colóides podem ser negativas ou positivas.
3.1. Origem das cargas negativas dos colóides do solo
As cargas negativas existentes no solo podem ser
3.1.1. Cargas permanentes
São cargas que não aumentam ou diminuem com pH. Tem origem na substituição isomórfica existente no interior da rede cristalina dos argilominerais. Ocorrem, portanto, nas argilas 2:1, expansivas e não expansivas: Montmorilonita, Vermiculita, Ilita, etc., argilas estas que apresentam alta densidade de cargas, especialmente as duas primeiras.
--- - Si - O - Al - O - Si - O
--- - Al - OH - Mg - O - Al - OH
--- - Si - O - Si - O - Si - O
---
Figura 5.1.Representação da substituição isomórfica na estrutura dos argilominerais 2:1.
Na figura 5.1 acima representa-se a substituição isomórfica
do Si+4 pelo Al+3 na camada tetraédrica e a substituição
isomórfica do Al+3 pelo Mg+2 na camada octaédrica. A menor
valência do Al e Mg em relação ao Si e Al, respectivamente, dão origem ao déficit de cargas positivas que se traduz no maior número de cargas negativas na partícula. Como o fenômeno ocorre no interior da rede cristalina, as cargas são permanentes,
podendo ser apenas balanceadas (neutralizadas) por íons
adsorvidos (ou K+ e NH4+ fixados, na Ilita) no caso dos
argilominerais.
5.3.1.2. Cargas negativas dependentes de pH
que ocorrem em maior quantidade em solos tropicais, solos estes que, em sua maioria, possuem argilas do tipo 1:1 e óxidos de Fe e Al no sistema coloidal. O aumento destas cargas com o pH tem grande importância prática tendo em vista a influência na floculação do solo que, por sua vez, influi na estruturação do mesmo. As origens são as seguintes:
a) Ionização das oxidrilas ligadas ao Si, nas arestas quebradas (bordos) das argilas, tanto em argilas 1:1 como 2:1.
Si-OH + OH ⇔ -Si-O- + H2O
Al-OH -Al-O-
FIGURA 5.2. Origem das cargas elétricas negativas dependentes do pH em argilomineral 1:1.
Quando o pH for suficientemente elevado poderá ocorrer também nas oxidrilas ligadas ao Al. Localizam-se, portanto, nos bordos das argilas, onde as arestas são quebradas (estrutura interrompida).
b) Superfície de óxidos de Fe e Al - conforme o pH, os óxidos de Fe e Al podem apresentar cargas negativas e positivas (caráter anfótero). Apresenta-se, a seguir, o esquema (FASSBENDER, 1975) (FIGURA 5.3.).
Adsorção de ânions
(tendência a
defloculação) pH
relativamente baixo
Ponto isoelétrico
(ou PZC) (Tedência à floculação)
Adsorção de cátions
(Tendência à
defloculação) pH
relativamente alto
Figura 5.3. Origem das cargas positivas e negativas dependentes do pH em oxidos.
c) Cargas negativas da matéria orgânica - As substâncias húmicas (matéria humificada) apresentam os seguintes grupos funcionais que, ao se ionizarem, apresentam cargas negativas:
Grupos carboxílicos: R - COOH + OH- ======= R - COO- + H2O; fica uma carga negativa para absorver um cátion. (R corresponde a uma molécula orgânica).
Grupos fenólicos: R - OH + OH- ======= R - O- + H2O
Grupos alcoólicos: R - CH2OH + OH- ======= R - CH2O- + H2O
Os grupos carboxílicos são os mais importantes como fontes de cargas negativas, sendo os alcoólicos de menor importância pela baixa capacidade de ionização.
