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UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA
Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical
ATRIBUTOS ELETROQUÍMICOS DOS SOLOS DE UMA
TOPOSSEQUENCIA NA MICROBACIA CHICO NUNES,
MATO GROSSO.
ELAINE DE ARRUDA OLIVEIRA CORINGA
C U I A B Á - MT
2005
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ii
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA
Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical
ATRIBUTOS ELETROQUÍMICOS DOS SOLOS DE UMA
TOPOSSEQÜÊNCIA NA MICROBACIA CHICO NUNES,
MATO GROSSO.
ELAINE DE ARRUDA OLIVEIRA CORINGA
Química
Orientadora: Profª. Dra. OSCARLINA WEBER
Dissertação apresentada à Faculdade de
Agronomia e Medicina Veterinária da
Universidade Federal de Mato Grosso,
para obtenção do título de Mestre em
Agricultura Tropical.
C U I A B Á - MT
2005
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iii
Coringa, Elaine de Arruda Oliveira
C798a Atributos eletroquímicos dos solos de uma toposseqüência na
microbacia Chico Nunes, Mato Grosso. Elaine de Arruda Oliveira
Coringa.—Cuiabá: a autora, 2005.
176p.
Dissertação apresentada à Faculdade de Agronomia e Medicina
Veterinária da Universidade Federal de Mato Grosso, para obtenção do
título de Mestre em Agricultura Tropical.
Bibliografia: p. 124-148
CDU
–
631.41
Índice para Catálogo Sistemático.
1. Agricultura 2. Ciência do solo 3. Pedologia 4. Propriedade
química 5. Atributo químico 6. Toposseqüência 7. Solo
8. Microbacia 9. Mato Grosso 10. Chico Nunes. I. Título.
iv
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MATO GROSSO
FACULDADE DE AGRONOMIA E MEDICINA VETERINÁRIA
Programa de Pós-graduação em Agricultura Tropical
CERTIFICADO DE APROVAÇÃO
Título: ATRIBUTOS ELETROQUÍMICOS DOS SOLOS DE UMA
TOPOSSEQÜÊNCIA NA MICROBACIA CHICO NUNES, MATO
GROSSO.
Autora: ELAINE DE ARRUDA OLIVEIRA CORINGA
Orientadora: Drª OSCARLINA LUCIA DOS SANTOS WEBER
Aprovada em
Comissão Examinadora:
______________________________
Prof
a
Oscarlina L. dos Santos Weber
(FAMEV/UFMT) (Orientadora)
______________________________
Prof. Luis Reynaldo Ferracciú Alleoni
(Deptº Solos e Nutrição de Plantas/Esalq/USP)
_______________________________
Prof. Eduardo Guimarães Couto
(FAMEV/UFMT)
_______________________________
Prof. Fernando Ximenes T. Salomão
( Deptº Geologia/UFMT)
v
DEDICATÓRIA
Ao meu pai Pedro Alexandre (in memoriam),
e aos meus filhos Jeanne, Jacqueline e João Pedro.
vi
AGRADECIMENTOS
À Faculdade de Agronomia e Medicina Veterinária e à Universidade
Federal de Mato Grosso pela formação proporcionada;
Ao Centro Federal de Educação Tecnológica de Mato Grosso, que
possibilitou a realização do curso de mestrado;
À amiga, professora e orientadora Drª Oscarlina Weber por todas as
sugestões, correções, orientação e atenção dispensada durante todos os
momentos do curso;
Ao Laboratório de Mineralogia do Departamento de Solos e Nutrição
de Plantas da Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz (ESALQ/USP),
na pessoa da professora Célia Regina Montes-Lauar e do técnico Sérgio
Luis de Jesus, por proporcionar as análises de difratometria de raios x;
Ao Grupo de Estudos de Poluentes Ambientais da Universidade
Federal de Mato Grosso e ao Fundo de Amparo à Cultura do Algodão
(FACUAL) / Associação dos Produtores de Algodão (AMPA) pela cessão das
amostras dos solos e dados físico-hídricos e morfológicos dos perfis.
Aos bolsistas do Laboratório de Solos, em especial ao Laércio, a
Francismary e a Cássia, pelo auxílio na realização das análises laboratoriais;
Ao meu esposo Josias, pela colaboração na realização das análises
laboratoriais, compreensão e amor a mim dedicados;
À minha família, em especial à minha mãe Eliane, pelo auxílio com os
meus filhos nos momentos de maior dedicação à confecção desta
dissertação.
vii
ATRIBUTOS ELETROQUÍMICOS DOS SOLOS DE UMA
TOPOSSEQÜÊNCIA NA MICROBACIA CHICO NUNES, MATO GROSSO.
RESUMO - A utilização dos atributos eletroquímicos é uma forma de
caracterizar o complexo coloidal do solo, e serve como índice de
avaliação para certas propriedades relacionadas à fertilidade e
nutrição das plantas e à pedogênese, possibilitando diferenciar os
solos de região para região. Neste contexto, foram estudados três
Latossolos de uma topossequência pertencente à Microbacia Chico
Nunes, Mato Grosso, cujo objetivo foi avaliar as relações entre os
atributos eletroquímicos, químicos e mineralógicos dos solos, e
verificar as variações verticais e laterais desses atributos, causadas
pela posição dos solos na paisagem. Amostras superficiais e
subsuperficiais dos solos foram submetidas à caracterização física,
química, eletroquímica e mineralógica. No geral, os solos
apresentaram mineralogia constituída por caulinita > gibbsita >
goethita > hematita, com traços de vermiculita com hidróxi nas
entrecamadas (VHE) e alta substituição por alumínio na goethita,
caracterizando um estádio de intemperização elevado, confirmado
pelos baixos índices Ki e Kr e balanço positivo de cargas em
profundidade. O Ponto de Efeito Salino Nulo (PESN) em
subsuperficie foi superior ao pH do solo, favorecendo a retenção
aniônica. O PESN correlacionou diretamente com o potencial elétrico
superficial, com os óxidos de Fe e Al totais e na forma cristalizada e
mal cristalizada, e com a gibbsita, e inversamente com o COT, com
os índices Ki e Kr, com a caulinita e com a capacidade da dupla
camada elétrica (CDCE). As formas menos cristalinas dos óxidos de
Fe e Al tiveram maior influência na definição do PESN, principalmente
os óxidos de alumínio. A matéria orgânica influenciou
significativamente o PESN, a CDCE e a carga líquida negativa dos
solos estudados, demonstrando sua importância na retenção de
viii
nutrientes destes solos. A variação da carga elétrica na faixa de pH 4
a 7 foi de 20 a -100 mmol
c
kg
-1
em subsuperfície. A superfície
específica (SE) mostrou-se diretamente proporcional à argila, à
matéria orgânica, à CTC, aos óxidos de Fe e Al mal cristalizados e à
gibbsita, e inversamente proporcional aos índices Ki e Kr. Os maiores
valores da CTC foram obtidos pelo método da troca compulsiva,
principalmente em superfície.
Palavras-chave: mineralogia do solo; ponto de carga zero (PCZ), superfície
específica (SE), capacidade de troca catiônica (CTC), toposseqüência.
ix
ELECTROCHEMICAL ATTRIBUTES OF THE SOILS OF A
TOPOSEQUENCE IN THE MICROBASIN CHICO NUNES, MATO
GROSSO.
ABSTRACT - The use of the electrochemical is a form to characterize
the colloidal compound of the soil and to serve as indexes of
evaluation of certain properties related to the fertility and nutrition of
the plants and to the pedogenesis. In this context, were studied three
Latosols of the toposequence in the microbasin Chico Nunes, Mato
Grosso, with the objective of establishing relationships between the
electrochemical, chemical and mineralogical attributes, and verify the
vertical and lateral variations of the attributes caused by the position of
the soils in the landscape. Surface and subsurface horizons were
submitted to the characterization physical, chemical and mineralogical.
In general, the soils presented mineralogy constituted by kaolinite >
gibbsite > goethite > hematite, with traces of the hydroxy interlayered
vermiculite (VHE) and high substitution for aluminum in the goethite,
characterizing a high degree of soil weathering, confirmed by the low
Ki and Kr indexes and positive balance of charge in depth. The point
of zero salt effect (PZSE) in the subsurface was higher than the pH of
the soil, favoring the anion retention. Linear correlations were found
between PZSE and the electrical potential of soil particles, the oxalate-
Fe and oxalate-Al oxides, the dithionite-Fe and dithionite-Al oxides and
gibbsite, and negative correlation with the organic carbon (OC), Ki and
Kr indexes, kaolinite and the electrical double layer capacity (EDLC).
The iron and aluminum oxides extracted with ammonium oxalate
demonstrated larger influence in the PZSE for the studied soils, mainly
the oxides of aluminum. The organic matter had strong influence in
the PZSE, EDLC and the liquid negative electric charge of the soils.
The variation of the surface net charge in a range of pH from 4 to 7
was from 20 to -100 mmol
c
kg
-1
in subsurface. The SSA was directly
proportional to the clay contents, OC, CEC, oxalate-Fe and oxalate-Al
x
oxides and gibbsite, and inversely proportional to the indexes Ki and
Kr. The largest values of CTC were obtained by the method of the
compulsive change, mainly in surface.
Keywords: mineralogy of the soils, point of zero charge (ZPC), specific
surface area (SSA), cation exchange capacity (CEC), toposequence.
xi
º2
θ
- CuK
α
LISTA DE FIGURAS
Página
1 Esquema da toposseqüência em estudo.
31
2 Teores de FeBBB
DCB
B nos horizontes dos perfis 1, 2 e 3 da
toposseqüência em estudo.
63
3 Teores de FeB
OXA
B nos horizontes dos perfis 1, 2 e 3 da
toposseqüência em estudo.
63
4 Teores de AlB
DCB
Bnos horizontes dos perfis 1, 2 e 3 da
toposseqüência em estudo.
65
5 Teores de AlB
OXA
B nos horizontes dos perfis 1, 2 e 3 da
toposseqüência em estudo.
65
6 Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada dos
horizontes BwB
1
B e BwB
2
B do perfil 1
70
7 Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada dos
horizontes BwB
1
B e BwB
2
B do perfil 2.
71
8 Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada dos
horizontes BwB
1
B e BwB
2
B do perfil 3.
72
9 Difratogramas de raios X da fração argila concentrada em
óxidos de ferro dos horizontes BwB
1
B e BwB
2
B dos perfis da
toposseqüência.
74
10 Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes Ap (a), BwB
1
B
(b) e BwB
2
B do perfil 1.
83
11 Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes Ap (a), Bw
B
1
B
(b) e Bw
B
2
B do perfil 2.
85
xii
Página
12 Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes Ap (a),
Bw
1
(b) e Bw
2
do perfil 3.
86
13 Variações do potencial elétrico superficial com o pH dos
horizontes A e Bw
2
dos solos em estudo.
90
14 Carga elétrica líquida do horizonte Ap do perfil P1 da
toposseqüência.
92
15 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P1 da
toposseqüência.
93
16 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P1 da
toposseqüência.
93
17 Carga elétrica líquida do horizonte Ap do perfil P2 da
toposseqüência.
94
18 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P2 da
toposseqüência.
94
19 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P2 da
toposseqüência.
95
20 Carga elétrica líquida do horizonte Ap do perfil P3 da
toposseqüência.
95
21 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P3 da
toposseqüência.
96
22 Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P3 da
toposseqüência
96
xiii
Página
23 Relação entre a carga liquida (CTA-CTC) e o ∆pH dos solos
em estudo
101
24 Relações entre o pHB
KcL
B (a), pHB
H2O
B(b) e o PESN dos solos em
estudo.
105
25 Relação entre o ∆pH e o PESN dos solos em estudo
106
26 Relação entre o teor de SiOB
2
B (a), FeB
2
BOB
3
B (b) e AlB
2
BOB
3
B (c) obtidos
por ataque sulfúrico e o PESN dos horizontes A e BwB
2
B dos
solos.
108
27 Relação entre carbono orgânico total (COT) e o PESN dos
horizontes A, e BwB
2
B dos solos.
109
28 Relação entre o teor de goethita dos horizontes
subsuperficiais e a superfície específica (SE) dos solos em
estudo.
118
29 Relação entre o teor de gibbsita (a) e caulinita (b) na fração
argila dos horizontes subsuperficiais e a superfície específica
(SE) dos solos em estudo
119
30 Relação entre o somatório dos teores de gibbsita e caulinita
na fração argila dos horizontes subsuperficiais e a superfície
específica (SE) dos solos em estudo
119
31 Relação entre os índices Ki (a) e Kr (b) e a superfície
específica (SE) das amostras dos horizontes A e BwB
2
B dos
solos em estudo.
121
xiv
LISTA DE TABELAS
Página
1 Descrição morfológica dos horizontes do LATOSSOLO
VERMELHO AMARELO (perfil 1) da toposseqüência em
estudo.
47
2 Descrição morfológica dos horizontes do LATOSSOLO
AMARELO (perfil 2) da toposseqüência em estudo.
48
3 Descrição morfológica dos horizontes do LATOSSOLO
AMARELO (perfil 3) da toposseqüência em estudo.
49
4 Atributos físicos dos perfis dos solos da toposseqüência em
estudo.
53
5 Atributos químicos dos perfis de solos da toposseqüência em
estudo.
57
6 Teores de óxidos totais obtidos por ataque sulfúrico e índices de
intemperismo dos solos estudados
61
7 Teores de Ferro e Alumínio cristalizados (Fe
DCB
, Al
DCB
) e mal
cristalizados (Fe
OXA
, Al
OXA
), dos solos em estudo, e suas
relações.
