Pedologia

Importância de estudar o solo O solo faz parte do ambiente e é essencial à vida sobre os continentes. De entre as suas funções básicas podemos enumerar: Ecológicas

Suporte e produção de biomassa (agricultura e engenharia florestal)

Fonte de alimentos, biomassa e matérias-primas minerais

Protecção (filtra, transforma e armazena substâncias)

É o suporte/principal substrato utilizado pelas plantas para o seu crescimento e desenvolvimento, proporcionando-lhes água e nutrientes importantes

Técnico-industrial, sócio-económico e cultural

Suporte de infra-estruturas (habitação, indústrias, vias de transporte)

Fonte de matérias-primas (argila, areia, fibras)

Reserva de património natural e cultural (paisagem, protecção de tesouros arqueológicos e paleontológicos)

Visto que é um recurso natural dinâmico, é passível de ser degradado devido ao uso inadequado pelo ser humano:

Redução da sua fertilidade natural – dos 25% dos solos usados para agricultura apenas 10% se destinam mesmo a esse fim;

Perda do solo por erosão hídrica – causada pelas chuvas e eólica – causada pelo vento (desertificação – degradação da capacidade produtiva do solo, isto é, capacidade de suportar o coberto vegetal);

Contaminação do solo por resíduos urbanos e industriais;

Alteração do solo para obras civis (cortes e aterros);

Extracção do solo para fins de exploração mineral).

Conceito de solo

Perspectiva do engenheiro civil – qualquer depósito de material não consolidado que ocorre à superfície da Terra;

Perspectiva do geólogo – qualquer formação geológica superficial e móvel da crusta terrestre, originada por alteração mecânica, química e biológica das rochas;

Edáfico – camada superficial mais ou menos móvel e friável da crusta terrestre e que constitui o meio natural adequado para o desenvolvimento da generalidade das plantas terrestres;

Pedológico – entidade natural da superfície da crusta terrestre, dinâmica e evolutiva, que se distingue das rochas pela presença de vida vegetal e animal e por uma organização textural e estrutural que reflecte a sua génese. Pedologia (pedon+logos): origem, evolução, morfologia, classificação e distribuição espacial dos solos, suporte natural das plantas, degradação e recuperação/reabilitação.

O Solo É uma formação natural superficial e inconsolidada, sujeito a evolução, que resulta da meteorização física, química e biológica das rochas, durante um certo período de tempo e que tem múltiplas funcionalidades. Definição ISO 11074-1 de 1/08/1996 – camada superficial da crusta terrestre constituída por partículas minerais, matéria orgânica, água, ar e organismos vivos. Definição FAO (Food and Agriculture Organisation) – qualquer material nos primeiros dois metros a partir da superfície terrestre, que está em contacto com a atmosfera, com excepção de organismos vivos, áreas de gelo contínuo não cobertas por outro material e corpos de água de profundidade superior a dois metros. Ex: afloramentos rochosos, solos urbanos pavimentados, solos de áreas industriais, solos em cavernas, solos subaquáticos.

Estágios de formação do solo 1º Meteorização (Física – agentes climáticos e biológicos ou Química – reacções que ocorrem no ambiente)

Contracção e dilatação dos materiais, por acção de variações térmicas, provocam microfracturas na rocha.

Infiltração da água da chuva nas microfracturas e dissolução dos minerais.

Fragilização da estrutura da rocha.

Fixação de líquenes e plantas de pequeno porte.

Alargamento de fissuras e fracturas.

Desagregação da rocha em fragmentos cada vez menos menores. 2º Formação inicial dos horizontes

Camada superior com pequenos fragmentos e partículas minerais.

Enriquecimento com materiais orgânicos.

Alteração dos minerais.

Crescente biodiversidade no solo.

Fixação de abundante coberto vegetal e fauna diversa.

Camada superior de húmus, com abundante matéria orgânica coberta por manta morta.

Lixiviação de materiais para zonas inferiores.

Com o passar do tempo o solo sofre diferenciação, dando origem a horizontes. Essa diferenciação ocorre devido ao fenómeno de migração/translocação de matéria orgânica que existe sob a forma de partículas mais finas. A migração pode ser descendente (precipitação>evapotranspiração) ou ascendente (precipitação<evapotranspiração).

3º Diferenciação dos horizontes

Ocorre através de processos pedogenéticos como: adição (de materiais vindos de outros locais), remoção (por lixiviação ou erosão), mistura, translocação (movimento de minerais de um local para outro), transformação (engloba processos destrutivos que levam a alterações físicas e químicas na rocha-mãe e à decomposição de resíduos orgânicos; e processos construtivos como a formação de novos minerais e húmus)

Os dois primeiros são, geralmente, os mais ricos em matéria orgânica. Horizonte O: camada superficial de material orgânico (manta morta). Horizonte A: abundante matéria orgânica decomposta (húmus); raízes de plantas e numerosos organismos. Horizonte B: solo mineral com iões lixiviados do horizonte A; matéria orgânica quase ausente. Horizonte C: fragmentos soltos da desagregação da rocha-mãe. Horizonte R: rocha-mãe não meteorizada. A formação do solo começa pela meteorização mecânica da rocha por

agentes climáticos e biológicos, continua com a meteorização bioquímica e progressiva incorporação de matéria orgânica e termina com a diferenciação dos horizontes. Horizontes - camadas paralelas à superfície com propriedades muito características e que vão dar origem ao solo que têm

horizontes definidos. Meteorização física: resulta da abrasão por partículas arrastadas pelo gelo, vento e água, da compressão do peso dos glaciares (nas zonas de latitudes ou altitudes mais elevadas), da mudança de volume em resultado de ciclos de congelação-liquefação, da pressão da água, do aumento do volume em resultado da cristalização de sais ou de termoclastia (alterações de volume devido a variações de temperatura). Meteorização química: resulta da acção da água, dos ácidos e sais dissolvidos. As principais reacções envolvidas são a hidrólise, a hidratação, oxidação-redução, dissolução, ionização, precipitação e volatilização. Os minerais primários (minerais que não sofreram alterações químicas desde que se formaram, em condições de pressão e temperatura superiores às normais) que constituem a rocha-mãe são alterados e parcialmente dissolvidos. Os produtos resultantes podem ser deslocados, depositados ou perdidos para o lençol freático. Simultaneamente formam-se minerais secundários por alteração dos primários ou por precipitação dos produtos libertados. Meteorização biológica: resultado da acção das plantas e organismos. A formação do solo continua quando as plantas se instalam nos produtos da meteorização física e química das rochas. As plantas fornecem compostos orgânicos através dos exsudados radiculares e dos tecidos mortos que vão alimentar organismos do solo. As raizes formam biporos que contribuem para a formação de agregados.