3.2 - Origem das cargas positivas dos colóides do solo
As cargas positivas normalmente ocorrem em menor quantidade que as cargas negativas, mas prestam importante função, de vez que são responsáveis pela adsorção de ânions (muitos dos quais são nutrientes). São sempre dependentes do pH, aumentando à medida em que este diminui. Tem as seguintes origens:
b) Ionização de grupos Al-OH, nas arestas quebradas de argilominerais ou seja, nas extremidades da camada octaédrica, a baixo pH.
c) Matéria orgânica - a matéria orgânica apresenta grupos amínicos (NH2) que, a baixo pH, podem se ionizar originando cargas positivas:
4. ADSORÇÃO E TROCA DE ÍONS
As propriedades de adsorção e troca de íons do solo resultam basicamente da interação entre a fase líquida e a fase sólida coloidal do solo. Denomina-se adsorção e troca de íons ao processo reversível pelo qual os íons da solução do solo são
adsorvidos pelas partículas coloidais, deslocando outros
previamente adsorvidos e de carga elétrica de mesmo sinal. É possível haver troca direta entre íons de duas partículas desde que estejam muito próximas, porém isto deve ocorrer em
quantidades muito pequenas. O fenômeno de adsorção é
característico de sistemas coloidais, ainda que no solo possa ocorrer com partículas de tamanho maior mas em quantidades muito pouco significativas. Este fenômeno é, sem dúvida, o evento físico-químico de maior importância no solo. Graças à adsorção os nutrientes podem permanecer no solo de forma disponível às plantas; mas, ao mesmo tempo, essa retenção é suficientemente forte para impedir de serem carregados pelas águas que se infiltram no solo. As cargas elétricas apresentadas pelos colóides do solo são responsáveis pela adsorção de íons. Normalmente predominam as cargas negativas nos colóides do solo. O esquema da Figura 5.4 ilustra o processo de adsorção.
partir da desadsorção dos íons adsorvidos, tendendo a se refazer o equilíbrio. Os íons da solução existem em quantidades bem menores, conforme pode ser observado na Tabela 2.
4.1. Fatores que influem na adsorção e troca de íons
Os diversos fatores que influem na adsorção e troca e íons serão relatados brevemente, visando uma maior compreensão do fenômeno de adsorção e troca, assim como o entendimento de certos processos pedogenéticos como lixiviação, gênese de argilas, etc. Inicialmente será discutida a adsorção de cátions:
a) Valência do cátion: quanto maior a valência, mais fortemente
adsorvido será o cátion. O H+ é fortemente adsorvido,
comportando-se como se fosse polivalente.
b) Hidratação do íon: quanto maior o grau de hidratação, menos fortemente o cátion será adsorvido. A seguir apresenta-se a sequência de hidratação de cátions mono e divalentes.
Li+ > Na+ > K+ > NH+4 > Rb+ > Cs+
Diminui a hidratação e aumenta a força de adsorção Mg++ > Ca++ > Sr++ > Ba++
Segundo a sequência, nota-se que o Cs+ é o mais fortemente
adsorvido entre os monovalentes e o Ba++ entre os divalentes.
Tabela 5.2. Cátions trocáveis e na solução em dois solos com diferentes tipos de argila. (Disciplina de Química do Solo. UFSM - MORELLI, M., BONFANTE, D., NOLLA, D., 1981)
Solo Cátion cátion
trocável Cmolc/Kg
cátion na solução Cmolc/Kg
% na solução
Escobar (Vertissolo)
Ca++++
Mg++ K+ Na+
37,74 5,81 0,18 0,18
0,082 0,028 0,005 0,036
Passo Fundo (Latossolo)
Ca++ Mg++ K+ Na+
3,27 1,83 0,15 0,05
0,060 0,050 0,010 0,008
1,89 3,29 6,66 16,00
c) Concentração da solução do solo: a concentração de um cátion na solução do solo (ou solução intermecilar) provocará uma maior adsorção do mesmo, deslocando os demais adsorvidos que estejam em menor concentração. Este fator é muito usado na realização de análises químicas de solo (análise da CTC, bases trocáveis e acidez de troca).
d) tamanho do cátion: quanto maior o cátion, mais fortemente o mesmo será adsorvido.
e) Seletividade do colóide: certas argilas evidenciam maior preferência para a adsorção de certos cátions, conforme apresentando abaixo:
Ilita: Al > K > Ca > Mg > Na
Caulinita: Ca > Mg > K > Al > Na Montmorilonita: Ca > Mg > H > K > Na
Matéria Orgânica: Mn > Ba > Ca > Mg > NH4 > K > Na
f) Cátion complementar: a substituição de um determinado cátion adsorvido (x) por um outro (y) depende também da quantidade de outros que estejam adsorvidos ou em solução. A discussão desse item foge ao objetivo da disciplina.
menor seletividade do sistema coloidal daquele solo (óxidos e caulinita) por estes cátions em relação ao sistema coloidal do solo Escobar (montmorilonita).