67
8 Quantificação mineralógica dos óxidos de ferro da fração argila
dos solos estudados, pelo método da alocação (Resende et al.,
1987).
76
9 Relação Hematita/Hematita+Goethita (Hm/Hm+Gt) e
estimativas da substituição isomórfica por alumínio nas
estruturas da hematita (SI
Hm
) e da goethita (SI
Gt
) dos solos da
toposseqüência.
77
xv
Página
10 Quantificação mineralógica da fração argila dos solos
estudados, pelo método da alocação (Resende et al., 1987).
79
11 Atributos eletroquímicos dos solos da toposseqüência.
81
12 Posição do PESN em relação ao PTZ (PTZ-PESN) dos solos da
toposseqüência.
88
13 CTC obtida pelos métodos do KCl (CTCB
e
B) , acetato de cálcio a
pH 7,0 (CTCB
T
B) e BaClB
2
B (CTCB
BaCl2
B), capacidade de troca aniônica
(CTA), cátions trocáveis e soma de bases (SB) por troca
compulsiva, pH e ∆pH em BaClB
2
B e carga líquida (CTA-CTC) da
topossequência.
98
14 PESN dos solos da toposseqüência, obtidos a partir do método
analítico computacional e estimados através da equação de
Keng e Uehara (1974).
104
15 Correlação e regressão entre o PESN e o teor de carbono
orgânico total (COT) dos horizontes superficiais e
subsuperficiais dos perfis dos solos em estudo.
109
xvi
SUMÁRIO
Página
1 INTRODUÇÃO............................................................................................... 1
2 REVISÃO DE LITERATURA......................................................................... 3
2.1 Atributos físicos e químicos dos solos tropicais.......................................... 3
2.2 Características de carga na superfície coloidal do solo ............................. 4
2.3 Atributos eletroquímicos dos solos.............................................................. 7
2.3.1 Ponto de Carga zero................................................................................ 7
2.3.2 Potencial elétrico superficial..................................................................... 12
2.3.3 Delta pH ................................................................................................... 13
2.3.4 Capacidade da dupla camada elétrica..................................................... 13
2.4 O efeito da matéria orgânica sobre as características de carga dos solos. 14
2.5 Composição mineralógica da fração argila dos solos tropicais e suas
implicações na dinâmica eletroquímica dos solos....................................
17
2.5.1 Óxidos de ferro......................................................................................... 18
2.5.2 Óxidos de alumínio .................................................................................. 22
2.5.3 Caulinita.................................................................................................... 23
2.5.4 Outros minerais........................................................................................ 24
2.6 Fenômenos de superfície............................................................................ 24
2.6.1 Área superficial específica....................................................................... 24
2.6.2 Capacidade de troca catiônica e aniônica................................................ 27
3 MATERIAL E MÉTODOS.............................................................................. 30
3.1 Área de estudo............................................................................................ 30
3.2 Escolha dos solos........................................................................................ 30
3.3 Preparo das amostras dos solos................................................................. 32
3.4 Análises dos atributos físicos, químicos, eletroquímicos e
mineralógicos.............................................................................................
32
3.4.1 Atributos físicos........................................................................................ 34
3.4.2 Atributos químicos.................................................................................... 35
xvii
3.4.3 Atributos eletroquímicos........................................................................... 38
3.4.4 Análises mineralógicas............................................................................ 41
3.4.4.1 Pré-tratamento das amostras de solo................................................... 41
3.4.4.2 Estimativa da substituição isomórfica na estrutura da hematita e
goethita..................................................................................................
43
3.4.4.3 Relação Hematita/Hematita+Goethita................................................... 44
3.4.4.4 Composição mineralógica da fração argila pelo método da alocação.. 44
3.5 Análise estatística........................................................................................ 45
4 RESULTADOS E DISCUSSÃO..................................................................... 46
4.1 Caracterização morfológica dos solos......................................................... 46
4.2 Caracterização física, química e mineralógica dos solos............................ 51
4.2.1 Atributos físicos........................................................................................ 51
4.2.2 Atributos químicos.................................................................................... 54
4.2.2.1 Óxidos totais pelo ataque sulfúrico ....................................................... 58
4.2.2.2 Teores de óxidos de ferro e alumínio cristalizados (FeB
DCB
B, AlB
DCB
B) e
mal cristalizados (FeB
OXA
B, AlB
OXA
B).............................................................
62
4.2.3 Atributos mineralógicos............................................................................ 68
4.2.3.1 Identificação dos óxidos de ferro na fração argila................................. 73
4.2.3.2 Quantificação dos óxidos de ferro por alocação (Resende et al.,
1987).....................................................................................................
75
4.2.3.3 Relação (Hm / Hm + Gt) e substituição isomórfica (SI) na estrutura
dos óxidos de ferro................................................................................
76
4.2.3.4 Estimativa da composição mineralógica quantitativa............................ 79
4.3 Atributos eletroquímicos.............................................................................. 81
4.3.1 Curvas de titulação potenciométrica e valores de PESN através da
determinação analítico-computacional....................................................
81
4.3.2 O potencial elétrico superficial.................................................................. 89
4.3.3 Cargas elétricas superficiais dos solos (σ)...............................................
91
4.3.4 Capacidade da dupla camada elétrica..................................................... 97
4.3.5 Capacidade de troca catiônica (CTC) e aniônica (CTA) dos solos.......... 97
4.3.5.1 Métodos de determinação da CTC........................................................ 98
xviii
4.3.5.2 Cátions básicos trocáveis determinados por diferentes métodos......... 99
4.3.5.3 pH do solo e propriedades de carga..................................................... 99
4.3.5.4 Capacidade de troca aniônica............................................................... 100
4.4 Correlações entre alguns atributos dos solos............................................. 102
4.4.1 Efeito das cargas elétricas dos solos na dispersão da argila................... 102
4.4.2 PESN e suas relações com atributos físicos, químicos e mineralógicos
dos solos..................................................................................................
103
4.4.2.1 PESN estimado e determinado por titulação potenciométrica.............. 103
4.4.2.2 PESN e o pH em KCl e em água.......................................................... 104
4.4.2.3 PESN e delta pH (∆pH) ........................................................................ 105
4.4.2.4 PESN e os óxidos totais. ...................................................................... 107
4.4.2.5 Matéria orgânica e sua influência no PESN.......................................... 108
4.4.2.6 PESN e as formas dos óxidos de ferro e alumínio............................... 110
4.4.2.7 PESN e os atributos mineralógicos....................................................... 112
4.4.3 Capacidade de troca catiônica e aniônica e suas relações com alguns
atributos dos solos.............................................................................................
113
4.4.4 Superfície específica (SE) e suas relações.............................................. 115
4.4.4.1 SE e o teor de argila.............................................................................. 115
4.4.4.2 SE e o teor de carbono orgânico total................................................... 115
4.4.4.3 SE e a capacidade de troca catiônica................................................... 116
4.4.4.4 SE e os teores de óxidos de ferro e alumínio ...................................... 117
4.4.4.5 SE e o grau de intemperismo dos solos................................................ 120
5 CONCLUSÕES.............................................................................................. 122
6 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS.............................................................. 124
APÊNDICE A - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P1: LVAd - horizonte
Ap......................................................................................................................
150
APÊNDICE B - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P1: LVAd - horizonte
BwB
1
B......... ..........................................................................................................
151
xix
APÊNDICE C - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P1: LVAd - horizonte
Bw
2
.. .................................................................................................................
152
APÊNDICE D - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P2: LVAd - horizonte
A..... .................................................................................................................
153
APÊNDICE E - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P2: LVAd - horizonte
Bw
1
.... ...............................................................................................................
154
APÊNDICE F - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P2: LVAd - horizonte
Bw
2
.... ...............................................................................................................
155
APÊNDICE G - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P3: LAd - horizonte
Ap......................................................................................................................
156
APÊNDICE H - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P3: LAd - horizonte
Bw
1
..... ..............................................................................................................
157
APÊNDICE I - Dados experimentais derivados das curvas de titulação
potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do perfil P3: LAd - horizonte
Bw
2
...... .............................................................................................................
158
1
1. INTRODUÇÃO
A região tropical possui uma diversidade de solos formadores da sua
paisagem, especialmente os altamente intemperizados, que respondem por
extensas áreas, sendo assim utilizados para fins agrícolas, pastoris ou de
reflorestamento. A caracterização destes solos quanto aos seus atributos e o
conhecimento sobre as suas relações é de fundamental importância para a
previsão de medidas a serem adotadas na conservação desses solos.
Solos altamente intemperizados como os Latossolos apresentam
propriedades agronomicamente desejáveis, como boa profundidade,
estrutura estável, boa porosidade e permeabilidade. Por outro lado,
apresentam alta acidez, baixa reserva de nutrientes, baixa capacidade de
troca catiônica, alta capacidade de adsorção aniônica (especialmente
fosfato) e ponto de carga zero elevado. A maioria destas propriedades está
ligada ao desenvolvimento e balanço de cargas elétricas na superfície das
partículas que compõem o sistema coloidal do solo, composto por óxidos de
ferro e alumínio, minerais aluminossilicatados tamanho argila e matéria
orgânica humificada.
Muitos autores têm então sugerido a utilização dos atributos
eletroquímicos como forma de refletir as condições de superfície e servir
como índices de avaliação de determinadas propriedades do solo,
principalmente aquelas relacionadas à fertilidade e à estabilidade dos
agregados do solo (estruturação), que reflete diretamente na resistência à
2
erosão ou à quebra por agentes dispersantes. Por isso, a caracterização dos
atributos eletroquímicos dos solos predominantes nas regiões tropicais e
subtropicais torna-se parte essencial da maioria dos estudos sobre eles
conduzidos.
Para isto, o estudo de seqüências de solos tem se mostrado eficiente
na avaliação da influência dos fatores de formação nas propriedades dos
solos, especialmente no caso de topossequências, onde podem ser
observados contrastes entre as características dos solos componentes que
são condicionados pela mineralogia, topografia e hidrologia de cada
superfície.
Neste contexto, a Ciência do Solo é pouco explorada como
investigação básica no Estado de Mato Grosso, o que leva ao pouco
entendimento dos processos químicos, físicos e eletroquímicos dos seus
solos, como ferramentas para adequar um melhor manejo.
O objetivo deste trabalho foi determinar os atributos eletroquímicos
dos Latossolos de uma topossequência, correlacionando-os com a
composição química e mineralógica dos solos. Mais especificamente,
objetivou-se quantificar os atributos físicos, químicos, eletroquímicos e
mineralógicos dos horizontes superficiais e subsuperficiais dos solos;
correlacionar os atributos químicos e mineralógicos com o ponto de efeito
salino nulo; caracterizar o complexo coloidal do solo por meio da
determinação da área superficial específica e da capacidade de troca iônica
dos solos superficiais e subsuperficiais.
As hipóteses testadas foram: as posições dos perfis dos solos na
topossequência influenciam os atributos físicos, químicos, eletroquímicos e
mineralógicos tanto vertical quanto lateralmente; nos solos oxídicos há
inversão de cargas elétricas e conseqüente maior capacidade de troca
aniônica em profundidade, influenciadas pela fração mineral do solo.
3
2. REVISÃO DE LITERATURA
2.1. Atributos físicos e químicos dos solos tropicais
Solos originados da região tropical úmida e bem drenados são
intensamente intemperizados e dominados por minerais com carga variável,
que conferem a esses solos baixa capacidade de troca catiônica (CTC), a
qual varia com o pH (Agbenin e Raij, 1999).
Muitos estudos sobre as características dos solos tropicais úmidos
intemperizados têm sido relatados, onde o estabelecimento das relações
entre os atributos físicos, químicos e mineralógicos desses solos permite
melhor compreensão dos fenômenos como a adsorção / dessorção de íons
e a estabilidade do solo.
Os Latossolos são os representantes mais importantes dos solos
tropicais, pois apresentam horizonte subsuperficial B latossólico, de elevado
estádio de intemperismo, demonstrado pela decomposição acentuada dos
minerais primários, pela profundidade elevada e baixa CTC (Camargo et al.,
1988).
Estes solos possuem uma forte agregação de partículas, de modo que
baixas quantidades de argila dispersa em água (ADA) são encontradas em
horizontes subsuperficiais (Muggler et al., 1999). A ADA é a fração da argila
do solo que se dispersa espontaneamente em água e, portanto, a que
possui maior mobilidade (Roth e Pavan, 1991). Este atributo é comumente
usado para avaliar a susceptibilidade do solo à erosão hídrica (Grohmann e
4
van Raij, 1977; Lima e Anderson, 1997) e a mobilidade de substâncias
tóxicas no solo (biocidas) (Ghadiri e Rose, 1991a; Seta e Karathanasis,
1997; Bertsch e Seaman, 1999) e nutrientes (Moura Filho e Buol, 1976).
A forte agregação dos Latossolos é atribuída ao efeito dos óxidos de
ferro mal cristalizados (Schwertmann e Taylor, 1989; Cornell e
Schwertmann, 1996), e influi na taxa de infiltração de água, na porosidade,
na aeração e na densidade do solo sob condições naturais (Azevedo e
Bonumá, 2004). De acordo com Shaw et al. (2003), os óxidos de ferro
dominam a agregação de solos com argila de atividade baixa e predomínio
de vermiculita com hidróxi nas entrecamadas (VHE).