Diversidade de solos / Factores pedogenéticos Os solos são um recurso não renovável com uma taxa de formação de 0.3-1.5 mm/ano. Os tipos de solo estão dependentes dos factores pedogenéticos: rocha-mãe, clima, organismos, topografia e tempo decorrido. A acção do clima e organismos sobre a rocha-mãe é condicionada pelo relevo do terreno e depende da extensão do período de tempo que decorreu desde que se iniciou a diferenciação de horizontes num dado local. A rocha-mãe, rocha à custa da qual se forma o solo, fornece os constituintes minerais do perfil; a vegetação, que se instala praticamente desde o começo da alteração das rochas, dá origem à acumulação de matéria orgânica. Os componentes da rocha e o material orgânico, sujeitos a variadas reacções físicas, químicas e bioquímicas, são transformados e misturados com maior ou menor intensidade, migrando os produtos resultantes de um para outro ponto e conduzindo à diferenciação dos horizontes do solo, ou seja, ao desenvolvimento do perfil. As características do solo e o grau de desenvolvimento dos horizontes dependem da interacção de todos estes factores. CLIMA – conjunto de condições atmosféricas médias de uma região; engloba temperatura e precipitação. É possível verificar-se uma distribuição dos solos de acordo com a zona climática em que se inserem. O clima é sem dúvida um dos factores que mais exercem influência na formação dos solos, pois condiciona os fluxos de energia e matéria necessários para os processos de alteração e os mecanismos e processos pedogenéticos que ocorrem na formação dos solos. O efeito do clima faz-se sentir sobretudo através da precipitação e da temperatura. Assim, os solos de regiões com temperaturas médias mais elevadas e abundante água pluvial, tendem a ter maior evolução pedogenética em comparação com os solos de regiões onde o clima apresenta deficiência de humidade. Maior volume de água, infiltrada e percolando através do perfil dos solos das regiões mais húmidas, promovem a hidratação dos constituintes e favorece a libertação de catiões libertados dos minerais, por hidrólise, acelerando os processos de transformação do solo. O volume de água que percola o perfil é também responsável pelo transporte selectivo de elementos libertados dos compostos neoformados, ou seja, propicia a lixiviação dos solutos e sílica coloidal que podem ser translocados para outros horizontes ou definitivamente removidos do solo em questão. Contrariamente, se a lixiviação do perfil de um solo, em função da pequena disponibilidade de água, é incipiente, as reacções químicas e os processos físicos descritos são atenuados contribuindo para a preservação ou pouca transformação dos minerais constituintes do solo. Assim, em climas húmidos e quentes há uma aceleração dos processos pedogenéticos, tendendo à formação de solos muito intemperizados, evoluídos e profundos, com reacção ácida e pobres quimicamente. São solos cuja mineralogia reflecte uma predominância de minerais secundários como as argilas e óxidos de ferro e alumínio. Por outro lado, sob condições de clima com escassez de humidade ocorre uma atenuação da intensidade dos processos de transformação, favorecendo a formação de solos pouco evoluídos, rasos ou pouco profundos, cascalhentos e/ou pedregosos, ricos em minerais primários, pouco alterados ou com argila de elevada actividade coloidal. Precipitação: factor do qual depende a humidade do meio e, consequentemente, a natureza e a intensidade das reacções e processos responsáveis pela alteração das rochas e da matéria orgânica e pelos fenómenos de migração.

Temperatura: influencia a velocidade das diversas reacções, afectando assim a eficiência da precipitação, acelerando a hidrólise e o processo de transformação dos minerais.

Distribuição dos principais climas Distribuição dos principais tipos de solos

Solos zonais: solos cujas características dependem do clima (o factor vegetação é o principal elemento de formação); ocorrem em correspondência com as grandes zonas climáticas e a sua formação é independente da rocha-mãe. 15% são desertos, mas em risco de desertificação estão muitos mais. São solos evoluídos, reflectindo a influência dos processos pedogenéticos e relativamente independentes da rocha-mãe, ocorrendo em correspondência com as grandes zonas climáticas e cujas características dependem principalmente do clima. Ex: podzóis.

Solos intrazonais: solos evoluídos, resultantes da actuação de processos pedogenéticos, mas em que a evolução é diferente daquela que seria de esperar na zona climática em que ocorrem, devido a influências locais como a natureza da rocha-mãe e/ou tipo de relevo. Ex: vertissolos. Solos azonais: solos pouco evoluídos, não afectados por processos pedogenéticos, apresentando características próximas das da rocha-mãe. Ex: regossolos.

Ferrasolo: solos espessos de climas quentes e húmidos (equatorial/tropical).

Podzol: característico de climas temperados húmidos, com vegetação de floresta.

Pradaria: característico de climas temperados continentais; é o mais fértil de todos pois têm uma grande quantidade de matéria orgânica.

Desértico: é um solo muito pouco fértil característico de climas áridos.

Pradaria: podemos ter pradarias tropicais (quentes todo o ano) ou pradarias temperadas (têm estações quentes e frias). Savana: zonas típicas de regiões com clima tropical seco ou húmido. Tundra: clima polar frio e seco. Ex: Alasca, Canadá, Gronelândia, Noruega, Sibéria, Suécia. Taiga: clima frio e com pouca humidade; próximo da América do Norte, Europa e Ásia. Estepe: clima temperado continental que corresponde a uma zona de transição vegetativa e climática entre a área de savana e o deserto. ORGANISMOS – são principalmente decompositores da matéria orgânica, que aumentam a fertilidade dos solos e que dão origem a ácidos que atacam os minerais, acelerando a meteorização. Os organismos podem ser: plantas, animais (arejam os solos através de tocas e túneis) ou microorganismos. As plantas podem ter uma acção directa (protecção contra a erosão fissuras nas rochas maior infiltração) ou indirecta (camada morta deposita-se no solo). Quando a matéria orgânica se decompõe, as plantas, os animais e os microrganismos que vivem no solo passam a dispor de nutrientes importantes, daí que a fertilidade do solo esteja relacionada com a quantidade de matéria orgânica presente.

Sem matéria orgânica é rocha, com matéria orgânica é solo. Em 1g de solo existem cerca de 600 milhões de bactérias pertencentes a 15000-20000 espécies diferentes. Nos solos desérticos existem cerca de 1 milhão de bactérias pertencentes a 5000-8000 espécies diferentes. ROCHA-MÃE – tem apenas uma actuação passiva na medida em que apenas controla a formação e evolução do solo. Em função da rocha-mãe os solos vão ter diferentes permeabilidades e composições minero-químicas, o que lhes vai conferir diferentes resistências à alteração.

Solos derivados de granitos: são menos férteis e produtivos.

Solos derivados de basalto: são mais férteis e produtivos. Permeabilidade da rocha-mãe: dela depende a circulação de água e ar, intensidade dos processos químicos e biológicos e translocação dos constituintes. A baixa permeabilidade impede fenómenos de eluviação e acumulação de bases. Composição química da rocha-mãe: responsável pela natureza do complexo de alteração formado e, como tal, condicionadora do sentido da evolução e dos constituintes minerais do solo.

Mineral Produto residual Material em solução

Quartzo Grãos de quartzo Sílica

Feldspato Minerais de argila Sílica, K+, Na

+, Ca

2+

Anfíbola Minerais de argila Sílica, Ca2+

, Mg2+

Olivina Limonitelhematite Sílica, Mg2+

Assim, o material de origem, condiciona a morfologia dos solos, nomeadamente, deixando a sua impressão na textura, na cor, na natureza do complexo de alteração formado e na espessura e grau de manifestação dos horizontes.

Interacção da rocha-mãe com o clima Hidrólise: reacção de uma substância com a água (H

+ e OH

-). O H

+ substitui os catiões na rede cristalina, destruindo a estrutura

inicial e dando origem a um novo mineral.

2 KAlSi3O8 + 9 H2O + 2 H2CO3 2 K+ + 4 H4SiO4 + 2 (HCO3)

- + Al2Si2O5 (OH)4

ortose ácido carbónico ácido salicílico caulinite

Hidratação: adição de água a minerais, provocando um aumento de volume que vai levar à desagregação das rochas.

CaSO4 + 2 H2O CaSO4 . 2 H2O anidrite gesso Carbonatação: reacção entre os minerais das rochas e o ácido carbónico. O hidrogenocarbonato é mais solúvel que a calcite, o que faz com que nestas zonas se formem grutas e cavidades.

CO2 + H2O = H2CO3 (ácido carbónico)

H2CO3 H+ + HCO3

-

CaCO3 + H2CO3 Ca(HCO3)2 (hidrogenocarbonato de cálcio)

calcite TOPOGRAFIA – configuração do solo conferida por declive e altitude; vai influenciar a erosão, quantidade de água no solo e radiação solar que o solo recebe . Solos com maior declive vão sofrer maior erosão e maior escorrência superficial, o que faz com que sejam solos menos desenvolvidos e pouco profundos (horizonte logo seguido da rocha-mãe, devido à acelerada erosão). A água aborvida é pouca, o que faz com que não haja humidade suficiente para plantas. São solos litólicos. Solos mal drenados (com muita água), são solos que se encontram em zonas baixas, daí que sejam solos muito espessos e escuros. Esta escuridão reflecte a matéria orgânica que se acumulou. Orientação do declive – Solos em declives virados a sul recebem mais luz, enquanto que solos em declive virados a norte recebem menos. TEMPO – vai influenciar a maturidade e espessura do solo. Solos jovens (incipientes ou pouco evoluídos) apresentam características muito próximas da rocha-mãe, enquanto que solos maduros (evoluídos com horizontes nítidos) apresentam características mais distantes da rocha-mãe. Em geral, quanto mais prolongada for a formação de um solo, mais espesso e menos parecido com a rocha-mãe ele será.