Quanto aos fatores que influem na adsorção de ânions, pode-se considerar que são os mesmos que influem na adsorção de cátions. Abaixo apresenta-se a sequência de adsorção dos principais ânions existentes no solo:
Cl- = NO3- < SO4-2 < MoO4-2 < HPO4-2 < H2PO4-1
4.2. Capacidade de troca de cátions no solo (CTC)
A capacidade de troca de cátions (CTC) representa a medida do poder de adsorção e troca de cátions do solo. a CTC é a quantidade de cátions que um solo é capaz de reter por unidade de
peso (Cmolc/Kg de solo). Constitui-se numa propriedade
fundamental para a caracterização do solo e avaliação de sua potencialidade agrícola.
A CTC varia com o pH do solo em decorrência da existência de cargas negativas dependentes do pH. A CTC determinada ao pH do solo é denominada CTC Efetiva ou Real. A CTC determinada com uma solução tamponada à pH 7,0 (maior que o pH do solo) é denominada CTC Potencial. Portanto, em solos ácidos (a maioria o são), a CTC Efetiva é inferior à CTC Potencial.
A determinação CTC é feita saturando-se o solo com um
determinado cátion (ex.: NH4+1 usando o CH2COONH4 a pH 7,0). A
seguir lava-se o excesso deste cátion com um líquido de baixa polaridade (álcool isopropílico ou etílico); desloca-se o cátion
adsorvido (NH4+1) COM OUTRO (ex.: Na+1 usando NaCl) e
determina-se o cátion deslocado, obtendo-determina-se assim a medida da CTC, que é dada em Cmolc/Kg de solo.
A CTC pode ser estimada através do valor T, que representa a
soma dos seguintes cátions trocáveis (adsorvidos): Ca+2, Mg+2,
K+2, Na+1, Al+3 e H+1. Existem outros cátions trocáveis no solo,
tais como: NH4+1, Mn+2, Cu+2, Zn+2, Fe+2, etc., mas considera-se
T é aceitável, obtendo-se por soma de cátions normalmente determináveis. Do ponto de vista técnico é discutível qual a determinação mais indicada (valor T ou CTC conforme explicado anteriormente), em análises de levantamento de solos, sendo que em trabalhos feitos no Brasil é normalmente usado o valor T.
4.3.CTC das argilas e matéria orgânica
Cada tipo de argila, assim como a matéria orgânica do solo, (húmus), possui uma CTC mais ou menos definida, conforme cita-se a seguir.
Tabela 5.3. Capacidade de Troca de Cátions Aproximada para alguns colóides do solo.
Componente CTC (em Cmolc/Kg)
Montmorilonita Vermiculita Ilita
Caulinita
Matéria Orgânica
80-120 100-150 20-40 3-15 200-300
4.4. Acidez do solo
A acidez do solo pode ser dividida em dois tipos: acidez ativa e acidez potencial.
A acidez de troca é dividida principalmente aos íons Al+3
adsorvidos (trocáveis) na superfície dos colóides do solo por
forças eletrostáticas. Como o teor de H+1 geralmente representa
menos do que 5 % da acidez trocável, admitimos como sendo
simplesmente Al+3 trocável. A acidez tocável, representada por
Al+3 trocável, pode ser extraída com solução de sal neutro. Em
geral é usada uma solução de KCl 1N e o alumínio é titulado como ácido, com solução de NaOH.