2.2. Características de carga na superfície coloidal do solo
A origem e a natureza das cargas elétricas são de grande importância
na magnitude das propriedades físicas e químicas dos solos, pois as
reações químicas que se processam no sistema solo são, em geral,
determinadas pela carga elétrica na superfície das partículas coloidais e pela
grande área superficial dos minerais presentes. O conhecimento das
características de carga dos constituintes do solo tem altas implicações na
troca iônica, adsorção e outros processos químicos ocorrentes na interface
colóide / solução do solo (Taubaso et al., 2004).
Como a fertilidade dos solos e a nutrição das plantas são
influenciadas pelas reações eletrolíticas na superfície dos colóides do solo, é
importante que suas cargas elétricas sejam avaliadas, possibilitando uma
recomendação de manejo mais adequado aos diferentes tipos de solo.
Segundo Barreto (1986), a carga dos colóides do solo é resultado das
imperfeições estruturais dos cristais e da adsorção de determinados íons na
superfície dessas partículas. Devido a isso, a superfície desses colóides
pode apresentar cargas negativas ou positivas, demonstrando seu excesso
ou déficit de elétrons.
Baseando-se na teoria de distribuição de cargas na superfície, os
colóides do solo podem ser classificados em dois grupos (Bell e Gillman,
1978): os com carga permanente (σ
p
) ou constante (principalmente argilas
5
silicatadas) e os com carga variável ou pH-dependente (σ
v
) (óxidos,
hidróxidos e matéria orgânica).
As cargas elétricas se desenvolvem na superfície da fase sólida do
solo por meio de três processos principais (Bell e Gillman, 1978; Sposito,
1992; Weber, 2000): substituição isomórfica na estrutura cristalina do
mineral; dissociação e associação de prótons e adsorção específica de
cátions e ânions. As cargas permanentes são originadas pelo primeiro
processo enquanto as cargas variáveis desenvolvem-se pelos dois últimos
processos.
As cargas permanentes são produto das alterações na composição
dos minerais de argila silicatados tipo 2:1 (montmorilonita, ilita e vermiculita)
e do tipo 2:2 (clorita) (Fontes et al., 2001), invariável com o pH do solo em
condições normais (geralmente 4 a 7 unidades de pH) e resulta das
substituições isomórficas nas estruturas minerais que sempre se manifestam
em qualquer pH do solo, sendo intrínseco ao mineral (Taubaso et al., 2004),
por isso chamada de carga estrutural (Alleoni e Camargo, 1994a).
A substituição isomórfica é a maior fonte de carga negativa
permanente em minerais de argila 2:1, e a sua ocorrência depende do
tamanho e da valência dos íons envolvidos (Tan, 1993). Teoricamente, a
carga permanente pode ser negativa ou positiva; contudo, em função dos
tamanhos iônicos, a substituição se faz, geralmente, por um elemento de
menor valência substituindo um de maior valência (Si
+4
por Al
+3
e Al
+3
por
Mg
+2
), o que leva a um déficit de carga positiva na estrutura cristalina,
originando a carga negativa na superfície do colóide (Gast, 1977; Fontes et
al., 2001). Sendo assim, as cargas negativas permanentes têm sua origem
no desbalanceamento estrutural de cargas elétricas (Weber, 2000). As
cargas permanentes negativas são comuns em solos mais jovens, menos
intemperizados (regiões de clima temperado), possuindo maior capacidade
de troca catiônica que os solos mais intemperizados (regiões de clima
tropical) (Sposito, 1992; Alves, 2002).
Os minerais de argila tipo 2:1 possuem maior quantidade de carga por
grama de material que os minerais tipo 1:1 (Meurer, 2000). Porém, alguns
6
autores citam que além dos minerais de argila tipo 2:1, a caulinita (tipo 1:1)
também pode apresentar carga negativa permanente (quantitativamente
pouco significativa) em adição à carga variável (Smith e Emerson, 1976;
White e Zelasny, 1986).
A carga variável é originada da adsorção de íons na superfície dos
colóides do solo, onde o íon adsorvido em excesso determina a carga líquida
da partícula coloidal (Fontes et al., 2001; Toth e Jozefaciuk, 2002). Alleoni e
Camargo (1994a) afirmam que ela pode ser desenvolvida por sorção
química da molécula de água na superfície de óxidos e hidróxidos de ferro e
alumínio, e por ionização de grupos funcionais da matéria orgânica.
Raij (1973) comenta que os colóides do solo podem desenvolver
cargas negativas ou positivas em suas superfícies, dependendo do pH do
meio, pois os principais íons capazes de interferir na carga ao serem
adsorvidos da solução do solo são H
+
e OH
-
, sendo assim chamados de íons
determinantes de potencial (IDP). Devido a isso, esses colóides são
denominados de colóides de carga dependente do pH (Appel et al., 2003).
A carga variável positiva possibilita predomínio de reações de trocas
aniônicas entre o colóide e a solução do solo, fato muito importante
verificado na retenção de ânions. Algumas das propriedades peculiares dos
solos dos trópicos são atribuídas às cargas elétricas positivas,
principalmente devido aos óxidos de ferro e alumínio presentes, os quais
aumentam a retenção de ânions como sulfatos, fosfatos e nitratos (Raij,
1973). A capacidade de troca catiônica (CTC) e aniônica (CTA) dos solos de
carga variável tem sido então expressa como uma função do pH e da
concentração do eletrólito (Katou, 2002).
Toth e Jozefaciuk (2002) afirmam que a carga variável pode estar
acumulada principalmente nos horizontes subsuperficiais dos solos e, carga
relativamente alta em horizontes superficiais é atribuída à matéria orgânica,
por esta possuir maior quantidade de carga variável por unidade de massa.
Já os depósitos originais dos quais os solos são formados (horizonte C) têm
a menor quantidade de carga variável.
7
A carga variável pode afetar muitas propriedades biogeoquímicas e
hidrológicas dos solos em estádio de intemperismo avançado, influenciando
assim a retenção de nutrientes, a troca iônica, a agregação, a erodibilidade,
a drenagem, a aeração e a infiltração dos solos (Krishnaswamy e Richter,
2002).
Portanto, o sucesso do manejo dos solos com carga variável requer
conhecimento do comportamento das cargas elétricas dos colóides e da
capacidade dos solos para troca catiônica e aniônica sob condições de
campo (Uehara e Gillman, 1981; Auxtero et al., 2004).
2.3 Atributos eletroquímicos dos solos
Moniz e Buol (1982) e Cunha et al. (1994) afirmam que a identificação
de um conjunto particular de atributos que indicam o desenvolvimento dos
solos é difícil, especialmente quando se trata de solos altamente
intemperizados, devido à sua aparente homogeneidade.
Apesar disto, partindo do princípio de que muitas propriedades físico-
químicas dos solos são dependentes das reações que ocorrem na superfície
dos colóides orgânicos e inorgânicos, o emprego de atributos eletroquímicos
na caracterização do complexo coloidal do solo tem sido freqüente entre os
pesquisadores (Raij e Peech, 1972; Hendershot e Lavkulich, 1978; Barreto,
1986; Sakurai et al., 1989b; Nascimento, 1989; Alleoni, 1992; Pérez et al.,
1993; Silva et al., 1996; Netto, 1996; Alves, 2002).
Mais recentemente, Coscione et al. (2005) sugeriram o uso de alguns
atributos químicos e eletroquímicos do solo como essenciais para descrever
os processos físico-químicos que ocorrem simultaneamente com as
transformações morfológicas em topossequências de solos intemperizados,
por meio da análise estatística multivariada.
2.3.1 Ponto de carga zero (PCZ)
É o atributo eletroquímico de maior destaque para solos
intemperizados das regiões tropicais, pois sua magnitude está diretamente
relacionada com o estádio de desenvolvimento desses solos. É útil na
8
descrição de fenômenos decorrentes da dupla camada elétrica de interfaces
reversíveis (Raij, 1973; Sakurai et al., 1989b; Zhang e Zhao, 1997) e na
determinação de vários atributos pedológicos (Fontes et al., 2001).
O PCZ indica, teoricamente, o valor de pH em que a adsorção de íons
OH
-
e H
+
(IDP) é eqüitativa, sob qualquer força iônica do meio (Alleoni,
1992). Outros autores estabeleceram que o PCZ é o valor de pH onde a
carga superficial do sistema reversível de dupla camada é igual a zero,
sendo determinado pela atividade dos íons determinantes de potencial na
fase sólida (Raij e Peech, 1972; Espinoza et al., 1975; Arnold, 1977).
Lavardière e Weaver (1977) acrescentaram que neste ponto o potencial
elétrico superficial também é nulo. Hendershot e Lavkulich (1978) afirmam
que a carga líquida no PCZ é nula e proveniente da superfície dos óxidos
hidratados e da matéria orgânica.
Outros parâmetros muito citados na literatura e que são confundidos
com o termo PCZ são o ponto isoelétrico (PIE) e o ponto zero de titulação
(PZT). Alleoni e Camargo (1994) compilaram as diferenças entre esses
termos, baseando-se em diversos autores. O PIE corresponde ao valor do
pH no qual a carga líquida das superfícies com cargas variáveis é zero
(Hendershot e Lavkulich, 1978). Bell e Gillman (1978) o consideram como o
pH no qual a adsorção de H
+
e OH
-
é igual, e Uehara e Gillman (1981)
descrevem-no como o pH onde a carga líquida é igual a zero no plano que
separa a dupla camada difusa e a camada de Stern. Já o PZT é o pH
resultante da reação entre as superfícies sólidas com um eletrólito inerte a
várias concentrações, sem adição de ácido ou base (Raij e Peech, 1972;
Lavardière e Weaver, 1977; Chaves e Trajano, 1992).
Muitos trabalhos mencionam o termo PCZ considerando-se a estreita
relação existente entre o PCZ e o ponto de efeito salino nulo (PESN),
especialmente para os solos tropicais. Fontes et al. (2001) ressaltam que o
termo PESN foi inicialmente proposto por Parker et al. (1979), que utilizaram
essa terminologia para o valor de pH no qual uma série de curvas de
titulação potenciométrica se interceptam, demonstrando que o encontro
dessas curvas não necessariamente definiria o PCZ ou pH
o
dos solos. Eles
9
chamaram esse pH de ponto de efeito salino zero (PESZ), nomenclatura que
foi posteriormente adotada por outros autores (Rojas e Adams, 1980;
Tessens e Shamshuddin, 1982; Schulthess e Sparks, 1986; Meijer e
Buurman, 1987; Zhang et al., 1989).
Alleoni e Camargo (1993) adaptaram o termo à língua portuguesa,
(PESN), que caracteriza o valor de pH no qual a concentração salina da
solução em contato com a fase sólida não exerce influência sobre a
magnitude das cargas elétricas de caráter variável na superfície das
partículas coloidais do solo. Para estes autores, este termo parece ser mais
adequado, pois o adjetivo nulo (PESN) indica com mais precisão uma
qualidade do efeito da solução salina do que o adjetivo zero (PESZ).
Para que o PESN se iguale ao PCZ não pode haver cargas na
superfície das partículas coloidais do solo que não sejam contrabalanceadas
por íons dissolvidos na solução, sejam eles especificamente adsorvidos ou
não (Alleoni, 1992). Entretanto, Gangaiya e Morrison (1987) afirmam ser
difícil que esta condição ocorra no sistema solo, por isso, prefere-se utilizar o
termo PESN ao invés de PCZ quando o método de determinação for por
titulação potenciométrica. Nesta dissertação, adotou-se o termo PESN
baseando-se nas afirmações acima.
O PESN tem um importante impacto nas propriedades de carga do
solo. De acordo com Uehara e Gillman (1981), a diferença entre o PESN e o
pH do solo determina o sinal e a magnitude da carga variável ali presente:
quando o pH do solo for menor que o PESN, os sítios de carga variável
tornam-se predominantemente positivamente carregados, facilitando a
retenção aniônica. Por outro lado, se o pH do solo for maior que o PESN,
eles desenvolvem, na sua maioria, carga negativa, favorecendo a troca
catiônica.
Do exposto, pode-se afirmar que a densidade de carga na superfície
pode ser alterada em solos com carga variável pela aplicação orientada de
fertilizantes e corretivos, aumentando significativamente a CTC e, portanto, a
capacidade produtiva desses solos. Por isso, o PESN do horizonte
10
superficial é dependente das condições de uso e manejo agrícola, o que leva
à sua utilização como forma de avaliar a fertilidade do solo.
Uma outra característica importante acerca do PESN do solo é que
ele corresponde ao ponto químico de máxima estabilidade, onde o potencial
de superfície é nulo. Assim, solos ricos em sílica ou orgânicos, com PESN
baixo, tendem a serem mais ácidos que os solos oxídicos altamente
intemperizados, com alto PESN (Barreto, 1986; Nascimento et al, 1988; Curi
et al., 1993).
O valor do PESN do solo depende da composição mineralógica,
juntamente com presença de matéria orgânica humificada. Os óxidos de
ferro apresentam PCZ entre 7 e 9 (Schwertmann e Taylor, 1989) e, para os
óxidos de alumínio, o PCZ varia de 8 a 9,2 (Hsu, 1989). Já a caulinita possui
PCZ aproximadamente igual a 4 (Stumm e Morgan, 1981; Dixon e Weed,
1989). A matéria orgânica, por apresentar alta densidade de cargas
negativas, tende a abaixar o PESN dos solos, relacionando-se inversamente
com este atributo eletroquímico (Siqueira et al., 1990).