Horizontes do solo Perfil do solo – conjunto de horizontes que, num corte vertical, se sucedem desde a superfície até à rocha que originou o solo. Um solo pode não ter todos os horizontes. Para estudar o perfil do solo é necessário expô-lo; pode utilizar-se um corte de terreno natural ou artificial desde que não apresente sinais de erosão, adição de materiais, ou uma amostra colhida do terreno. A separação entre os vários horizontes pode evidenciar-se utilizando propriedades como a cor, textura, estrutura, consistência, presença ou ausência de determinados minerais ou a existência de matéria orgânica. Os horizontes dividem-se em orgânicos (O; >20% matéria orgânica) e minerais (A e E; são os predominantes, que podendo ter matéria orgânica não chega a 20%).

Horizonte Características

O (H, O)

É um horizonte superficial e orgânico que pode conter mais de 20% de matéria orgânica em diferentes graus de decomposição. H – horizonte orgânico formado em condições de saturação de água por longos períodos de tempo, constituído por resíduos vegetais visíveis, restos de fauna e seus excrementos (turfas). O – horizonte orgânico caracterizado por camadas orgânicas acima dos contituintes minerais do solo, formadas por resíduos vegetais visíveis mas mais decompostos (regiões florestais).

A E

A – horizonte rico em húmus e partículas minerais, mais escuro que os inferiores, de grande actividade biológica e sujeito às influências do clima, plantas e animais. A sua textura é geralmente mais grosseira por ter ocorrido perda dos materiais mais finos por erosão ou migração para horizontes mais profundos. E – horizonte eluvial ou de lixiviação, de cor clara e rico em minerais resistentes à alteração. É um horizonte que sofreu grande perda de argilas, óxidos e hiperóxidos de ferro e alumínio por eluviação (lixiviação) para horizontes mais profundos ou até para fora do solo, com consequente concentração de materiais mais resistentes como o quartzo.

B (Bt, Bh, Bs, Bw)

Horizonte iluvial (acumulação de produtos removidos do horizonte E; argila, húmus, óxidos-hidróxidos de Fe, Al, Mn) ou de alteração in situ (Bw). É pouco afectado pela erosão natural e pela acção do homem, geralmente fora do alcance das raízes.

C Formado pelos detritos minerais provenientes da desagregação da rocha-mãe (regolito).

R Material consolidado ou rocha-mãe não alterada.

NOTAS:

- Eluvial: há migração de material para zonas mais profundas do perfil, correspondendo a eluviação. - Iluviação: produtos vindos de cima. Sub-horizontes

- Aa, Ap: camada arável, horizonte modificado por acção da lavoura (30 cm); - Bh: horizonte rico em matéria orgânica (húmus) - Bt: horizonte rico em argila que veio de cima. - Bs: horizonte onde há acumulação de óxidos resultantes do que foi translocado. - Bw: horizonte rico em argila que resultou da alteração in situ de outros minerais. - sa – acumulação de sais solúveis (z – quando não especifica qual é o sal): horizonte cálcico (Ca: calcite), horizonte gípsico (y: gesso) - g – glei: saturação do solo, mais ou menos rica em matéria orgânica; redução intensa: cores cinzenta, cinzento-azulado, azul, cinzento-esverdeado ou verde; ambientes ricos e saturados em água - Normalmente o horizonte B tem partículas mais pequenas que o horizonte A.

Processos pedogenéticos Pedogénese – ocorrência de mecanismos de: adição, remoção (lixiviação de iões), translocação, transformação. Ex: translocação consiste, por exemplo, no movimento de argila de um horizonte superficial para um mais profundo. Esta translocação nota-se por uma cor mais clara no horizonte mais superficial. Mecanismos da pedogénese Adição: diz respeito à entrada de material do exterior do perfilou horizonte do solo. Por exemplo: areia ou cinzas vulcânicas trazidas de outro local ou depositados sobre o perfil.

Transformação: ocorre quando o material existente no perfil ou horizonte muda a sua natureza química ou mineralógica.

Translocação: ocorre quando o material passa de um horizonte para outro, sem abandonar o perfil.

Remoção: é o contrário da adição, ou seja, o material é removido para fora do perfil (ex: por lixiviação). GLEIZAÇÃO – ocorre em zonas alagadas; a água começa-se a acumular/estagnar num ambiente anaeróbio que não permite a oxidação da matéria orgânica, daí que se acumule. É um processo típico de ambientes com condições de redução, o que ocorre quando há saturação de água na maior parte do tempo. Condições aeróbias: o aceitador final da cadeia respiratória dos microrganismos do solo é o oxigénio e a sua eficiência na decomposição de materiais orgânicos pode chegar à decomposição completa em dióxido de carbono. Condições anaeróbias: as populações de microrganismos aeróbios são substituídas por populações de anaeróbios, cuja eficiência na decomposição de materiais orgânicos é menor. Deste modo, a génese do solo vai dar-se num ambiente onde se verifica um aumento na concentração de agentes complexantes orgânicos e maior abundância de electrões no meio. Isto vai levar a um ambiente de redução intenso onde ocorre redução de N, Fe e Mn que são transportados para fora do perfil. Como os principais agentes pigmentantes são óxidos e matéria orgânica, os horizontes superficiais adquirem uma coloração acinzentada.

FeCO3 + CO2 + H2O Fe (HCO3)2 (ambiente redutor) 2Fe(HCO3)2 + O2 + H2O Fe (OH)3 + 4CO2 (ambiente exidante)

A redução do ferro gera diferenças ao nível da cor!

Gleissolos: solos com horizonte reduzido devido a alagamento (solos hidromórficos). São caracterizados por terem excesso de água pelo menos em alguns períodos do ano. A falta de oxigénio leva à redução do magnésio e ferro por microrganismos

anaeróbios que originam a cor acinzentada característica dos horizontes glei. A baixa taxa de decomposição da matéria orgânica leva à sua acumulação progressiva. LIXIVIAÇÃO – ocorre em quase todos os solos; consiste na remoção das bases do solo (Na

+, K

+, Ca

2+, Mg

2+) que são trocadas por

iões H+ das águas de percolação (águas subterrâneas) por hidrólise (precipitação > evapotranspiração).

ARGILUVIAÇÃO – enriquecimento do solo por um horizonte rico em argila; eluviação da argila transportada pela água de um horizonte eluvial (perde) para um horizonte iluvial (ganha). Ocorre em regiões com climas húmidos mas com uma estação seca bem marcada – regiões mediterrâneas. (precipitação > evapotranspiração). Luvissolo: solo evoluído em que o horizonte B tem grau de saturação superior a 35%. Corresponde a 25% dos solos de Portugal Continental, estendendo-se por grande parte do Alentejo, Beira Litoral e Algarve; são essencilamente solos Bw ou Bt não muito espessos. Cerosidade – é uma característica dos solos que consiste numa fina película de argila depositada na superfície dos agregados conferindo-lhes aspecto lustroso. Se os agregados apresentarem esta película é sinal que a argila foi translocada. Nota: se a alteração for in situ o aspecto é mais baço! Vertissolo: solo evoluído, com horizonte B de natureza argilosa (abundam esmectites), expandem quando molhados e abrem fendas quando secos; adesivos, plásticos e duros; escuros mas não usualmente ricos em matéria orgânica. Encontram-se pelos Açores, regiões de Lisboa e Beja.