A acidez não trocável é resultado da dissociação, pela elevação do pH, dos radicais carboxílicos, fenólicos e outros da
matéria orgânica nos quais o H+1 está ligado covalentemente nas
hidróxidos de Fe e Al. Há informações de que o Al complexado (quelado ou polimerizado) pela matéria orgânica pode constituir grande parte da acidez não trocável do solo. É a acidez que os
solos apresentam depois de remover o Al+3 trocável, em condições
de pH acima de 5,5.
Via de regra, a acidez potencial é determinada
integralmente, (acidez de troca + acidez não trocável) por
neutralização dos íons H1+ e Al+3 com acetato de cálcio
(CH2COO)2Ca, a pH 7,0. São expressos em Cmolc/Kg de solo ou mais corretamente em cmolc/kge constitui num importante componente do valor T do solo.
A acidez ativa é dividida aos íons H+1 da solução existem em
concentrações muito baixas em comparação com os H+1 adsorvidos. A
acidez ativa é expressa pelo pH que, por sua vez, representa o logaritmo negativo ou o logaritmo inverso da atividade dos íons
H+1 na solução do solo.
pH
H
H
= −log( +)=log + ( )
1
Onde ( ) significa atividade. A atividade representa a concentração efetiva e para concentrações muito baixas de
eletrólitos pode ser considerada igual à concentração.
Considerando-se que a atividade dos íons H1+ seja igual à
concentração, podemos mostrar a equivalência entre concentração e pH para os valores que mais frequentemente ocorrem no solo:
Tabela 5.4. Relação entre concentração molar de H e valores de pH
Concentrações de H+1 (MOLAR) * pH
0,0001 ou 10-4
0,00001 ou 10-5
0,000001 ou 10-6
0,0000001 ou 10-7
0,00000001 ou 10-8
4,0
5,0
6,0
7,0
*MOLAR = g H+1/litro
Pode-se observar que, para cada unidade de diferença de pH,
a concentração dos íons H+1 difere 10 vezes, daí porque uma
pequena diferença de pH, especialmente na faixa de solos ácidos, pode ser bastante significativa.
A escala de pH varia de zero a 14; o pH 7 é considerado neutro, os valores de pH < 7 são considerados ácidos e, os valores de pH > 7 são alcalinos. Nos solos a amplitude de pH varia de 3 a 9, embora os valores mais comuns ocorram na faixa intermediária.
A determinação do pH do solo é feita, comumente, em água usando uma relação solo:água de 1:2,5, mede-se o pH na suspensão através da imersão de um eletrodo de vidro ligando a um potenciômetro (esse conjunto constitui o pH-metro). O pH também pode ser medido em soluções salinas, como p.ex.: KCl 1N e CaCl2 0,01M.
Os íons H+1 da solução do solo (Acidez Ativa), estão em
equilíbrio com os H+1 da Acidez Potencial, segundo o mesmo
princípio físico dos vasos comunicantes apresentado anteriormente
(Figura 5.4b). Ao se neutralizar os H+1 da solução do solo, mais
H+1 de formas trocáveis e não trocáveis (Acidez Potencial) passam
para a solução, restaurando a Acidez Ativa. Essa tendência de resistir à mudança do seu pH constitui o Poder Tampão do Solo. O Poder Tampão será tanto maior quanto mais elevado o teor de matéria orgânica (grupos COOH) e de argilominerais e óxidos, que são fontes de H+1 e Al+3 para solução do solo. Solos arenosos e/ou pobres em matéria orgânica tem, portanto, baixo Poder Tampão. Desta forma verifica-se, que para diminuir a acidez de um
solo não basta eliminar os íons H+1 da solução do solo, é
sendo necessário também conhecer a acidez potencial para a adoção de medidas mais adequadas à sua correção.
Como fontes de acidez temos, entres outros fatores:
(1) Hidrólise do Al, previamente originado do intemperismo de silicatos (Al+++ + 3H2O ---> Al(OH)3 + H+);
(2) Lixiviação e a hidrólise do CO2 originado da respiração dos microorganismos e raizes de plantas (CO2 + H2O ---> HCO3- + H+);
(3) Adubos acidificantes, como o sulfato de amônio (NH4)2SO4, quando solubilizam liberam íons H+,
(4) Mineralização dos compostos orgânicos, que pela reação de nitrificação libera íons H+; formação de ácidos orgânicos e inorgânicos;
(5) Liberação de íons H+ pelas raizes das plantas.