Muitos autores têm observado uma relação direta entre os valores de
PESN e a composição mineralógica da fração argila de horizontes
subsuperficiais, e em solos mais oxídicos o valor do PESN é próximo ao
valor do PCZ de óxidos de ferro e alumínio puros (Raij e Peech, 1972; Gallez
et al., 1977), denotando semelhança entre o PCZ do mineral predominante
da fração argila e o PESN do solo. Por isso, este parâmetro eletroquímico é
utilizado muitas vezes como forma de avaliar o grau de intemperismo do
solo, e conseqüentemente, o desenvolvimento pedológico, visando a sua
aplicação à taxonomia dos solos.
Dentre os métodos propostos para determinar o PCZ em solos e em
outros materiais dominados por colóides de carga variável, muitos
pesquisadores têm usado a titulação potenciométrica (Alleoni, 1992; Chaves
e Trajano, 1992; Pérez et al., 1993; Netto, 1996; Silva et al., 1996; Alves,
2002; Appel et al., 2003; Auxtero et al., 2004; Coscione et al., 2005), a qual
impõe mudanças no potencial superficial com mudanças na atividade dos
íons H
+
e OH
-
, para determinar o ponto de efeito salino zero (PESN) ou
11
ponto de carga protônica líquida zero (PCPLZ). Outros pesquisadores têm
proposto métodos baseados na mobilidade de partículas carregadas em um
campo elétrico (O´Brien e Rowlands, 1993; Findlay et al., 1996; Appel et al.,
2003; Kosmulski, 2004) e na adsorção iônica não específica ou a retenção
iônica (Marcano-Martinez e McBride, 1989; Appel et al., 2003; Kosmulski,
2004).
Entretanto, muitas destas pesquisas têm focado o uso destas técnicas
para determinar a carga de espécies minerais puras (por exemplo, a
caulinita e gibbsita) e não em solos, pois a heterogeneidade natural dos
solos em termos de tamanho de partículas carregadas, dificulta a detecção
da mobilidade nesses sistemas complexos.
Recentemente, Appel et al. (2003) e Kosmulski (2004) compararam o
método da titulação potenciométrica com técnicas de adsorção iônica e
mobilidade eletroacústica para a determinação do PCZ em solos e em
minerais puros, e não encontraram diferença significativa entre os PCZs
gerados por estas técnicas. Entretanto, Hendershot e Lavkulich (1983) e
Marcano-Martinez e McBride (1989) não obtiveram correlação significativa
entre as duas medidas, atribuída à presença de colóides com carga
permanente negativa nos solos e à presença de Al
+3
fortemente adsorvido
nos sítios de carga permanente no método titulométrico, em oposição à sua
liberação durante a medida de adsorção iônica.
A importância da determinação deste atributo eletroquímico em solos
vai desde a previsão do desenvolvimento pedogenético (Hendershot e
Lavkulich, 1978) à definição de topossequência (Lepsch e Buol, 1974) e
cronossequência (Hendershot et al., 1979; Parker et al., 1979), e do
comportamento do solo quanto à dissolução de minerais (Chorover e
Sposito, 1995). Daí a sua grande utilização em estudos físico-químicos dos
solos com carga variável. Por isso, estudos realizados acerca do PESN em
solos envolvem desde métodos de determinação até práticas de manejo
adequadas com a finalidade de alterar o seu valor para aumentar a
capacidade produtiva dos solos tropicais.
12
2.3.2 O potencial elétrico superficial (Ψ
o
)
A adsorção de prótons (H
+
) produz cargas superficiais positivas
enquanto que a deprotonação originará cargas negativas na interface sólido-
solução. Devido à presença de cargas opostas na superfície coloidal e na
fase líquida, um potencial elétrico se desenvolve sobre a interface sólido-
liquido, chamado potencial de superfície ou potencial elétrico superficial (ψ).
A magnitude desse potencial superficial é dada pela equação de Nernst (eq.
2) (Raij e Peech, 1972):
Ψ
o
= R.T ln (H
+
)
(eq.1)
n.F (H
+
)
PCZ
Simplificando:
Ψ
o
= 0,059 x (PCZ – pH), volts à 25ºC
(eq.2)
Na qual: Ψ
o
= potencial elétrico da superfície coloidal, em V; R =
constante geral dos gases (8,3144 J/K.mol); T = temperatura (298,16 K a
25ºC); F = constante de Faraday (96.493 C/mol); (H
+
) = atividade
hidrogeônica da solução de equilíbrio; (H
+
)
PCZ
= atividade hidrogeônica da
solução de equilíbrio no PCZ; PCZ = pH da solução de equilíbrio no PCZ.
Siqueira (1985) reitera que estas equações só são válidas na
ausência de qualquer interação especifica entre a superfície coloidal e os
íons do eletrólito suporte, ou entre a superfície e moléculas não ionizadas
presentes na solução.
Alleoni (1992) comenta que a lixiviação prolongada do solo sob
condições quentes e úmidas aproxima o valor do potencial superficial para
um mínimo, devido à presença de partículas minerais altamente
intemperizadas. Nessas condições, o pH da solução do solo tende a se
aproximar do PESN, diminuindo o valor do Ψ, conforme a eq. (2).
Pode-se inferir então que valores de Ψ
o
do solo em superfície tendem
a ser mais elevados que os do solo em profundidade, pois o teor de matéria
orgânica influencia no pH do solo, distanciando-o do valor do PESN. Em
13
subsuperfície, porém, os valores de PESN são geralmente mais elevados e
se aproximam mais do pH natural dos solos.
2.3.3 Delta pH (∆pH)
O ∆pH é a diferença entre o pH do solo em KCl e o pH em água, que
serve como um indicativo da carga líquida dos solos (Alleoni, 1992),
especialmente os de carga variável, sendo usado em levantamentos para
caracterização dos solos.
Se o valor do ∆pH for negativo (pH KCl menor que pH água), o pH do
solo está acima do PCZ, e no solo predominam cargas negativas,
adsorvendo maior quantidade de cátions que de ânions (CTC > CTA). Já um
∆pH positivo (pH KCl maior que pH água) indica que o pH do solo está
abaixo do PCZ, e reflete um solo com cargas positivas na sua maioria,
capaz de adsorver mais ânions do que cátions (CTA > CTC) (Raij e Peech,
1972). O PCZ é alcançado quando o ∆pH é igual a zero.
Tan (1993) afirma que esses resultados são verdadeiros somente se
um eletrólito inerte estiver presente no sistema, a exemplo do KCl. Se,
porém, outros ânions estiverem presentes e forem sujeitos à adsorção
especifica, eles podem alterar o valor do PESN para regiões de pH baixo e,
conseqüentemente, conferir à superfície coloidal carga mais negativa.
2.3.4 Capacidade da dupla camada elétrica (CDCE)
Após a utilização do PESN como atributo eletroquímico dos solos, a
determinação da capacidade da dupla camada elétrica tornou-se útil em
solos com predomínio de formas de óxidos de ferro e alumínio e outros
colóides com carga variável, pois permite distinguir esses solos,
especialmente os altamente intemperizados, típicos do Brasil, devido à sua
aparente homogeneidade (Coscione et al, 2005).
A CDCE é um conceito termodinâmico definido por Berubé e De
Bruyn (1968) e Blok e De Bruyn (1970) para cristais puros. Estendendo este
conceito a solos, a CDCE é calculada a partir das curvas de titulação
14
potenciométrica à concentração de 0,01 mol L
-1
de KCl, segundo Pérez et al.
(1993).
De acordo com Blok e De Bruyn (1970), a capacidade da dupla
camada elétrica pode ser definida como o aumento de carga na superfície
de um mineral de carga variável, relativo à variação de potencial na
superfície correspondente a 1 Volt.
O conceito de capacidade da dupla camada elétrica tem sido utilizado
com sucesso em superfícies cobertas por óxidos metálicos (Parks e De
Bruyn, 1962; Bérubé e De Bruyn, 1968; Blok e De Bruyn, 1970a). Barreto
(1986) utilizou este atributo eletroquímico como instrumento para separação
de classes de Latossolos, pelo fato da CDCE ser uma variável de maior
capacidade discriminatória quando comparada a outros atributos do solo,
como o ponto de carga zero, o Ki e Kr, sugerindo que à medida que diminui
o valor da CDCE diminui o grau de intemperização do solo.
2.4 Efeito da matéria orgânica nas características de carga dos
solos
A presença da matéria orgânica, com carga variável, pode afetar
significativamente as propriedades de carga dos solos, e por conseqüência,
a retenção iônica (Oades et al., 1989).
A carga proveniente da matéria orgânica tem origem principalmente
nos grupos carboxílicos, hidroxílicos, fenólicos, quinônicos e enólicos
(Nkhalamba et al., 2003), os quais contribuem para a carga negativa. Esta
contribuição da carga negativa pela matéria orgânica é mais pronunciada em
solos oxídicos dos trópicos úmidos, reduzindo o PCZ destes solos em uma
unidade de pH para cada 1% de aumento do teor de carbono orgânico total
(Gillman, 1985). Como conseqüência, ocorre o aumento da capacidade de
retenção de cátions nutrientes pelo solo, até mesmo sob baixos valores de
pH.
As moléculas orgânicas compostas por cátions orgânicos, substâncias
húmicas e complexos oxihidróxidos orgânicos naturais, interagem com os
óxidos de ferro e alumínio presentes no solo por meio de mecanismos
15
complexos afetando as propriedades eletroquímicas (PCZ, CTC e CTA), o
pH do solo, a adsorção específica de íons como fosfato e sulfato e as
propriedades físicas do solo, tais como a estabilidade de agregados e a
condutividade hidráulica (Oades et al., 1989).
Muitos autores verificaram que os horizontes superficiais dos solos de
carga variável tinham PCZ a valores mais baixos de pH que os horizontes
subsuperficiais e atribuíram o fato às maiores quantidades de matéria
orgânica nos horizontes superficiais (Raij e Peech, 1972; Keng e Uehara,
1974; Costa et al., 1984; Chaves e Trajano, 1992; Siqueira et al., 1990;
Pérez et al., 1993). Siqueira et al. (1990) e Chaves e Trajano (1992),
trabalhando com Latossolos Vermelho Amarelo, encontraram um valor de
PCZ de 3,4 para amostras do horizonte A. Costa et al. (1984) e Magalhães e
Page (1984) encontraram para amostras de terra superficiais, valores de
PCZ de 3,42 a 3,83. Auxtero et al. (2004) encontrou para horizontes ricos em
carbono orgânico um baixo valor de PCZ (4,1 a 4,2), que aumentou em
profundidade, semelhante aos resultados de Gillman (1985) e Baert e Van
Ranst (1998). Appel et al. (2003) encontrou para horizonte A de um Oxisol e
Ultisol valores de PCZ variando de 3,9 a 4,4 e 2,3 a 3,7, respectivamente.
Entretanto, o efeito da matéria orgânica sobre o valor do PCZ
depende da composição mineralógica da fração argila. Velloso (1976)
observou que o decréscimo no valor do PCZ para Latossolos cauliníticos
não foi significativo em comparação ao observado nos Latossolos
gibbsíticos. Barreto (1986) e Nascimento (1989) também obtiveram
resultados semelhantes para vários Latossolos, onde a diferença entre o
PCZ do horizonte A e do horizonte B era tanto maior quanto mais
oxihidróxidos de ferro e de alumínio possuía a fração argila.
Appel et al. (2003) ao determinarem o PCZ de amostras superficiais
de um Oxisol e um Ultisol por titulação potenciométrica, encontraram que o
PCZ do Oxisol foi maior que o do Ultisol, apesar do maior teor de COT do
Oxisol em relação ao Ultisol, o qual tende a diminuir o PCZ. Entretanto, a
maior quantidade de óxidos de ferro e alumínio (PCZ > 6,5) na fração argila
do Oxisol deu a este solo um elevado PCZ quando comparado ao Ultisol,
16
rico em minerais com baixo PCZ, como a caulinita e minerais 2:1, os quais
abaixaram o PCZ do solo.
Siqueira et al. (1990) avaliaram o efeito do tempo de equilíbrio
utilizado no método da titulação potenciométrica para a determinação da
carga elétrica e do PCZ de Latossolos com diferentes teores de COT, a fim
de verificar o efeito da matéria orgânica na determinação destas
propriedades eletroquímicas. Estes autores adotaram um tempo de equilíbrio
de 24 horas, justamente para que as reações de oxirredução da matéria
orgânica não afetassem o pH das reações de adsorção dos íons
determinantes de potencial.
Esses autores também avaliaram quantitativamente o efeito da
matéria orgânica sobre o PCZ em amostras de solos com carga variável, e
encontraram uma alta correlação negativa entre este atributo eletroquímico e
o COT, demonstrando a importância da matéria orgânica no manejo desses
solos.
Auxtero et al. (2004), estudando as propriedades de troca iônica de
Andisols, encontraram que o PCZ dos solos e o desenvolvimento de cargas
negativas e positivas são fortemente influenciados pelos constituintes do
sistema coloidal, nos quais o COT dos horizontes superficiais induziu um
abaixamento do PCZ contribuindo para o caráter negativo das cargas de
superfície, tal como observado por Gillman (1985) e Baer e van Ranst
(1998). Nestes solos, a capacidade de retenção catiônica estava localizada
principalmente nos horizontes superficiais, devido ao maior conteúdo de
matéria orgânica em superfície.