Constituição do solo O solo é basicamente constituído por substâncias minerais e orgânicas, água e ar. Se o solo estiver saturado em água é sinal que todos os espaços vazios estão preenchidos com água. Como observar a presença de água no solo? Se aquecermos uma amostra de solo num tubo de ensaio verificamos que há bolhas de água que se libertam, pelo que fica provada a existência de água como parte integrante do solo. A esta fase líquida chama-se solução do solo. Como observar a presença de matéria orgânica no solo? Ao misturar água numa amostra de solo iremos obter uma individualização dos seus constituintes minerais e orgânicos, sobretudo se deixarmos “assentar a solução” – fase sólida. Como observar a presença de ar no solo? Se misturarmos água numa amostra de solo e agitarmos, verificamos a existência de bolhas de ar, provando a existência de ar no solo. Esta é a parte gasosa do solo que se designa por atmosfera do solo.

Fase sólida (50%)

Matéria mineral (46%)

Fragmentos de rocha Minerais primários

Minerais secundários

- Minerais argilosos - Oxi-hidróxidos de Fe, Al, Mn

- Silicatos não cristalinos - Carbonatos

Matéria orgânica (4%)

Porção viva – raízes das plantas, fauna do solo.

Porção não viva – restos de organismos vegetais e animais com vários graus de decomposição + produtos da

decomposição

Fase líquida (25%) Solução do solo

Água higroscópica – fortemente retida por adsorção; película que envolve partículas mais finas.

Água capilar – encontra-se nos microporos fracamente retida; parte disponível para as plantas.

Água gravitacional – escoa pelos macroporos e não é retida pelo solo; escoa por acção da gravidade.

Fase gasosa (25%) Atmosfera do solo Oxigénio, dióxido de carbono, azoto e vapor de água

Constituintes do solo – Matéria mineral Minerais primários – são aqueles herdados da rocha-mãe. Ex: quartzo, feldspato, micas, piroxenas, anfíbolas, olivinas, apatite, zircão, turmalina, ilmenite… Permitem-nos um conhecimento qualitativo e quantitativo do grau de evolução do solo e da reserva mineral (minerais alteráveis que contêm elementos biogénicos – N, P, K, S, Ca, Mg, Fe, Mn, Zn, Cu, Bo, Mo, Cl). O azoto é o único que as plantas não retiram dos minerais. Minerais secundários – são aqueles que se formam à superfície.

Síntese in situ de produtos resultantes da meteorização de minerais primários menos resistentes.

Alteração da estrutura de minerais primários verificada in situ.

Herdados da rocha-mãe.

Podem ser: o Minerais argilosos: caulinite, ilite, montmorilonite… o Oxi-hidróxidos de Fe, Al, Mn: gibsite – de Al, goetite – de Fe, hematite – de Fe. o Silicatos não cristalinos o Carbonatos: calcite, dolomite.

Relação entre as fracções granulométricas e o tipo de minerais presentes Fracção areia e limo: domina o quartzo. No entanto também estão presentes outros minerais primários como micas e feldspatos na areia e no limo, mas em menores quantidades neste último.

Fracção argila: dominam minerais secundários, sobretudo minerais argilosos. Outros minerais secundários (óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio) predominam nas fracções mais finas do limo e nas mais grosseiras da argila. Estabilidade dos minerais: Série de Bowen vs. Série de Goldich Série de Bowen: dá-nos a ordem pela qual os minerais se formam quando as condições são propícias a tal.

Série de Goldich: dá-nos a velocidade de alteração dos minerais, dando-nos informação sobre a estabilidade geoquímica dos mesmos.

Primeiro a cristalizar

Primeiro a meteorizar

Último a cristalizar

Último a meteorizar

O valor de um mineral, isto é, a reserva mineral está dependente da sua resistência à erosão e à dimensão granulométrica. Posto isto, as reservas minerais podem ser:

Curto prazo – ex: minerais ferromagnesianos, feldspatos, moscovites.

Médio prazo – ex: minerais ferromagnesianos, plagioclases.

Longo prazo – ex: feldspatos potássicos, moscovites.

No mesmo volume de solo, quanto menores forem as partículas mais ataque vão sofrer, daí que a reserva seja a menor prazo.

Escala de Atterberg – é utilizada para classificar o diâmetro das partículas minerais (granulometria) do solo. Para cima estão os elementos mais reactivos e para baixo os mais grosseiros. Elementos mais reactivos – correspondem à fracção de terra fina, que é a principal responsável pelas propriedades químicas do solo, em particular pelo poder tampão e capacidade de retenção de nutrientes. Elementos grosseiros – têm fraca reactividade e a sua presença vai reduzir a quantidade de água e nutrientes que o solo poderá reter. Contudo, contribuem para a formação de poros com grandes dimensões, o que facilita a drenagem interna e o crescimento das raízes. Dimensão das partículas e características da fracção terra fina

Fracção Diâmetro (mm) Características

Areia 2-0.02 - Áspera ao tacto; - Partículas visíveis a olho nu; - Não é plástica nem pegajosa ao humedecer-se; - Geralmente tem cores claras, mas se houver decomposição de óxidos pode ser mais escura; - Devido à sua dimensão deixam espaços volumosos entre elas, o que promove uma drenagem interna rápida e um bom arejamento do solo, mas conduz a um fraco poder de retenção da água e nutrientes.

Limo ou silte 0.02-0.002 - Suave e sedoso ao tacto, semelhante a pó de talco molhado; - Não é plástica nem pegajosa ao humedecer-se; - Partículas microscópicas.

Argila < 0.002 - Suave ao tacto; - Plástica e pegajosa quando humedecida; - Forma massa dura quando seca; - Partículas em forma de placas; - Partículas com grande superfície específica; - Normalmente apesenta cargas negativas.

Textura – indica-nos a proporção relativa entre as partículas (areia, limo, argila) que constituem a fracção de terra fina do solo. Para a sua determinação é utilizado um diagrama triangular que possui nos vértices a % correspondente a cada fracção e no cruzamento das linhas a designação da textura. Não se altera muito ao longo do tempo e influencia:

Aeração

Taxa de filtração de água

Armazenamento de água

Mecanização dos solos

Características químicas

Fixação/distribuição de nutrientes

Fertilidade/produtividade – os solos argilosos são bons mas os francos são os melhores!

Susceptibilidade à erosão

Para se obter com rigor a textura do solo deve-se proceder a análises mecânicas.

Textura de campo – consiste numa determinação empírica, por exemplo, com base na sensação transmitida quando uma porção de solo é friccionada entre os dedos.

Predomínio da argila – suave (textura pesada, fina)

Predomínio da silite – sedoso (textura mediana, média)

Predomínio da areia – áspero (textura ligeira, grosseira) Textura ligeira (grosseira): solos em que predomina a fracção areia (sensação áspera). De acordo com as % de fracção terra fina pode designar-se por arenoso, areno-franco ou franco-arenoso. Textura mediana (média): solos em que predomina a fracção silte (sensação sedosa). De acordo com as % de fracção terra fina pode designar-se por limoso, franco, franco-limoso e franco-argilo-arenoso. Textura pesada (fina): solos em que predomina a fracção argila (sensação suave). De acordo com as % de fracção terra fina pode designar-se por argilas, franco-argilo-limoso, franco-argiloso, argilo-arenoso e argilo-limoso.