A acidez do solo afeta significativamente as características químicas, físicas e biológicas do solo e a nutrição das plantas. A acidez do solo é comum em todas as regiões onde a quantidade de chuva é suficientemente elevada para lixiviar teores apreciáveis de cátions básicos. Isto explica a frequência de solos ácidos nas regiões tropicais e subtropicais úmidas. Os cátions básicos removidos são substituídos por H e Al proveniente da alteração dos minerais. A acidificação é, portanto, um processo natural.
A concentração de íons de H+ presente nos solos tropicais ácidos na faixa de pH 4,5 a 5,8 não constitui transtornos para as
plantas. Entretanto, o Al+3 trocável é o principal cátion
% saturação c/Al =
+
+
+
3
3
1000
Al
Al
x S
Devido a importância da percentagem de saturação com Al para as culturas, esse parâmetro é considerado como propriedade diagnóstica na classificação de solos, sendo especificado pelo termo Álico quando é maior ou igual 50%.
4.5. Bases trocáveis
Os íons trocáveis Ca, Mg, Na e K são denominados de bases trocáveis e a sua soma de valor S (ambos expressos em Cmolc/Kg de solo). A denominação bases deve-se à relação alcalina dos solos saturados com esses íons. A percentagem de cátions básicos trocáveis na CTC (ou valor T) é denominado saturação de bases ou valor V:
V (%) = S x100 T
A saturação de bases tem sido usada como um indicativo da fertilidade química do solo; o seu uso isolado não é suficiente para essa avaliação; é necessário considerar também a CTC, o teor absoluto de bases (valor S) e os tipos de cátions básicos. Por ex., um solo “x” com CTC de 20 Cmolc/Kg e valor S de 10 Cmolc/Kg tem valor V= 50%, um solo “Y” com CTC de 2 Cmolc/Kg e valor de S de 1 Cmolc/Kg também tem um valor V = 50%. Entretanto, o solo “x” apresenta um teor absoluto de cátions básicos mais elevado o que significa um maior teor de nutrientes para as plantas. Por outro lado, dois solos com o mesmo valor de T podem ter diferentes fertilidades, mas dois solos como o mesmo valor T e mesmo valor V tem grande probabilidade de possuirem fertilidade equivalentes. Em consequência disso, tanto o valor T como o valor V são usados para a classificação de solos.
4.6. Interpretação dos Dados de Análise de S, T (ou CTC) e V
As análises do complexo sortido (S, Al+H, T e V) são as mais importantes usadas em levantamento de solo. A seguir são dados os teores considerados altos, médios e baixos (BRASIL, 1973).
Tabela 5.5. Interpretação dos valores de S, T e V em solos
S(cmolc/kg) V (%) T (cmolc/kg)
alto médio baixo
mais de 6 4 a 6
menos de 4
mais de 60%; 35 a 60%; menos de 35%;
mais de 10 6 a 10 menos de 6
A acidez de troca não necessita ser classificada, visto que sua importância depende dos valores T e S, já sendo levada em consideração no cálculo de V. Na Tabela 4 são apresentados dados de análise de solos do Rio Grande do Sul, onde podem ser vistos os teores de S, T, V, Al+H e pH, possibilitando a observação de suas relações.
Tabela 5.6. Dados de análises de alguns solos do Rio grande do Sul, compilados do levantamento de Reconhecimento de solos do Estado (BRASIL, 1973).