Nkhalamba et al. (2003) verificaram a contribuição dos resíduos de
cultura no desenvolvimento das cargas superficiais de solos ácidos
dominados por caulinita e goethita, e encontraram uma contribuição maior
que 100 cmol
c
negativa por quilo de resíduo aplicado.
17
2.5 Composição mineralógica da fração argila dos solos tropicais e
suas implicações na dinâmica eletroquímica dos solos
Por apresentarem grau de intemperismo avançado, os solos tropicais
apresentam na sua fração argila minerais silicatados do tipo 1:1
(principalmente caulinita) e óxidos de ferro (hematita, goethita, maghemita) e
alumínio (gibbsita), além de quantidades variáveis de outros minerais como
a vermiculita com hidróxi nas entrecamadas e, e em menor proporção,
alguns minerais silicatados do tipo 2:1 (vermiculita) (Fontes et al., 2001;
Costa et al., 2004).
A mineralogia da fração argila dos Latossolos é constituída por
caulinita, gibbsita, hematita, goethita, minerais 2:1 com hidróxi entrecamadas
(Azevedo e Bonumá, 2004) e anatásio (Curi e Franzsmeier, 1984) que se
combinam em diferentes proporções, e que, juntamente com baixos pH e
teor de matéria orgânica, conferem aos Latossolos alta capacidade de
retenção aniônica (Fontes e Weed, 1996).
O intenso intemperismo e as condições de lixiviação que estes solos
são submetidos aceleram a perda de cátions básicos e sílica
(dessilicatização), produzindo enriquecimento residual de óxidos de ferro e
alumínio (Embrapa, 1999), os quais, juntamente com a caulinita, constituem
os principais colóides do solo. A fração argila possui, então, alta carga
variável e, sob condições naturais, uma densidade de carga superficial
positiva às vezes predomina nestes solos (Charlet e Sposito, 1989, Barreal
et al., 2003).
Portanto, o conhecimento quantitativo dos minerais de argila e sua
interação com a profundidade do solo são de fundamental importância para
elucidar a história pedogenética de um dado solo (Wilson, 1999). Aliado a
isto, diversos trabalhos têm mostrado que o conteúdo mineralógico relativo
e os constituintes orgânicos do solo podem afetar grandemente as
propriedades químicas de superfície dos solos tropicais cauliníticos (Parffit,
1981; Marcano-Martinez e McBride, 1989; Chorover e Sposito, 1995).
18
2.5.1 Óxidos de ferro
Óxidos (e oxihidróxidos) de ferro são minerais extensamente
distribuídos nos solos do mundo inteiro, em concentrações que variam de
menos de 1 a mais de 500 g Fe kg
-1
, dependendo do teor de ferro no
material de origem e do estádio de intemperismo do solo. Exceto quando
mascarados pela matéria orgânica, são notados visualmente pelo efeito
pigmentante que imprimem ao solo, refletido em matizes brunas, amareladas
ou avermelhadas, conforme o tipo ou a associação de tipos de óxidos de
ferro presentes no solo (Bigham e Ciolkosz, 1993).
Na composição mineralógica da fração argila dos solos tropicais e
subtropicais, os óxidos de ferro dominantes são a goethita e a hematita, em
razão da sua alta estabilidade termodinâmica e baixa solubilidade. Assim,
ambientes bem drenados e de clima mais quente são favoráveis à formação
da hematita que confere cores avermelhadas aos solos, enquanto a goethita,
característica de ambientes mais úmidos e/ou frios, é responsável pelas
cores amareladas ou brunadas do solo (Kämpf e Schwertmann, 1983;
Schwertmann, 1993; Peterschmitt et al.,1996).
Barreto (1986) comenta que a influência dos óxidos de Fe sobre o
PCZ dos solos é muito importante mesmo se a ocorrência desses
compostos for inferior a 5%. Isso se explica pela sua elevada superfície
específica e reatividade, bem como pelo caráter variável de suas cargas
superficiais, que exercem grande influência nas reações de carga variável
(Osei e Singh, 1999).
Os óxidos de ferro têm PESN na faixa de 6,7 a 9,0 (White e Zelazny,
1986) o que mostra que quanto maior a quantidade desses óxidos no solo
maior será o valor do PESN, podendo haver inversão de carga em
profundidade, de grande importância na retenção de ânions, principalmente
os móveis, como o nitrato (Toner et al., 1989; Alleoni, 1992).
Alves (2002) observou que, em solos mais intemperizados (Ki < 2), o
aumento do teor de óxidos em decorrência do intemperismo resultou em
alterações nos valores do PESN e pH dos solos, acarretando uma
diminuição progressiva na diferença entre esses atributos com o grau de
19
intemperização, tal como observado por Hendershot e Lavkulich (1978).
Entretanto, a adsorção específica de ânions orgânicos confere cargas
negativas à superfície dos minerais de argila, diminuindo o PESN dos
minerais (Netto, 1996); em solos intemperizados, ricos em óxidos de ferro e
alumínio, foram encontrados valores de PESN na faixa de 4 a 6 devido à
adsorção específica de diversos ânions, os quais diminuíram o PCZ dos
óxidos (Fontes, 1990).
A cor do solo (Kämpf e Schwertmann, 1983; Schwertmann e Latham,
1986; Schwertmnann, 1993; Singer et al., 1998) e a retenção aniônica
(Biber et al., 1994; Cornell e Schwertmann, 1996) também são propriedades
conferidas aos solos pelos óxidos de ferro.
Os óxidos de ferro exercem grande influência na estruturação e
agregação dos solos através da associação com outros minerais e
compostos orgânicos (Barberis et al., 1991; Dick e Schwertmann, 1996),
conferindo maior permeabilidade e resistência à erosão, propriedades físicas
desejáveis evidenciadas em Latossolos. Duiker et al. (2003) demonstraram a
importância dos oxihidróxidos de ferro mal cristalizados (Fe
OXA
) na
estabilização dos agregados da fração fina do solo, a qual mostrou-se maior
ou igual à contribuição do carbono orgânico total em solos com baixo teor de
matéria orgânica. Esta alta reatividade superficial dos óxidos de ferro mal
cristalizados também foi reportada por Rhoton et al. (1998) e Igwe et al.
(1999).
São também considerados indicadores pedoambientais e de
processos pedogenéticos, uma vez que tanto a formação como a
estabilidade dos vários tipos de óxidos é influenciada pelos fatores de
formação dos solos. A diversidade pedoambiental condiciona também
variações nas características mineralógicas dos óxidos de ferro, tais como
grau de cristalinidade, substituição isomórfica do ferro e cor (Inda Júnior,
2002), refletindo pedoambientes específicos de formação.
Em regiões tropicais, é muito comum ocorrer substituição do Ferro
pelo Alumínio na estrutura cristalina dos óxidos de ferro (Schwertmann e
Latham, 1986; Schwertmann e Carlson, 1994; Anjos et al., 1995; Trolard et
20
al., 1995; Kämpf e Schwertmann, 1998), principalmente na goethita (Cornell
e Schwertmann, 1996), por apresentar maior capacidade de incorporação do
Al na sua estrutura (Schwertmann e Kampf, 1985; Singh e Gilkes, 1992).
Apesar disto, Fabris et al. (1985) encontraram valores elevados de
substituição isomórfica do Fe pelo Al em hematitas sintéticas (maior que
0,30 mol mol
-1
).
Elevadas substituições de ferro por alumínio na goethita geralmente
ocorrem em solos ácidos ou altamente intemperizados, onde a alta atividade
do Al
3+
é determinada pelo baixo pH ou menor concentração de silício
passível de combinar com o alumínio na solução (Schwertmann e Kämpf,
1985; Fontes e Weed, 1991). Porém, goethitas com baixa substituição por
Al
+3
foram encontradas em Latossolos gibbsíticos por Mesquita Filho e
Torrent (1993). De acordo com Muggler et al. (2001), a alta substituição por
Al
+3
em óxidos de ferro que ocorre em horizontes superficiais amarelos
(goethíticos) dos solos tropicais está relacionada com o pedoclima,
indicando que a goethita rica em alumínio é o principal produto da
pedogênese.
A distribuição das diferentes formas de ferro no solo é importante na
interpretação da pedogênese, na avaliação das condições e da intensidade
do intemperismo, no entendimento do comportamento físico e químico do
solo e na classificação de solos (Borggaard, 1988; Inda Júnior, 2002). Por
isso, são relatados na literatura os teores de ferro no solo sob três formas:
ferro total (Fe
T
), extraído pela dissolução dos minerais em ácidos,
inorgânicos, principalmente ácido sulfúrico (Embrapa, 1997); ferro
constituinte dos óxidos de ferro de baixa cristalinidade (Fe
OXA
), representado
principalmente pela ferrihidrita e parte das lepidocrocitas, também
denominadas formas "mais ativas", extraído com oxalato de amônio
(Loveland, 1988); e o ferro constituinte dos óxidos de ferro pedogênicos
(Fe
DCB
), que inclui os óxidos cristalinos, os de baixa cristalinidade e os não
cristalinos, como por exemplo hematita, goethita, maghemita, lepidocrocita e
ferrihidrita, extraídos com ditionito de sódio (Na
2
S
2
O
4
) como redutor químico
(Buurman et al., 1996).
21
Os teores de ferro na forma de Fe
OXA
e Fe
DCB
permitem inferir, através
da razão Fe
OXA
/Fe
DCB
, a proporção das formas de maior e menor
cristalinidade dentre os óxidos de ferro pedogênicos, sendo esta, um
primeiro indicativo da presença de ferrihidrita no solo (Schwertmann et al.,
1982; Schwertmann e Kämpf, 1985). Em Latossolos, normalmente
observam-se valores de Fe
OXA
/Fe
DCB
< 0,05 (Kämpf et al., 1988), embora
valores mais elevados (< 0,15) possam ser determinados em horizontes A
devido ao acúmulo de compostos orgânicos.
A razão Fe
DCB
/Fe
T
possibilita inferir a proporção do ferro já liberado
pelo intemperismo de minerais primários e do ferro precipitado na forma de
óxidos de ferro pedogênicos, sendo indicativa do estádio de intemperismo do
solo. Razões Fe
DCB
/Fe
T
> 0,8 foram observadas em Latossolos (Melo et al.,
1984; Dick, 1986; Kämpf et al., 1988), indicando que mais de 80% do ferro
está na forma de óxidos de ferro pedogênicos e o restante na estrutura de
argilominerais, alumino-silicatos primários ou óxidos de ferro litogênicos,
com a magnetita e a ilmenita (Inda Júnior, 2002).
Arduino et al. (1986) sugerem que as diferentes formas de ferro no
solo podem ser mais ativas que outras na estabilização de agregados do
solo. Estes autores encontraram que a forma Fe
OXA
auxilia na estabilização
das partículas minerais grosseiras do solo, enquanto que o Fe
DCB
estabiliza
agregados do tamanho argila. Colombo e Torrent (1991) afirmam que a
forma Fe
OXA
está mais associada à estabilização do solo. Schwertmann
(1988) complementa que a agregação do solo proporcionada pelos óxidos
de ferro pode ser atribuída à sua grande área superficial total e às interações
entre as cargas negativas dos silicatos e a carga variável positiva dos óxidos
de ferro.
Outros óxidos de ferro podem ocorrem nos solos tropicais, porém com
menor intensidade. Dentre eles estão a maghemita e a magnetita,
encontradas com freqüência em Latossolos brasileiros (Kampf e
Schwertmann, 1998; Cornell e Schwertmann, 1996). A lepidocrocita é um
oxido de ferro mal cristalizado presente em solos menos intemperizados e
22
em ambientes redutores (Schwertmann e Kampf, 1985), indicadora da
formação de Fe(II) no solo (Kampf e Curi, 2000).
2.5.2 Óxidos de alumínio
O óxido de alumínio cristalino freqüentemente encontrado em solos
tropicais altamente intemperizados é a gibbsita (Fontes e Weed, 1991;
Alleoni, 1996; Netto, 1996; Alves, 2002) e sua presença está ligada à
intensidade do intemperismo do solo (Mesquita Filho e Torrent, 1993).
Considerando a gibbsita como um mineral índice de intemperização,
pode-se afirmar que solos localizados nas superfícies mais elevadas são
mais intemperizados que os solos localizados nas superfícies mais baixas,
baseando-se na afirmação de Rodrigues e Klamt (1978), que diz que na
fração argila de alguns Latossolos pode predominar a caulinita e em outros
a gibbsita, demonstrando que apesar de altamente intemperizados, os
Latossolos apresentam estádios de intemperismo diferentes, sendo o grau
de intemperização proporcional aos teores de gibbsita.
Este fato se deve ao maior tempo de exposição aos fatores que
promovem o intemperismo, bem como à natureza do material de origem
(Demattê e Hollowaychuk, 1977). Teores de sílica menores que os de óxidos
de alumínio e baixa relação SiO
2
/Al
2
O
3
(Ki) indicam forte dessilicatização do
solo e elevado grau de alteração do material de origem (Rodrigues e Klämt,
1978).
Segundo Gualberto et al. (1987), o teor de gibbsita tende a diminuir
nos solos mais amarelos, em direção às partes mais baixas da
topossequência, em concordância com os teores de óxidos de ferro
cristalinos (Fe
DCB
). Moniz e Buol (1982) sugerem que este comportamento é
devido à maior disponibilidade de sílica em solução nessas partes mais
baixas, onde há o predomínio de solos mais amarelados, por enriquecimento
via fluxo subsuperficial e/ou superficial, maior atividade biológica ou
drenagem deficiente em tempos anteriores. A maior atividade biológica
implica numa redução do teor de alumínio pela formação da gibbsita e
favorecimento da formação da caulinita (Resende, 1976).