Constituintes do solo – Minerais argilosos

NOTAS - Os minerais argilosos são Aluminosilicatos Hidratados, o que significa que o alumínio pode substituir o silício. - Filossilicatos têm uma estrutura em camadas muito finas. - Os solos com mais argila têm maior capacidade de armazenamento de água. - A sua estrutura é formada por dois tipos de unidade: Unidade tetratédrica Estas unidades estão polimerizadas pela partilha de iões oxigénio formando uma folha com arranjo hexagonal, a folha tetraédrica. Os hexágonos desta folha vão definir cavidades de pequenas dimensões. Estes espaços podem alojar iões potássio

ou amónio não hidratados sendo fortemente adsorvidos em alguns tipos de argila. O plano formado pelos hexágonos é designado por plano basal e é electricamente neutro. Unidade octaédrica Os iões alumínio ou magnésio são maiores que o silício e não cabem num arranjo tetraédrico sem que ocorram fortes distorções, daí que se forme uma unidade octaédrica. A folha correspondente é uma folha octaédrica, que tem dois planos de aniões e um plano central de catiões. Quando há Al

3+: é necessário apenas 2/3 das posições ocupadas para que haja neutralização de cargas – Folha

dioctaédrica. Quando há Mg

2+: é necessário que todas as posições estejam ocupadas para que haja neutralização de cargas – Folha

trioctaédrica. Com alguma distorção as folhas tetraédricas e octaédricas ligam-se entre si através da partilha de iões oxigénio, dando origem a uma camada do mineral argiloso. Tipos de camada T-O (tipo 1:1) – folha tetraédrica + folha octaédrica T-O-T (tipo 2:1) – folha tetraédrica + folha octaédrica + folha tetraédrica

Em ambas as folhas os iões Al3+, Si4+ ou Mg2+ podem ser substituídos por outros de tamanho idêntico durante a fase de formação dos minerais – substituições isomórficas (responsáveis pela electronegatividade). Estas substituições são responsáveis pela origem de cargas intrínsecas no mineral argiloso, que podem ser positivas ou negativas. Nos minerais argilosos a carga global permanente é negativa, daí serem designados por minerais electronegativos. Capacidade de adsorção – capacidade de adesão das moléculas de um dado material à superfície de um sólido ou líquido com o qual se encontram em contacto. O que confere esta capacidade aos minerais argilosos é o facto de serem electronegativos. Assim, as cargas negativas permitem a atracção de cargas positivas que ficam retidas à superfície (adsorvidas).

Cargas variáveis (ou dependentes do pH) – como os minerais argilosos possuem grupos hidroxilo nas superfícies e arestas dos minerais o pH irá influenciar a carga dos mesmos. A pH mais alto formam-se cargas negativas. Se o pH aumenta há um aumento da concentração de OH

- pelo que, segundo o princípio de Le Chatelier, esse OH

- terá

que ser consumido deslocando o equilíbrio para a direita (no sentido do seu consumo), daí que apareçam cargas negativas. Se o pH diminui formam-se cargas positivas.

Al-OH (sólido) + OH- (solução) Al-O

- + H2O

NOTAS - Caulinite é o menos electronegativo, ou seja, tem menos substituições isomórficas. - Os minerais electronegativos são tipicamente minerais argilosos; atraem catiões. - Substituições isomórficas dão origem a carga negativa. Ex: troca de Si

4+ por Al

3+.

- Nos minerais argilosos a carga é permanentes; nos outros tipos de minerais ou matéria orgânica a carga depende das condições do meio. - Excesso de cargas negativas resulta de substituições isomórficas que ocorrem quando o mineral se está a formar, dando origem a minerais electronegativos.

NOTAS Intensidade das propriedades Caulinite < ilite < montmorilonite < vermiculite - A ilite tem mais substituições que a caulinite, daí que tenha mais cargas negativas e mais capacidade de atrair catiões. - Caulinite: baixa retenção de água; baixa expansibilidade; plástica para menor humidade. - Vermiculite: elevada retenção de água; elevada expansibilidade; plástica para maior humidade. - A montmorilonite precisa de mais água para se tornar plástica

porque retém mais água, enquanto que na caulinite fica só na superfície. - A montmorilonite predomina em vertissolos (barros) e no Verão estes solos têm tendência a criar fendas de retracção devido à saída de água da estrutura.

NOTAS - A vermiculite apresenta capacidade de troca catiónica bastante elevada. - A carga negativa dos minerais argilosos é obtida pelas substituições isomórficas e não pela diferença de pH. O pH pode é subir ou descer as cargas negativas.

Grupos de minerais argilosos Caulinite

Camada do tipo 1:1;

Camadas unidas umas às outras por ligações de pontes de hidrogénio entre oxigénios e grupos hidroxilo;

São minerais não expansíveis porque as ligações entre camadas são muitas e estáveis, não havendo por isso tendência para estas se separarem;

Espaçamento basal de 0.7 nm;

Ocorrem poucas substituições isomórficas;

Possui fraca carga eléctrica;

Possui fraco poder de retenção da água em comparação com minerais de outros grupos;

Torna-se plástica para teores de humidade relativamente baixos – devido ao espaço intercamada ser relativamente baixo;

Mineral argiloso mais abundante em solos altamente meteorizados;

Forma-se em resultado da meteorização das rochas ígneas e também por processos de neoformação. Ilite

Características mais semelhantes à caulinite;

Aproximadamente ¼ dos iões Si4+

substituídos por iões Al3+

, o que leva a uma carga permanente muito elevada e uma atracção muito forte para iões potássio e amónio não hidratados que ficam alojados nas concavidades hexagonais das folhas tetraédricas e neutralizam estas cargas;

Mineral não expansível (espaçamento basal de 1 nm);

Apesar de os iões retidos estarem fortemente atraídos podem difundir-se lentamente para fora do cristal ficando disponíveis para as plantas;

Cargas líquidas em menor número do que nas montmorilonites e vermiculites;

Encontra-se em solos de regiões temperadas e é rara em solos altamente meteorizados de regiões tropicais;

Camada do tipo 2:1. Montemorilonite

Camada do tipo 2:1;

Ocorrem algumas substituições isomorfas: Si4+ Al

3+ ou Al

3+ Mg

2+ ou Fe

2+;

Catiões hidratados vão neutralizar as cargas negativas e unir as camadas do mineral argiloso;

A atracção dos catiões para a superfície do mineral é fraca, devido às cargas negativas serem baixas, o que determina ligações relativamente fracas, entrada de água e separação das camadas, daí ser um mineral expansível;

Espaçamento basal variável de 1-2 nm;

Carga eléctrica permanentemente elevada;

Poder de retenção para água elevado;

Torna-se plástica para um teor de humidade superior ao correspondente da caulinite;

Podem derivar da alteração de ilites;

São os minerais argilosos predominantes nos vertissolos;

Grande plasticidade e coesão (abrem fendas quando secam);

Pode ocorrer desfloculação (separação das partículas de argila e até mesmo das camadas do mineral) se existir uma elevada quantidade de ião sódio no solo (o que provoca a sua expansão).

Vermiculite

Camada do tipo 2:1;

Ocorrem muitas substituições isomorfas, o que faz com que as cargas negativas se sintam mais fortemente do que nas montmorilonites;

Moléculas de água e iões hidratados encontram-se fortemente adsorvidos na superfície interna das camadas apresentando uma capacidade de expansão inferior às montmorilonites;

Espaçamento basal de 1-1.5 nm;

Grupo com maior densidade de cargas negativas;

Têm zonas com grande afinidade para potássio e amónio não hidratados, conseguindo-os reter mais facilmente do que a ilite ou montmorilonite.

NOTA: A expansividade é uma propriedade que resulta do tamanho do espaçamento basal – quanto maior o espaçamento mais a expansibilidade.

Importância dos minerais argilosos no solo

Poder de retenção da água; variação de volume consoante o teor em água

Adesividade e plasticidade relativamente acentuada

Susceptíveis de dispersão e floculação

Tenacidade (no estado seco) – capacidade de formar agregados ou de os destruir; classifica a coesão desses agregados

Poder de adsorção e troca de catiões

Poder tamponizante – como consequência da elevada troca catiónica; permitem que o solo resista a variações de pH

Formação de complexos argilo-húmicos (agregação de solos minerais; influenciam a estrutura do solo) Tipos de estrutura do solo

Granular

Prismático

Colunar

Bloco

Laminar

Solo apédico (quase pó)

Identificação dos minerais do solo

Microscopia electrónica de varrimento

Análise térmica – curvas de desidratação (aquecer as amostras e ir determinando as diferenças de peso – perda de água); cada mineral terá uma curva de desidratação diferente que vai permitir identifica-lo;

Difracção de raios-X – registos gráficos (difractograma); registos fotográficos (radiograma)

Água higroscópica – água à superfície devido às cargas negativas que adsorve. Perde-se a ±100-105 ⁰C numa análise térmica. Não está disponível para as plantas. Água lamelar – água entre camadas. Perde-se a ± < 400 ⁰C. Forma películas em volta dos minerais e constitui a principal fonte de água para as plantas. Água de constituição – perde-se a ± > 400 ⁰C. Está unida quimicamente à substância adsorvente. Quanto mais parte negativa tiver mais água higroscópica adsorve, logo mais água higroscópica perde. NOTAS - Tonalidade vermelha indica a presença de óxidos de ferro. - Tonalidades mais claras indicam presença de quartzo e feldspato. Ferratilização: ocorre com precipitação abundante e temperatura elevada (ex: Brasil), dando origem a solos oxílicos. Alitização: enriquecimento predominante de óxidos de alumínio. Floculação – adição de cálcio. Promover floculação = promover sedimentação de partículas. Dispersão forças de repulsão Floculação forças de atracção - Os ácidos fúlvicos têm maior capacidade de adsorção que os ácidos húmicos.