Unidade de Mapeamento
Classif i- Cação
Profundi- dade (cm)
S Cmolc/
Kg
Al+H Cmolc/Kg
T Cmol c/Kg
V (%)
Cruz Alta Passo Fundo Vacaria Erexim Bom Jesus São Pedro Tupanciretã Rio Pardo São Jerônimo Alto das Canas
Ciríaco Bexigoso Pelotas Santa Maria Virgínia LE LE LB LR C PV PV PV PV PV BV B P PB Pl ou F
0 -13 0 - 30 0 - 11 0 - 15 0 -17 0 - 25 0 - 25 0 - 50 0 - 20 0 - 40 0 - 25 0 - 20 0 - 23 0 - 20 0 - 40
1,8 1,7 2,8 0,6 3,0 1,8 1,0 1,1 3,3 3,4 12,7 5,6 3,5 4,3 6,1 4,6 8.8 14.2 14.0 17.0 3.6 2.7 6.6 5.2 5.4 5.0 4.4 3.2 7.8 5.8 5.6 10.5 17.0 14.6 20.0 5.4 3.7 7.7 8.5 8.8 17.7 10.0 6.7 12.1 11.9 24 16 16 4 15 33 27 14 39 39 72 56 52 35 51 5.2 4.8 4.7 4.5 4.6 5.0 5.0 4.6 4.5 5.2 5.9 5.0 5.4 4.9 5.0
Com os dados da Tabela acima é feita a Figura 5.5, onde se pode observar a relação entre pH e percentagem de saturação de bases.
4.7. Estimativa do tipo de argila a partir dos dados de análise de T (ou CTC), teor de argila do solo e percentagem de matéria orgânica.
Considerando um solo que apresentou os seguintes dados de análise:
T (ou CTC) = 12,07 Cmolc/Kg; Matéria orgânica = 2,3 %; Argila = 23 %.
Estimativa do tipo de argila -Considera-se que a CTC média da matéria orgânica é 250 Cmolc/Kg e calcula-se quantos milequivalentes de CTC existem em 2,3 g.
2,3 g -- x
x = 5,75 meq/2,3 g.
12,75 - 5,75 = 6,32 Cmolc (que são devidos à parte mineral do solo); ou seja, a 23,0 gramas de argila. Calcula-se o valor para 100 g de argila:
23 -- 6,32 g 100 -- x
x = 23,13 Cmolc/Kg ⇒ Ilita
5. DISPERSÃO E FLOCULAÇÃO
Entre as partículas de uma dispersão coloidal existem dois tipos fundamentais de forças: (a) as forças de atração (Van der Waals), que ocorrem quando as partículas estão muito próximas; resultantes da orientação de dipolos ou da coordenação do movimento de elétrons entre as partículas; (b) as forças de repulsão, que são consequência da repulsão das cargas elétricas de mesmo sinal. Quando, em uma dispersão coloidal em meio líquido predominam as forças de atração, ocorre a floculação ou coagulação e as partículas agrupam-se formando pequenos flocos que decantam até o fundo do recepiente. Quando predominam as forças de repulsão, a dispersão tende a se estabilizar, não ocorrendo a aproximação entre as partículas, temos a dispersão ou floculação.
A floculação dos colóides de solo é um fenômeno muito importante, tanto sobre o aspecto pedogenético, pedoturbação, formação da estrutura, a própria diferenciação dos horizontes, tem relação com a floculação e defloculação dos colóides do solo.
fator importante a ser considerado, visto que as cargas negativas e positivas são dependentes do pH. Desta forma o aumento do pH deverá aumentar as cargas negativas, provocando uma maior repulsão entre as partículas e dificultando a floculação ou provocando a desfloculação, quando então a argila poderá se mobilizar, migrando para o interior do perfil ou sendo arrastada pelo escorrimento superficial da água (erosão).
No ponto de zero carga elétrica (PZC), ocorre a floculação que, por sua vez, tem influência favorável na estruturação do solo, razão pela qual é aconselhável que o pH de solos com os referidos tipos de colóides não se afastem muito do PZC. Em geral, no PZC do solo alguns colóides apresentam cargas negativas e outras cargas positivas, possibilitando a floculação mútua pela interação das cargas.
5.6.BIBLIOGRAFIA
BRASIL, Ministério da Agricultura, Departamento Nacional de Pesquisa Agropecuária. Levantamento de Reconhecimento de Solos do Estado do Rio Grande do Sul. Recife, 1973. 431 p.
FASSBENDER, H. Química de Suelos, con énfasis en suelos de América Latina. Turrialba, IICA. 1975. 374 p.