23
A propriedade da gibbsita de maior significância em solos é sua
elevada reatividade superficial, devido aos grupos Al-OH presentes na sua
estrutura. De acordo com Zhang e Zhao (1997), a superfície reativa destes
grupos pode adsorver H
+
ou OH
-
, desenvolvendo cargas superficiais,
dependendo do pH do meio. Acima do PCZ do óxido, a superfície está
negativamente carrregada, e sua magnitude aumenta gradualmente com o
aumento do pH. Abaixo do PCZ, a superfície apresenta cargas positivas, que
aumentam com o decréscimo do pH. Por isto, alguns ânions podem ser
retidos pelo Al(OH)
3
, e a força desta retenção é um importante fator que
influencia a mobilidade aniônica em solos. Além da gibbsita, os óxidos de
alumínio mal cristalizados (Fe
OXA
) também apresentam alta reatividade em
relação à adsorção aniônica, de forma mais intensa que das formas
cristalizadas (Goldberg et al., 2001), reiterando a sua importância no
comportamento eletroquímico dos solos.
Os óxidos de alumínio possuem PCZ entre 7,5 e 9,2 (White e Zelazny,
1986) sendo que as gibbsitas naturais apresentam PCZ igual a 5,0 (Parks,
1965) e os óxidos de alumínio mal cristalizados o PCZ varia de 5,0 a 9,4
(Hsu, 1989), mostrando que quanto maior a quantidade desses óxidos no
solo maior será o valor do PESN (Schwertmann e Flechter, 1982; Silva et al.,
1996), principalmente em subsuperfície, onde a influência da matéria
orgânica sobre o PESN não é tão pronunciada.
2.5.3 Caulinita
O mineral de argila 1:1 dominante em solos altamente intemperizados
é a caulinita, que ocorre juntamente com os óxidos de ferro e alumínio e a
matéria orgânica, interagindo entre si e influenciando as propriedades de
carga dos solos (Osei e Singh, 1999).
Nestes solos, a caulinita geralmente possui baixo grau de
cristalinidade (Singh e Gilkes, 1992; Melo et al., 2001), relacionado com as
propriedades químicas e morfológicas da caulinita e com fatores
pedoambientais do solo. A presença do ferro na estrutura da caulinita é
considerada um dos fatores que reduzem a sua cristalinidade e aumenta a
24
área superficial específica deste mineral (Brindley et al., 1986; Singh e
Gilkes, 1992).
A presença de minerais 2:1 interestratificados também é considerada
responsável pelo decréscimo da cristalinidade da caulinita (DeLuca e
Slaughter, 1985). De acordo com Barreto (1986), a caulinita mal cristalizada
tende a possuir maiores valores de superfície específica, CTC e capacidade
de adsorção de óxidos de ferro e titânio na sua superfície.
2.5.4 Outros minerais
Minerais 2:1 interestratificados e com hidróxi nas entrecamadas
podem ser detectados na fração argila de solos tropicais, ao lado de micas,
rutilo e anatásio (Galvão e Schulze, 1996; Alleoni, 1996; Netto, 1996).
Rodrigues e Klamt (1978) afirmam que a presença de minerais 2:1 pode ser
decorrente da maior estabilidade da clorita pedogenética em meio ácido,
comum em solos tropicais, em relação à caulinita, devido à precipitação de
hidróxido de alumínio nas entrecamadas de argilominerais 2:1. Este
fenômeno causa redução na CTC e aumento na estabilidade dos solos.
Dentre os minerais com hidróxi nas entrecamadas a vermiculita (VHE)
se apresenta com mais freqüência em solos brasileiros (Fontes e Weed,
1991; Netto, 1996), devido à sua resistência aos fatores de intemperização
do solo.
2.6 Fenômenos de superfície
2.6.1 Área superficial específica
O solo possui uma grande área superficial onde se dá a interação de
íons e moléculas de água com as partículas do solo. Portanto, vários
fenômenos que ocorrem nos solos podem estar relacionados com a
superfície dos colóides orgânicos e inorgânicos. De acordo com Pérez e
Casanova (1994), o parâmetro utilizado para medir a área total das
particulas é a superfície específica total (SE), sendo vários os métodos
utiizados na sua determinação.
25
O valor da SE dos solos depende muito da quantidade e do tipo de
mineral de argila no solo: a montmorilonita, por exemplo, apresenta uma alta
SE (812 m
2
g
-1
, segundo Petersen et al. (1996)), como resultado da sua
propriedade de expansão e da elevada área superficial interna (Carter et al.,
1986). Já a goethita, hematita e gibbsita apresentam SE igual a 51,4, 46,5 e
32,5 m
2
g
-1
, respectivamente (Muggler et al., 2001). A SE da ilita, vermiculita
e caulinita é de 138,9, 56,1 e 88,1 m
2
g
-1
, segundo Moberg et al. (1988); a
SE da ferridrita varia de 159 a 306 m
2
g
-1
(Dzombak e Morel (1990); a SE do
alofano varia de 145 a 170 m
2
g
-1
(Wada, 1989).
A superfície específica (SE) dos solos está intimamente relacionada e
exerce influência determinante sobre muitas propriedades dos solos,
incluindo a capacidade de troca catiônica (CTC), o conteúdo de argila e os
limites de liquidez e plasticidade (Theng et al., 1999). Hillel (1980)
recomenda que a sua determinação em solos, dada em m
2
/g, pode
eventualmente, fornecer um melhor índice para caracterização de um solo
do que as percentagens de areia, silte e argila.
Com relação à influência da SE nas propriedades físicas e químicas
dos solos, vários pesquisadores encontraram boas correlações entre a
superfície específica e o conteúdo de argila, a capacidade de troca catiônica
(CTC), o conteúdo de óxidos de ferro (Petersen et al, 1996; Churchman e
Burke, 1991; Curtin e Smilie, 1976; Borggaard, 1982; Feller et al., 1992;
Järvinen et al. 1993; Niskanen e Mäntylahti, 1988).
Hodson et al. (1998) encontraram que a SE aumentou com o grau de
intemperização e diminuiu em profundidade nos solos de uma
cronossequência na Inglaterra, ao estudarem o efeito da remoção dos
oxihidróxidos de ferro, alumínio e silício extraíveis em oxalato no decréscimo
da SE. Atribuíram este fato ao recobrimento dos grãos minerais do solo por
oxihidróxidos de Al-Si, que contribuíram com 61 a 94% da SE inorgânica
total.
Estudos revelam que há uma correlação negativa entre a matéria
orgânica e a SE quando se remove o carbono orgânico total (Feller et al.,
1992; Pennell et al., 1995; Theng et al., 1999; Mayer e Xing, 2001; Kaiser e
26
Guggenberger, 2003) enquanto que o recobrimento das partículas e
superfícies minerais do solo por compostos orgânicos reduz a SE (Kaiser e
Zech, 1998; Celis et al., 1999; Kaiser e Guggenberger, 2003).
Isto pode ser explicado pelo fato de que a remoção parcial do carbono
por tratamento com peróxido de hidrogênio (H
2
O
2
) aumenta a superfície
específica dos complexos organominerais tamanho argila (Christensen,
1996; Theng et al., 1999). Oades (1984) sugere que as argilas que estão
dentro da matriz da matéria orgânica podem contribuir para o aumento da
SE quando a matéria orgânica é removida. Carter et al. (1986) e Heilman et
al. (1965) recomendam que a matéria orgânica do solo seja removida antes
da determinação da superfície específica, porém, Cihacek and Bremner
(1979) investigaram que o efeito da remoção da matéria orgânica na
determinação da SE não é significativo.
Diferentes métodos são empregados para determinação da SE de
solos. A adsorção de líquidos polares como o éter monoetílico do etileno
glicol (EMEG) (Heilman et al., 1965; Churchman e Burke, 1991; Churchman
et al., 1991) e água têm sido usados comparativamente ao método da
adsorção de nitrogênio (N
2
), chamado método BET.
De acordo com Taubaso et al. (2004), a área superficial total dos
minerais do solo depende das áreas superficiais internas e externas. Fontes
e Weed (1996) afirmam que a adsorção de líquidos polares inclui as áreas
superficiais internas dos minerais de argila, enquanto que a adsorção de N
2
(método BET) se dá externamente. Por isso, Karltun et al. (2000) enfatiza
que quando a SE é determinada por meio da adsorção de líquidos polares
como o EMEG, uma correlação positiva entre a SE e o conteúdo de matéria
orgânica é sempre obtida, pois segundo Theng et al. (1999), isso ocorre
porque este método é capaz de determinar a área superficial entre as
camadas internas dos minerais silicatados expansíveis, presentes no solo.
Casanova (1986) sugere o uso do método da adsorção de azul de
metileno na determinação da SE de solos e argila, por ser mais rápido,
simples e reprodutível, além de permitir a determinação simultânea da CTC.
Pérez e Casanova (1994) avaliaram os métodos acima citados em amostras
27
de solo, e encontraram que os resultados obtidos pelos métodos BET e azul
de metileno foram próximos, enquanto que o método EMEG mostrou os
maiores valores de SE. Tiller e Smith (1990) também observaram esta
mesma relação entre os métodos de determinação da SE.
2.6.2 Capacidade de troca catiônica e aniônica
A capacidade de troca iônica é um fenômeno diretamente ligado às
reações que se processam na superfície dos colóides constituintes do solo,
principalmente em solos com carga variável, onde a presença das cargas
elétricas responsáveis pela troca iônica é decorrente da adsorção de íons
determinantes de potencial, como o H
+
e o OH
-
(Barreto, 1986). Neste
sentido, a densidade de carga elétrica superficial confere uma capacidade
de troca catiônica (carga negativa) ou aniônica (carga positiva) à superfície
das partículas coloidais do solo.
A CTC e a CTA atuam diretamente na retenção de cátions e ânions
macronutrientes e na disponibilidade de metais tóxicos como níquel, cromo,
manganês e cobalto. Estes atributos do solo são afetados pelo pH,
concentração da solução do solo e natureza da carga superficial dos
diversos componentes do solo (Becquer et al., 2001). Trata-se, portanto, de
um atributo de grande interesse prático em estudos de fertilidade e
caracterização de unidades de solos.
A mineralogia de solos com carga variável pode afetar a magnitude da
sorção e retenção de sais. Por isso, vários estudos foram realizados sobre a
capacidade de troca aniônica principalmente em solos altamente
intemperizados. Pearse (1994) demonstrou que em solos com mineralogia
dominada por esmectita a adsorção de sais foi menor que em solos
dominados por caulinita e óxidos de ferro e alumínio, os quais apresentaram
baixa força iônica e alta CTA. Sob condições de acidez, os grupos reativos
hidroxila das bordas quebradas da caulinita e superfícies de oxihidróxidos de
ferro e alumínio desenvolvem apreciável carga superficial positiva e,
conseqüente aumento na CTA (Uehara e Gillman, 1981; Muggler et al.,
1999; Qafoku e Sumner, 2001).
28
Em decorrência disto, o movimento dos ânions através do perfil do
solo é retardado, sendo desfavorável à lixiviação de ânions como o nitrato
(NO
3
-
) e favorecendo a fixação de fósforo (Dubus et al., 1998) em solos com
carga variável (Bellini et al., 1996; Qafoku e Sumner, 2002). O efeito dos
sesquióxidos de ferro e alumínio nas reações de troca aniônica de solos com
predomínio de caulinita na fração argila também foram investigados por Van
Ranst et al. (1998) e Becquer et al. (2001).
Segundo Marcano-Martinéz e McBride (1989), Fontes e Weed (1996)
e Barreal et al. (2003), o Latossolos geralmente possuem alta capacidade de
retenção aniônica, que está associada principalmente ao alto conteúdo de
óxidos de ferro e alumínio, minerais de argila 1:1, baixos pH e conteúdo de
matéria orgânica. Becquer et al. (2001) observou um aumento na CTC com
o aumento do COT e pH de solos com predomínio de óxidos de ferro e
alumínio.
A retenção de ânions em solos também é dependente da superfície
específica da fração coloidal (McLaughlin et al., 1981). Borgaard (1983)
observou que a adsorção aniônica nas superfícies dos óxidos de ferro
dependeu mais do grau de cristalinidade e da superfície específica do que
do conteúdo total desses compostos nos solos. No estudo da retenção de
fosfato por diferentes minerais, Parfitt e Childs (1988) encontrou que a
capacidade de retenção aumenta proporcionalmente à superfície específica
dos minerais, obedecendo à ordem: alofanos > ferrihidrita > goethita >
hematita, maior em compostos mal cristalizados que em minerais
cristalizados.
Estes resultados são concordantes com a afirmação de Borgaard
(1982), que diz que a área superficial dos óxidos de ferro aumenta quando
sua cristalinidade diminui. Os óxidos de ferro presentes no solo são
principalmente cristalinos, mas, de acordo com Curi e Franzsmeier (1984) e
Garcia-Rodeja et al. (1986), o caráter pouco cristalino da goethita com alta
substituição do ferro por alumínio, que causa diminuição no tamanho das
suas partículas, lhe confere maior superfície específica, por conseqüência,
maior CTA. Eles observaram que houve um aumento na adsorção de
29
fosfatos em solos com alta superfície específica, correspondendo a solos
ricos em goethita.