3

Intensidade das propriedades

1

2 2

Constituintes do solo – Matéria orgânica Matéria orgânica: corresponde a material vegetal mais ou menos decomposto, reconhecíveis ou não.

A manta morta transforma-se ao longo do tempo em húmus – substância orgânica em estado avançado de decomposição, não sendo possível reconhecer a sua origem.

As substâncias não-húmicas podem sofrer

degradação e dar húmus.

Substâncias não-húmicas: moléculas de composição mais ou menos bem definida e baixo peso molecular, resultantes quer da actuação dos microrganismos sobre os resíduos vegetais e animais, quer de origem microbiana. São menos complexas e menos resistentes à degradação que as húmicas. Substâncias húmicas: misturas heterogéneas de moléculas a que não corresponde uma única forma estrutural. São muito resistentes à degradação e têm elevado peso molecular. Para identificar os vários tipos de substâncias húmicas põe-se à prova a sua solubilidade.

Ácidos fúlvicos (solúveis em ácidos e bases) – amarelo

Ácidos húmicos (solúveis em bases e insolúveis em ácidos) – castanho escuro

Huminas (insolúveis em bases e ácidos) – preto

- A principal diferença entre ácidos húmicos e ácidos fúlvicos está na natureza dos grupos ácidos – grupos do tipo CO-H que conferem a electronegatividade à matéria orgânica; quantos mais grupos ácidos, maior a capacidade de adsorção e maior a capacidade de troca catiónica. Os ác. Fúlvicos são mais ácidos que os húmicos porque possuem mais grupos COOH (e igual número de OH’s), daí que os fúlvicos também tenho maior capacidade de troca catiónica. Seres vivos (organismos do solo): são todos aqueles cujo habitat natural é o solo; no solo existem organismos pertencentes aos 5 reinos, e são responsáveis pela maior parte das transformações que ocorrem no solo. Sem eles não ocorreria a reciclagem dos nutrientes necessários à vida. O facto de os organismos intervirem nas reacções químicas do solo leva a que o mesmo tenha estabilidade e resiliência.

Estabilidade – face a variações nas condições ambientais como temperatura, teor de água e uso dos solos.

Resiliência – para recuperar após um distúrbio muito severo.

Qualidade – capacidade do solo para aceitar, armazenar e reciclar água, nutrientes e energia. Processos de evolução da matéria orgânica

Mineralização: é um processo destrutivo; degradação da matéria orgânica da qual resulta uma desorganização e transformação da estrutura dos resíduos orgânicos em compostos simples, solúveis ou gasosos (Ca

2+, K

+, NH4

+, etc).

Humificação: é um processo construtivo que consiste na formação de complexos coloidais estáveis e resistentes à decomposição – húmus.

Quanto mais matéria orgânica o solo tiver mais fértil será, porque da destruição da matéria orgânica resultam iões que são libertados para o solo.

Determinação da % de MO

Por calcinação – a amostra de terra é calcinada numa mufla a 425 C durante pelo menos 6 horas, e comparando os pesos antes e depois da calcinação. A % de MO é calculada a partir do teor de carbono orgânico do solo por multiplicação por um factor. % MO ≈ 1.724 * C org. total (COT)

Por via seca – é medido o carbono total, orgânico ou não. A matéria orgânica é calcinada a temperatura elevada (900-1000 °C) e doseado o carbono libertado.

% COT (mg/kg) = C total – C inorg (carbonatos) A determinação da matéria orgânica faz-se por diferenças de peso porque é destruída pelo peróxido de hidrogénio. No caso de os solos serem calcários, grande parte do dióxido de carbono pode vir dos carbonatos e não da matéria orgânica. Assim sendo, pode realizar-se um pré-tratamento do solo para destruição dos carbonatos presentes (fazendo reagir o solo com um ácido). Alternativamente, faz-se uma segunda determinação em meio ácido e a temperatura mais baixa, de modo que os carbonatos sejam destruídos mas a matéria orgânica seja preservada, obtendo-se o teor em carbono orgânico através do doseamento do dióxido de carbono libertado. A influência do pH na electronegatividade da matéria orgânica

Todos os minerais argilosos têm carga negativa permanente que deriva apenas das substituições isomórficas, sendo independente do pH. Por outro lado, a matéria orgânica só tem carga negativa em ambiente ácido, isto é, a sua electronegatividade depende do pH do meio.

A matéria orgânica tem essencialmente dois grupos funcionais:

Grupo carboxílico (-COOH)

Grupo hidroxilo (-OH fenólico e enólico). A sua carga vai ser condicionada pela dissociação do grupo OH, ou seja, pela libertação de H

+, daí que o pH tenha influência na carga.

À medida que o pH se torna mais alcalino, há libertação do H

+,

ocorrendo a reacção ao lado, o que faz com que a matéria orgânica se torne negativa. Estas reacções acontecem para pH>4. A dissociação de OH em COOH ocorre a partir de pH 4-7, enquanto que a dissociação em OH fenólicos ou enólicos ocorre a pH>6.

Importância da matéria orgânica no solo

Estabilidade dos agregados – pela formação de partículas argilo-húmicas;

Resistência à erosão – se os agregados estão estabilizados não há tanta erosão; a camada de matéria orgânica à superfície forma uma película;

Infiltração e retenção da água – mais agregados resultam em mais espaços por onde a água pode circular; a matéria orgânica é porosa e pode conter água;

CTC – acção protectora nas águas subterrâneas;

Disponibilidade de nutrientes às plantas – com a matéria orgânica os solos são mais férteis, isto é, têm mais nutrientes;

Actividade biológica – baixas quantidades de matéria orgância equivalem a quantidades reduzidas de microrganismos, visto que a matéria orgânica é o seu alimento.

Características do húmus

Cor escura (amarelo, castanho escuro e negro), amorfo, poroso

(ác. Fúlvicos – 20-40%, ác. Húmicos – 28-60%, huminas – 20-32%)

Estrutura química complexa Macromoléculas

Baixa densidade aparente (porque a matéria orgânica é muito porosa)

Húmus: 0.2-0.4 g/cm3

Solos: 1.2-1.5 g/cm3 – acima disto dificulta a infiltração de

raizes e crescimento de sementes

Elevado poder de retenção de água (2-4x o seu peso) Retém bases (K, Na, Ca, Mg); fonte de elementos nutritivos (N, S, P)

Natureza coloidal (diâmetros entre 1nm - 1µm), carga eléctrica negativa dependente do pH

Superfície específica elevada; Elevada CTC (>300 meq/100g) e elevado poder tamponizante

Formação de complexos argilo-húmicos e organo-metálicos (quelatização)

Favorece a agregação/coesão do solo

Classificação do solo em relação ao teor de matéria orgânica A classificação depende da textura porque os solos mais ricos em argila (sendo estes os que apresentam maioritariamente textura fina) possuem teores mais elevados de matéria orgânica (devido às suas propriedades químicas que permitem a adsorção).

NOTAS - A textura do solo diz apenas respeito à proporção da fracção

granulométrica. - Os solos portugueses são pobres em matéria orgânica. - Os solos das regiões tropicais são pobres em MO uma vez que

esta é removida pela precipitação. - Os solos com textura argilosa têm maior possibilidade de ter

MO, devido à formação de complexos argilo-húmicos.