A medida da CTC e da CTA em solos é altamente dependente do
método (Madeira et al., 2003). A CTC medida em acetato de amônio
(NH
4
OAc) a pH 7,0 constitui uma referência para comparação com outros
métodos de determinação. Uehara e Gillman (1981) reiteram que a
desvantagem deste método é a superestimação do valor da CTC de solos
com carga variável, devido ao uso da solução tampão a pH 7,0, que não é
condizente com o pH nas condições de campo.
Por isso, o método da troca compulsiva foi proposto por Gillman e
Hallman (1988) para medir a CTC e CTA de solos sob pH e força iônica
similares às naturais. Neste método, cátions adsorvidos à superfície do solo
são deslocados por um íon comum, como o NH
4
+
ou Ba
+2
, que é
subsequentemente determinado. Madeira et al. (2003) encontraram valores
menores de CTC de solos alofânicos com baixo teor de COT pelo método da
troca compulsiva do que pelo método padrão.
Auxtero et al. (2004), estudando os mesmos solos que Madeira et al.
(2003), relacionou a CTC e CTA com atributos químicos e eletroquímicos.
Solos com maiores quantidades de minerais silicatados e ricos em COT
mostraram baixo PCZ e alta carga negativa (CTC) ao pH do solo. Horizontes
ricos em alofanos apresentaram PCZ elevado e predominância de cargas
positivas (CTA).
30
3. MATERIAL E MÉTODOS
3.1 Área de estudo
Este estudo foi realizado em uma topossequência dominada por
Latossolo Vermelho Amarelo, sob plantio direto do algodão, situada a 48 km
do município de Primavera do Leste, sendo 33 Km na BR-070 no sentido
Primavera do Leste-Campo Verde e 15 Km em uma estrada não
pavimentada do lado direito da BR. Situa-se à margem direita do córrego
Chico Nunes, cujas coordenadas são: 15º 25’ de latitude Sul e 54º 32’ de
longitude Oeste. A região é caracterizada pelo tipo climático Aw da
classificação de Köeppen, temperatura média anual oscilando de 18 a 24°C,
e a precipitação pluvial anual variando de 1.500 a 2.500 mm.
3.2 Escolha dos solos
A área de estudo foi selecionada baseando-se nos critérios: extensão
das áreas plantadas com algodão no Estado na safra 2000/2001; tempo de
desenvolvimento dessa cultura na área; características do meio físico
(substrato rochoso, topografia, solos, profundidade do nível da água do
lençol freático e precipitação pluviométrica). Já a seleção da microbacia
Chico Nunes foi feita com base no plantio de algodão há pelo menos dois
anos, na associação de solos típicos das áreas de produção de algodão
nesta região e na presença de um corpo d’água no fundo do vale.
31
A topossequência em estudo representa a cobertura pedológica
existente ao longo de toda a vertente disposta na margem direita do córrego
Chico Nunes, pertencente à forma de relevo predominante na sub-unidade
geomorfológica da Chapada dos Guimarães, onde se observa maior
intensificação do uso agrícola, especialmente com plantio de soja, algodão e
milho.
O perfil da vertente tem forma retilínea a ligeiramente convexa desde
o interflúvio até o fundo do vale, onde adquire configuração praticamente
plana induzindo à ligeira concavidade na sua porção mais inferior (Dores et
al., 2003). A amplitude da vertente é de 33 metros, e a declividade do terço
superior em torno de 4,5 %, do terço médio de 5 % , e do terço inferior de
9%.
Com o objetivo de caracterizar morfologicamente os principais
horizontes pedológicos e suas variações espaciais verticais e laterais ao
longo da vertente, foram realizadas sondagens a trado ao longo da
transeção estudada. A partir destes dados, realizou-se a abertura e a
descrição de trincheiras, visando complementar a caracterização da
cobertura pedológica pelas tradagens, além da coleta de amostras dos
horizontes dos perfis, cuja disposição encontra-se representada na Figura 1.
Dif. Nível (m)
T1
T2
T3
FIGURA 1 - Esquema da topossequência em estudo (T1 – perfil P1: LVAd;
T2 – perfil P2: LVAd; T3 – perfil P3: LAd) (extraído de Dores et
al., 2003).
32
Para a determinação dos atributos dos solos foram selecionadas as
trincheiras nº 1, 2 e 3, desprezando-se a última por se tratar de um solo
hidromórfico, não utilizado para fins agrícolas. Para a avaliação dos
atributos dos solos, foram coletadas amostras de terra nas três trincheiras
selecionadas, com aproximadamente 2,5 metros de profundidade, 3,0
metros de largura e 2,0 metros de comprimento numa vertente de 1,5
quilômetros de extensão, localizada entre a sede da fazenda e à margem do
córrego Chico Nunes.
Os três perfis foram descritos de acordo com as normas
estabelecidas pelo Manual de Descrição e Coleta de Solo no Campo (Lemos
e Santos, 1984). A partir das descrições dos perfis e respectivas análises
das amostras coletadas nos horizontes, foram classificados dois tipos de
solos na área em estudo, assim distribuídos do topo para a base da vertente:
LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico (perfis P1 e P2) e
LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico (perfil P3), segundo Embrapa
(1999).
3.3 Preparo das amostras de solo
Para avaliação dos atributos químicos, físicos, eletroquímicos e
mineralógicos, as amostras de solo foram coletadas nos horizontes
superficiais e subsuperficiais dos perfis, secas em estufa de circulação de ar
forçado a 60ºC, destorroadas e peneiradas em tamiz de malha de 2 mm.
3.4 Análises dos atributos químicos, físicos, eletroquímicos e
mineralógicos
As análises foram efetuadas no Laboratório de Análise de Solos do
Departamento de Agronomia da Faculdade de Agronomia e Medicina
Veterinária da Universidade Federal de Mato Grosso (UFMT), e as análises
mineralógicas foram realizadas no Laboratório de Mineralogia do
Departamento de Solos e Nutrição de Plantas da Escola Superior de
Agricultura Luiz de Queiroz (ESALQ/USP). A metodologia empregada nas
determinações químicas e físicas está descrita em Embrapa (1997) e
33
Camargo et al. (1986). Todas as análises foram realizadas em amostras em
triplicata.
3.4.1 Atributos físicos
a)
Análise granulométrica: utilizou-se o método da pipeta, empregando-se
NaOH 1 mol L
-1
como dispersante químico e submetendo à agitação
mecânica “over night”, por 16 horas.
b)
Argila dispersa em água (ADA): procedeu-se a agitação de 10 g de terra
fina seca ao ar (TFSA) com água destilada por dezesseis horas em
agitador mecânico, com determinação do tempo de sedimentação e
obtenção das alíquotas, de maneira semelhante àquela utilizada para
análise granulométrica. A partir dos dados de ADA, foram calculados o
grau de floculação - GF (eq. (3)), que representa a proporção da fração
argila que se encontra floculada, e o grau de dispersão da argila – GD
(eq. (4)), que indica a proporção da fração argila que se encontra
dispersa. Estes índices informam o grau de estabilidade dos agregados
do solo.
GF = 100 (%argila total - %ADA) / %argila total (3)
GD (%) = (%ADA / %argila total) x 100 (4)
c)
Superfície específica (SE): determinada pelo método proposto por
Cihaecek e Bremner (1979) o qual se baseia na retenção do éter
monoetílico do etilenoglicol (EMEG), segundo Heilman et al. (1965). As
amostras de solo foram previamente peneiradas em tamiz de 0,5 mm de
malha e secas em estufa a 110ºC por 24 horas, a fim de substituir a pré-
secagem com P
2
O
5
, conforme Ratner-Zomar et al. (1983). Após a
secagem, pesou-se 0,5000 g de TFSE a qual foi transferida para um
porta-amostras com 0,5 cm de altura e 4 cm de diâmetro, e colocada em
dessecador contendo CaCl
2
anidro, e aí mantida por uma hora. Em
seguida, pesou-se em balança analítica com aproximação de 0,0001 g, e
34
lentamente aplicou-se 0,5 mL de EMEG em cada amostra, submetendo-
se a vácuo de 0,5 mmHg de pressão por 45 minutos, no mesmo
dessecador. Decorridas as 24 horas da primeira aplicação de vácuo,
foram efetuadas pesagens a cada duas horas, intercalando-se com a
aplicação de vácuo por 45 minutos, até atingir peso constante (diferença
menor que 0,002 g). A SE foi então calculada pela eq. (5):
SE (m
2
g
-1
) = (g EMEG / g solo) / 0,000286 (5)
O valor 0,000286 corresponde à massa em gramas de EMEG
necessária para a formação de uma camada monomolecular dessa
substância, com 1,0 m
2
de área, na superfície do argilomineral
montmorilonita.
3.4.2 Atributos químicos
a)
pH em água e em KCl 1 mol L
-1
: os valores de pH em água e em KCl
foram obtidos em suspensões de TFSE e água deionizada (pH
H2O
) e em
solução de KCl 1 mol L
-1
(pH
KCl
) na relação 1:2,5. Os valores de pH foram
obtidos por meio da medição da variação de potencial num eletrodo de
vidro combinado imerso na suspensão solo-líquido, em potenciômetro
digital.
b)
Carbono orgânico total (%COT): obtido pela oxidação da matéria
orgânica via úmida com dicromato de potássio em ácido sulfúrico, e
titulação do excesso de dicromato com solução padrão de sulfato ferroso
amoniacal, baseando-se no método de Walkley-Black.
c)
Teores de cátions trocáveis (K
+
, Ca
+2
, Mg
+2
): os cátions trocáveis Ca
+2
e
Mg
+2
foram obtidos pela extração com solução de KCl 1 mol L
-1
e
determinados por volumetria de complexação com EDTA a 0,01 mol L
-1
.
O K trocável foi extraído com extrator Mehlich (HCl 0,05 M + H
2
SO
4
0,0125 M) e determinado por espectrofotometria de emissão de chama.
35
d)
Alumínio trocável (Al
+3
): o Al trocável foi extraído com solução de KCl 1
mol L
-1
e determinado por titulação de neutralização com solução de
NaOH 0,025 mol L
-1
.
e)
Acidez potencial (H+Al): determinada por extração com solução de
acetato de cálcio 1 mol L
-1
a pH 7,0 e titulação com solução de NaOH
0,025 N.
f)
Teores de óxidos (SiO
2
, Fe
2
O
3
, Al
2
O
3
, MnO
2
, TiO
2
, P
2
O
5
): os óxidos de
ferro, alumínio, manganês, titânio e fósforo total foram obtidos por ataque
sulfúrico às amostras de TFSE e determinados por espectrofotometria de
absorção atômica. O silício foi extraído com NaOH, com posterior
quantificação por colorimetria, enquanto que o fósforo total no extrato
sulfúrico foi obtido por espectrofotometria molecular, da mesma forma
que o teor de Ti.
A partir dos teores obtidos nos itens c, d, e, f obtiveram-se os valores
da Soma de Bases – SB (eq.(6)) , da capacidade de troca catiônica efetiva -
CTCe ou t (eq.(7)), da capacidade de troca catiônica total - CTCt ou T
(eq.(8)), saturação por alumínio - m% (eq.(9)), saturação em bases - V%
(eq.(8)), índice de retenção de cátions - %RC (eq.(10)) e índices de
intemperismo Ki e Kr (eq.(12)).
SB (mmol
c
Kg
-1
) = Ca
+2
+ Mg
+2
+ K
+
(6)
CTC
e
(mmol
c
Kg
-1
) = t = SB + Al
+3
(7)
CTC
T
(mmol
c
Kg
-1
) = T = CTC
e
+ H
+
(8)
m (%) = (Al
+3
/ CTC
T
) x 100 (9)
V (%) = (SB/CTC
T
) x 100 (10)
RC(cmol
c
/Kg argila) = [(SB+AL
+3
) / % argila] x 100 (11)
Ki = 1,7 x SiO
2
/Al
2
O
3
(12)
Kr = 1,7 x SiO
2
/(Al
2
O
3
+ 0,64.Fe
2
O
3
) (13)
36
g)
Óxidos de ferro e alumínio cristalizados (Fe
DCB
, Al
DCB
): correspondem aos
teores de Fe e Al ligados aos óxidos cristalinos e aos óxidos de baixa
cristalinidade. Foram extraídos com solução de citrato-carbonato e
ditionito de sódio (DCB), segundo o método proposto por Mehara e
Jackson (1960). Para tanto, realizaram-se quatro extrações sucessivas
com 1,0 g de ditionito de sódio à temperatura de 75ºC a cada 30 minutos,
sob agitação, até que a suspensão adquirisse coloração amarelada e o
precipitado tornasse acinzentado. Após as extrações, a suspensão foi
submetida à floculação com 10 mL de solução de NaCl saturada e
centrifugada a 2.000 rpm. O líquido sobrenadante de cada extração foi
coletado em balão volumétrico de 250 mL, juntando-se as águas de
lavagem do resíduo, completando-se o volume com água destilada. A
determinação dos teores de Fe e Al foi realizada por espectrofotometria
de absorção atômica.
h)
Ferro e alumínio mal cristalizados (Fe
OX
, Al
OX
): correspondem aos teores
de Fe e Al ligados a óxidos mal cristalizados, sendo determinados na
fração argila por extração com solução ácida de oxalato de amônio
(OXA), com agitação por quatro horas em ausência de luz, segundo o
método proposto por Schwertmann (1964). Os teores de Fe e Al foram
determinados por espectrofotometria de absorção atômica.
i)
Capacidade de troca compulsiva (CTC e CTA): utilizou-se o método
proposto por Gillman (1979) modificado por Barreto (1986), o qual
baseia-se na troca compulsiva entre o Ba
+2
e o Mg
+2
por meio da
saturação do solo com solução de BaCl
2
0,05 mol L
-1
com sucessivas
lavagens com o mesmo eletrólito na concentração de 0,002 mol L
-1
como
solução de equilíbrio, e posterior adição de solução de MgSO
4
a 0,0025
mol L
-1
. O bário no complexo de troca é então deslocado pelo magnésio
adicionado. A suspensão foi submetida ao ajuste da condutividade
elétrica com água ou MgSO
4
0,0025 mol L
-1
, utilizando uma solução de
MgSO
4
0,00125 mol L
-1
como referência. A CTC foi representada pela
37
quantidade de magnésio retirado, enquanto que a CTA pelo Cl
-
retido.