PODZOLIZAÇÃO – Processo pedogenético no qual já existe horizonte E, ao contrário da ferratilização. Há translocação de materiais. Ocorre em condições de muito boa drenagem (ex: solos arenosos com pinheiros) porque se cria um ambiente muito ácido que facilita a translocação do alumínio para horizontes inferiores. Consiste na transferência vertical de colóides (principalmente inorgânicos, mas também orgânicos em associação) e sua deposição em horizontes superficiais. A decomposição do material orgânico depositado na superfície do solo é muito ácida formando complexos com o alumínio e ferro que se solubilizam e migram para zonas mais profundas do perfil (onde a acidez é menos acentuada), precipitando. O horizonte que sofre a saída do material empobrece e fica bastante claro devido à pigmentação (óxidos de ferro e matéria orgânica). Electronegatividade e complexo coloidal do solo Se as cargas negativas no solo superam as cargas positivas isto deve-se a:

Substituição isomórfica o Minerais argilosos (carga electronegativa permanente)

Dissociação do grupo OH o Minerais argilosos – electronegatividade variável dependendo do pH o Matéria orgânica – electronegatividade dependente do pH o Óxidos-hidróxidos de ferro ou alumínio

Protonação o Óxidos-hidróxidos de ferro ou alumínio

Anfotéricos: electropositivos < ponto isoeléctrico (PZC) > electronegativos

Quando se atinge o ponto PZC as partículas floculam!

Propriedades do solo ADSORÇÃO

Adsorção física: atracção electrostática; ligação fraca; carga negativa atrai catião metálico. Para valores usuais de pH nos solos o grupo carboxílico está ionizado e pode adsorver catiões por atracção electrostática.

Co-adsorção: as reacções de adsorção podem também ser medidas por moléculas de água ou iões polivalentes. Este processo ocorre na ligação entre húmus e minerais argilosos aquando da formação de complexos argilo-húmicos. O catião apoia a ligação da argila (cargas negativas) e complexos húmicos (cargas negativas).

Adsorção química (Quelatação): os grupos carboxílicos e fenol também podem formar quelatos com iões como o alumínio, ferro, cobre, zinco ou magnésio. O catião fica fortemente retido (lig. Covalente); ligação da partícula húmica com ião metálico passa a fazer parte da estrutura e fica indisponível na solução do solo (retenção do elemento no solo).

ADSORÇÃO E TROCA IÓNICA Troca iónica: processo reversível e controlado por difusão, pelo qual iões retidos na superfície de uma fase sólida são, sem alteração sensível ou decomposição desta, permutados com quantidades equivalentes de iões em solução numa fase líquida. É um processo selectivo! Série preferencial de ligação do catião metálico ao colóide: H

+ > Al

3+ > Ba

2+ > Sr

2+ > Ca

2+ > Mg

2+ > K

+ =

NH4+ > Na

+. A energia de retenção aumenta com:

Aumento da valência e raio iónico;

Diminuição do grau de hidratação do catião. CAPACIDADE DE TROCA CATIÓNICA

Mede a totalidade de catiões que um solo pode adsorver ou trocar, a um determinado pH. CTC do solo Ác. Fúlvico > ác. Húmico > vermiculite > montmorilonite > ilite > caulinite

Forç

a d

as li

gaçõ

es

Os catiões são adsorvidos com diferente força e não permutam com a mesma facilidade. A força de adsorção depende: da densidade do colóide, da carga do catião e do diâmetro do catião.

As argilas com mais densidade de carga (ex: montmorilonite) adsorvem os catiões, sobretudo os de maior carga, mais fortemente do que as argilas com baixa densidade de carga como, por exemplo, as caulinites.

A adsorção é tanto mais forte quanto maior a carga do catião e, para cargas iguais, é tanto maior quanto menor o diâmetro do ião hidratado.

Al3+

> Ca2+

> Mg2+

> K+ = NH4

+ > Na

+

Características químicas do solo REACÇÃO (pH)

pH = -log H+

Resulta da constituição química do solo e das reacções que nele ocorrem;

É variável em função do teor de água no solo, do dióxido de carbono (parte é libertado pelo metabolismo dos microrganismos e com a água dá origem a ácido carbónico) e do tipo de culturas – a determinação no Verão vs. Inverno é diferente, daí que se determine o pH em terra seca a cerca de 100 °C.

Varia normalmente entre 4-8.5

Pode ser corrigido. A reacção do solo vai influenciar propriedades físicas, químicas e biológicas, determinando assim: o tipo de vegetação existente, a actividade dos microrganismos, a estabilidade dos agregados, a disponibilidade de nutrientes para as plantas e capacidade de adsorção de iões. A reacção do solo depende da rocha-mãe que lhe deu origem e dos processos pedogenéticos. A rocha mãe poderá ser acídica ou não, dependendo da razão entre o alumínio e os catiões básicos mas, na maioria dos casos, a meteorização das rochas liberta iões hidroxilo e catiões (Mg

2+, K

+, Ca

2+).

O pH do solo depende também:

Do balanço entre entradas e saídas de protões – estes podem provir das bombas protónicas existentes nas raízes das plantas;

Da deposição a partir da atmosfera;

Da ionização de grupos acídicos da matéria orgânica;

Da ionização dos grupos hidroxilo nos colóides minerais;

Das reacções de alguns iões com a água (ex: ião alumínio);

Da introdução de sais com reacção ácida;

Da ocorrência de reacções realizadas por microrganismos do solo que geram protões, como a oxidação do ião amónia a ião nitrato;

Da reacção do dióxido de carbono com a água resultante da precipitação, da respiração radicular ou dos microrganismos.

A determinação pode ser feita por:

Suspensão solo/água (1:2.5) – pH (H2O) – solução de terra seca com água para determinar pH ou concentração de nutrientes.

Suspensão solo/solução salina – pH (KCl) – usa-se para determinar a acidez do solo porque o potássio pode trocar com outros catiões.

INFLUÊNCIA DOS FACTORES PEDOGENÉTICOS NO pH DO SOLO Precipitação Em regiões com elevada precipitação a entrada de iões provenientes da atmosfera é considerável, e os catiões (derivados da meteorização da rocha-mãe) que se encontravam no complexo de troca são lixiviados, sendo substituídos por iões hidrogénio e alumínio. Os solos nestas regiões tendem a ser ácidos, desde que não sejam de formação recente, pois neste caso não houve ainda tempo para a acidificação ocorrer. Em regiões de baixa precipitação o complexo de troca tem um elevado grau de saturação em bases, por não haver tendência para a oxidação, e o pH do solo será neutro ou até mesmo alcalino. Tipo de vegetação Nos ecossistemas naturais, com cobertura vegetal permanente, há uma reciclagem mais eficiente de nutrientes que os protege bastante da perda por lixiviação. Pelo contrário, nos sistemas agrícolas o solo está descoberto grande parte do tempo, não havendo plantas que captem os nutrientes, de modo que as perdas por lixiviação são substanciais. A colheita de material vegetal resulta na remoção de nutrientes, que são repostos por práticas de fertilização. Estes dois factores contribuem para a acidificação gradual de muitos solos agrícolas. Topografia As baixas têm normalmente maior quantidade de argilas do que as zonas de declive acentuado, oferecendo maior resistência à variação de pH, pelo que têm normalmente um pH mais elevado. Presença de matéria orgânica A matéria orgânica presente num solo faz com que este resista à variação de pH. Isto ocorre porque quando o ácido orgânico está saturado de metal (isto é, quando a acidez total proveniente dos grupos carboxílico e fenol estiver satisfeita por ligações a metais) a sua solubilidade é mínima. A pH mais elevado a ionização dos grupos funcionais será maior, sendo os complexos mais estáveis, logo menos solúveis. No Outono, quando ocorrem as primeiras chuvas, ou na Primavera, quando a temperatura do solo aumenta, o pH tende a baixar devido ao aumento da taxa de decomposição da matéria orgânica. Presença de fertilizantes A aplicação de fertilizantes pode conduzir a um abaixamento do pH dos solos. Os fertilizantes orgânicos tenderão a baixar o pH dos solos, uma vez que vão ser decompostos por microrganismos libertando protões. Alguns fertilizantes minerais, em especial aqueles que contêm azoto amoniacal, são acidificantes. Não só o sal pode ter reacção ácida como a absorção do ião amónio pelas plantas, ou a transformação em azoto nítrico realizada pelos microrganismos do solo, são processos que libertam protões. Em suma, a aplicação regular de fertilizantes tem contribuído para a acidificação dos solos, sobretudo nos locais onde o seu uso é mais intensivo. Desflorestação A desflorestação e a conversão de prados e pastagens para a agricultura resultam também num aumento de protões devido à mais rápida decomposição da matéria orgânica do solo. Uso de combustíveis fósseis O uso de combustíveis fósseis e a combustão de resíduos de cultura ou de vegetação espontânea libertam óxidos de azoto e enxofre para a atmosfera, dando origem às chuvas ácidas. Estes óxidos reagem com a água e outras substâncias na atmosfera ou no solo, originando protões e aniões (nitrato e sulfato).

A chuva ácida pode não causar uma acidificação imediata nos solos (dada a sua capacidade de poder tampão) mas a deposição continuada de protões tem efeitos negativos a longo prazo.

Os solos arenosos são mais rapidamente afectados dado terem menor capacidade de troca catiónica. Pelo contrário, os solos argilosos ou calcários têm maior poder tampão, sendo por isso capazes de neutralizar o efeito da chuva ácida. Acção do Homem (Rega) A rega é uma das principais causas de alcalinização dos solos, sobretudo nas regiões áridas e semi-áridas, principalmente quando a drenagem é insuficiente. A rega introduz sais no solo, em quantidade tanto maior quanto pior a qualidade da água aplicada; a água é evapotranspirada deixando grande parte dos sais no solo, a não ser que seja aplicado um excesso de água destinado a arrastá-los. Os sais, em especial os contêm sódio, podem causar uma elevação do pH e conduz mesmo à desfloculação dos minerais argilosos destruindo a agregação do solo.

Distribuição da acidez e alcalinidade dos solos em Portugal

85% dos solos portugueses são ácidos ou hiperácidos, devido à precipitação, à rocha-mãe ou ainda à utilização de fertilizantes em culturas intensivas. As regiões com precipitação mais abundante são aquelas que apresentam solos mais ácidos, devido à lixiviação – o H

+ vai trocar com outros catiões adsorvidos; normalmente é o cálcio que está

adsorvido e o H+ troca com ele, o que leva a uma lixiviação das bases do solo.

Os solos mais ácidos são essencialmente graníticos – norte do país.

Os valores de pH que aqui se usam para classificar os solos são diferentes da classificação química – pH 6 ainda é ácido!

As bases do solo (Ca2+

, Mg2+

, K+, Na

+) são substituídas por iões H

+, o que leva à lixiviação de catiões trocáveis e torna o

solo cada vez mais ácido.

ORIGEM DA ACIDEZ DO SOLO

Características geológicas (tipo de rocha-mãe que deu origem ao solo – rochas graníticas têm pH mais ácido que rochas carbonatadas), climáticas, … ex: 2 KAlSi3O8 + 9 H2O + 2 H2CO3 = 2 K

+ + 4 H4SiO4 + 2 (HCO3)

- + Al2Si2O5 (OH)4

ortose ác carbónico ác. salicílico caulinite ex: Lixiviação das bases de troca : Ca

2+ por H

+

Degradação de colóides minerais: H+ e Al

3+

Hidrólise do alumínio Al

3+ + nH2O <=> .........Al(OH)3 + 3H

+ pH (4 –5,5)

Ionização de grupos acídicos – MO ou hidróxilo (coilóides minerais); libertação de H+ confere carácter ácido ao solo

Adição de ácidos – atmosfera, respiração radicular, actividade microbiana CO2 + H2O <=>H2CO3 H2CO3 <=> HCO3

- + H

+ (lixiviação do catião trocável: pH > 5,2)

SO2 + H2O <=>H2SO4 <=> H2SO4 <=> SO42-

+ 2H+

Adição de fertilizantes – amoniacais e ureia; transformados por oxidação microbiana Ureia: CO (NH2)2 + 2H2O => (NH4)2 CO3 (Amonificação) Amonial: NH4

+ + 3O => NO2

- + 2H2O + 2H

+ HNO2

- + O =>

NO3

- + H

+ (Nitrificação)

Azoto amoniacal Nitrato

Trocas de H+ a nível radicular (nutrientes)

TIPOS DE ACIDEZ O ião hidrogénio é um dos catiões presentes na solução do solo e no complexo de troca. O pH do solo depende das reacções de troca catiónica e varia ao longo da camada difusa (diminui junto das partículas coloidais com carga negativa). Por isso o valor do pH depende das condições em que este é medido e traduz diferentes populações de hidrogénio, podendo por isso a acidez do solo ser dividida em:

Acidez real (actual, iónica ou activa): H+ na solução do solo; pode ser medida na aula.

Acidez de troca (potencial): H+ e Al

3+ no complexo de troca do solo – adsorvidos na matriz sólida do solo.

Acidez residual (não trocável): H+ e Al

3+ ligados aos colóides minerais e orgânicos, libertados por aumento de pH; só é

conhecida/inferida depois da determinação da CTC do solo. Acidez real

Traduz a actividade dos iões hidrogénio na solução do solo;

É com base na sua determinação que os solos são classificados quanto à sua reacção;

Comparativamente com os outros tipos de acidez, esta é muito pequena. Contudo, é muito importante na medida em que é a esta população de protões que as raízes das plantas e microrganismos estão sujeitos;

É avaliada pelo pH em água e recorrendo posteriormente à Escala de Pratolongo, classificando o solo quanto à sua acidez.

É fortemente influenciada pelo teor de água do solo, e pelas reacções de troca catiónica, sendo sujeita a flutuações ao longo do tempo.

Acidez potencial

Depende dos iões alumínio e hidrogénio existentes no complexo de troca, funcionando estes como uma reserva de protões, podendo passar para a solução do solo por troca com outros catiões.

Os protões formados pelas reacções do alumínio com a água irão, em parte, para o complexo de troca, e podem penetrar no mineral e torna-lo instável, contribuindo para a libertação de mais alumínio. Os solos ácidos podem ter assim grandes quantidades de alumínio solúvel e no complexo de troca, que vão ter um papel determinante no pH.

A acidez potencial ou de troca é muito maior (pH mais baixo) do que a real, sobretudo em solos ácidos. Para um mesmo valor de pH em água, depende do tipo de argila presente, do teor em matéria orgânica e da riqueza em colóides orgânicos, dadas as diferenças nas CTC’s dos referidos constituintes.

O pH medido em KCl vai traduzir em parte esta acidez de troca por haver uma permuta entre os iões potássio e hidrogénio ou alumínio de troca. O pH medido em KCl é menor do que o medido em água porque mede parte da acidez de troca em resultado da permuta entre iões K

+ e H

+ levando à libertação de H

+ para a solução do solo, baixando o pH.

Quando temos o valor do pH do solo em água e em KCl, para concluir se a acidez de troca é significativa tem que se verificar: pH (água) – pH (KCl) > 1.

Acidez residual

Este tipo de acidez está relacionado com os iões alumínio e hidrogénio ligados aos colóides minerais orgânicos, mas que são libertados quando o pH aumenta.

A acidez residual é mais elevada do que a acidez potencial, sobretudo em solos ricos em matéria orgânica, compostos de ferro e alumínio, e tem de ser tida em conta quando se pretende elevar o pH de um solo ácido.

Ex: um solo com mais matéria orgânica necessita de mais substância alcalinizante porque a acidez residual é maior, em resultado da variação do pH. Quando o pH aumenta o H

+ liberta-se para a solução do solo causando um aumento da

concentração de H+ pelo que para colmatar esse aumento será necessário utilizar uma substância mais alcalinizante.

ACIDEZ TOTAL = ACIDEZ REAL + ACIDEZ DE TROCA + ACIDEZ RESIDUAL