Cátions básicos foram determinados no primeiro sobrenadante (em BaCl
2
0,05 mol L
-1
) por meio de titulação com EDTA (Ca
+2
+ Mg
+2
) e fotometria
de chama (K
+
). A determinação do Mg
+2
no sobrenadante final foi
realizada por espectrofotometria de absorção atômica e do Cl
-
pelo
método de Mohr. As equações que estimam a CTC e a CTA pelo
método da troca compulsiva são dadas abaixo:
Cálculo da CTC:
• Se MgSO
4
é adicionado para ajustar a condutividade da suspensão:
CTC
BaCl2
(cmol
c
dm
-3
) = 100 (0,005.V
2
– C
1
V
3
) (14)
• Se água é adicionada para ajustar a condutividade da suspensão:
CTC
BaCl2
(cmol
c
dm
-3
) = 100 (0,05 – C
1
V
3
) (15)
Cálculo da CTA:
CTA
BaCl2
(cmol
c
dm
-3
) = 100 (C
3
V
3
– C
2
V
1
) (16)
Na qual:
C
1
= concentração de Mg
+2
no sobrenadante final, cmol
c
dm
-3
;
C
2
= concentração do Cl
-
na solução BaCl
2
0,002 mol L
-1
;
C
3
= concentração do Cl
-
no sobrenadante final, cmol
c
dm
-3
;
V
1
=volume do BaCl
2
entrante;
V
2
= volume do MgSO
4
adicionado;
V
3
= volume do sobrenadante final.
3.4.3 Atributos eletroquímicos
a)
Delta pH (∆pH): calculado pela diferença entre o pH do solo em KCl e em
água (eq. (17)) e serve como um indicativo da carga líquida dos solos,
especialmente os com carga variável:
38
∆pH = pH
KCl
- pH
H2O
(17)
Na qual: pH
KCl
= valor do pH do solo em solução de KCl 1 mol L
-1
;
pH
H2O
= valor do pH do solo em água.
b)
Ponto de efeito salino nulo (PESN): o PESN das amostras de solo foi
determinado pelo método da titulação potenciométrica proposto por Raij
e Peech (1972) modificado por Costa et al. (1984). Foi empregada a
proporção terra:solução de 1:5, utilizando-se KCl como eletrólito
indiferente a três diferentes concentrações. Resumidamente, a
determinação do PESN obedeceu ao seguinte procedimento: pesaram-
se 4,0 g de TFSE em copos plásticos de 50 mL, e os recipientes foram
divididos em três séries de oito recipientes, onde em cada série foi
adicionado 20 mL de solução de KCl nas concentrações de 0,1 mol L
-1
,
0,01 mol L
-1
e 0,001 mol L
-1
, respectivamente. O método utilizado seguiu
os critérios estabelecidos por Alleoni (1992), onde se adicionou, a cada
série eletrolítica, 0,5 - 1,0 – 1,5 - 2,0 - 3,0 – 4,0 – 6,0 cmol
c
dm
-3
de H
+
e
1,0 e 2,0 cmol
c
dm
-3
de OH
-
, através de volumes crescentes de ácido e
de base. Estes volumes foram definidos após testes preliminares com
adição de ácido e de base nas suspensões de solo sob diferentes
concentrações eletrolíticas. As suspensões foram agitadas e colocadas
em repouso por 24 horas para atingirem o equilíbrio. Após 24 horas, as
suspensões foram novamente agitadas e, trinta minutos depois, foi lido o
pH em peagâmetro digital. As curvas da titulação potenciométrica para
cada concentração de KCl foram construídas plotando-se as quantidades
de H
+
e OH
-
adsorvidos pela amostra contra os valores de pH atingidos
pelas suspensões em equilíbrio. O valor do PESN foi considerado o valor
de pH do ponto de intersecção das curvas de titulação obtidas para cada
concentração do eletrólito, e a quantidade de H
+
e OH
-
adsorvidos foi
considerada igual à quantidade em cmol
c.
dm
-3
de HCl ou NaOH
adicionados à suspensão de solo menos a quantidade exigida de ácido
ou base para trazer o mesmo volume e a mesma concentração de HCl
ou NaOH, sem a amostra de terra, ao mesmo valor de pH. Para a
39
construção das curvas de titulação potenciométrica e o tratamento dos
dados obtidos, foi utilizado o programa computacional PESN 1.0,
desenvolvido por Alves et al. (2001), o qual demonstrou-se adequado
para a determinação do valor do PESN das amostras de solo,
proporcionando rapidez e precisão na sua determinação. Foram
solicitados os seguintes dados de entrada no programa: número da
amostra de solo, classe de solo correspondente, concentrações salinas
das séries eletrolíticas, massa de amostra nos recipientes,
concentrações ajustadas de H
+
e OH
+
nas soluções salinas e o volume
das soluções nos recipientes. Paralelamente, obteve-se o PESN
calculado a partir de dados de pH, utilizando-se a equação proposta por
Keng e Uehara (1974) (eq.(18)):
PCZ = 2 pH
KCl
– pH
H2O
(18)
Na qual: PCZ = ponto de carga zero estimado; pH
KCl
= valor do pH do solo
em solução de KCl 1 mol L
-1
; pH
H2O
= valor do pH do solo em água.
c)
Potencial elétrico superficial (ψ
o
): foi calculado em mV utilizando-se a
equação proposta por Raij e Peech (1972) (eq.(19)):
ψ
o
= 59,1 (PCZ – pH) (19)
Na qual: PCZ = ponto de carga zero, numericamente igual ao valor do PESN
obtido dos dados de titulação potenciométrica; pH = valor do pH do solo em
água.
d)
Carga elétrica líquida superficial: determinada em cmol
c
Kg
-1
em relação
ao PESN e não em relação ao PTZ (ponto de titulação zero), conforme
Alleoni (1992), pelo método gráfico.
e)
Capacidade da dupla camada elétrica (CDCE): calculada como a razão
entre a densidade de carga superficial líquida (σ) e a superfície
específica (SE) do solo (Barreto, 1986). A densidade de carga superficial
40
(índice σ) é determinada graficamente pela curva de titulação
potenciométrica dos solos a 0,01 mol L
-1
de KCl, medida a uma unidade
acima do PESN considerado (Pérez et al., 1993). O fator 163,56 é usado
para converter cmol
c
Kg
-1
pH em Coulomb dm
-2
V
-1
:
CDCE (C dm
-2
V
-1
)
= (σ
(PESN + 1)
/ SE).163,56 (20)
3.4.4 Análises mineralógicas
Para identificar os minerais aluminossilicatados e os óxidos de ferro
constituintes da fração argila foi utilizada a técnica de difração de raios X
(DRX). Procedeu-se a quantificação estimada dos óxidos de ferro e
alumínio e da caulinita presentes na fração argila dos solos pelo método da
alocação proposto por Resende et al. (1987). A substituição isomórfica da
hematita e da goethita foi estimada baseando-se na posição dos picos
desses óxidos nos difratogramas de raios X, detalhada mais adiante.
3.4.4.1 Pré-tratamento das amostras de solo
a)
Remoção da matéria orgânica: as amostras de solo foram tratadas com
peróxido de hidrogênio (H
2
O
2
) a 30% (100 volumes), na temperatura de
50ºC, até a remoção total da matéria orgânica. Em seguida, as amostras
foram secas em estufa. Passado o tempo de secagem, pesaram-se 25 g
da amostra e submeteu-se à dispersão química com NaOH 1 mol L
-1
e
agitação mecânica lenta por 16 horas em agitador de Wagner, para então
serem separadas as frações areia por tamisação e as frações silte e
argila por tempo de sedimentação. A fração argila, objeto de estudo na
análise mineralógica, foi seca em estufa de circulação de ar forçado e
triturada em almofariz.
b)
Remoção do ferro cristalizado ou deferrificação: o procedimento utilizado
para a desferrificação da fração argila foi o proposto por Jackson (1969),
41
onde aproximadamente 1,0 g da fração argila foi transferida para tubos
de centrífuga de 100 mL. O processo de deferrificação consistiu de
quatro extrações sucessivas com solução de citrato-bicarbonato de sódio
e ditionito de sódio, à temperatura de 75ºC. Uma parte da fração argila
deferrificada foi submetida à saturação com magnésio e a outra à
saturação com potássio, por meio de lavagens sucessivas com soluções
de KCl 1 mol L
-1
e MgCl
2
1 mol L
-1
, respectivamente. Após a saturação,
as amostras foram lavadas com água destilada e álcool etílico, até que
todo o cloreto fosse removido, constatado pelo teste com AgNO
3
0,01
mol L
-1
. A cada lavagem, o sobrenadante foi descartado e a argila
resultante foi suspensa em água destilada, com posterior secagem em
estufa a 105ºC.
c)
Concentração dos óxidos de ferro: quando misturados com outros
componentes do solo, os óxidos de ferro são dificilmente identificados via
DRX devido à sua baixa cristalinidade e concentração no solo e
sedimentos. Por isso, é necessário proceder à concentração dos óxidos
de ferro na fração argila. O procedimento adotado para a concentração
dos óxidos de ferro na fração argila foi proposto por Norrish e Taylor
(1961) modificado por Kampf e Schwertmann (1982), e baseou-se na
utilização de uma solução concentrada de NaOH à temperatura de 100ºC
durante uma hora, a fim de solubilizar os argilominerais e a gibbsita,
concentrando, então, os óxidos de ferro. Após esse período, a suspensão
foi centrifugada e o sobrenadante descartado. Após a lavagem do
resíduo com solução de carbonato de amônio e água destilada, o
sedimento foi seco em estufa a 105ºC, por 12 horas, a fim de remover o
excesso de amônio e carbonato. Os resíduos secos foram triturados e
armazenados para a identificação dos óxidos de ferro.
42
d)
Difratometria de raios X (DRX):
- Identificação dos silicatos:
As análises mineralógicas por DRX foram realizadas na fração argila
após os tratamentos dos itens b e c. Foram preparadas lâminas orientadas
de argilas saturadas com Mg e K (K-25ºC e Mg-25ºC) e submetidas à
análise mineralógica em difratômetro PHILIPSW 3710 Based, de ânodo de
cobre, ângulo de varredura de 3 a 9º, velocidade de varredura de 1,2º 2θ
min
-1
, com radiação de CuCaα 25mA, 40KV. As argilas saturadas com K
foram aquecidas por 3 horas a 350ºC (K-350ºC), passadas no DRX e, em
seguida, aquecidas a 550ºC (K-550ºC) pelo mesmo tempo, e submetidas
novamente à DRX. Obtidos os difratogramas das amostras de argila
saturadas com Mg, as lâminas foram secas ao ar e submetidas à saturação
com vapor de uma solução pura de etilenoglicol em dessecador (glicolação),
por 24 horas, com o objetivo de identificar a possível presença de
argilominerais do tipo 2:1.
- Identificação dos óxidos de ferro:
As amostras da fração argila com óxidos de ferro concentrados
também foram analisadas por DRX em lâminas não orientadas, onde 100
mg dos resíduos foram dopados com 5% de sílica, o padrão interno, e
misturados em gral de ágata. A mistura foi colocada num suporte de sílica e
levemente compactada com uma lamínula de vidro para evitar a orientação
preferencial dos grãos dos minerais.
3.4.4.2 Estimativa da substituição isomórfica na estrutura da
hematita e goethita
a)
Substituição isomórfica por alumínio na estrutura da hematita (Al
Hm
):
Foi realizada por meio da equação proposta por Schwertmann
(1988b) apresentada por Muggler et al. (2001), derivada de hematitas
sintetizadas a 25ºC:
43
Al
Hm
(mol mol
-1
) = 31,41 – 62,3.a
o
(21)
Na qual: a
0
= dimensão a da célula unitária da hematita, em nm, calculada a
partir do valor obtido por DRX do espaçamento interplanar referente ao
plano 110 da hematita:
a
o
(nm) = 2. d
110
(22)
b) Substituição isomórfica por alumínio na estrutura da goetita (Al
Gt
):
Foi estimada empregando-se a equação desenvolvida por
Schwertmann e Carlson (1994) para goetitas de solos tropicais, dada por:
Al
Gt
(mol mol
-1
) = 14,62 – 48,3. c
o
(23)
Na qual: c
o
= dimensão c da célula unitária da goetita, em nm, calculada a
partir do valor obtido por DRX dos espaçamentos interplanares referentes
aos planos 111 e 110 da goetita, segundo Schulze (1984).
c
o
(nm) = [ (1 / (10.d
111
)
2
– (1/10.d
110
)
2
] (24)
3.4.4.3 Relação Hematita/Hematita+Goetita
A relação R (Hm/Hm+Gt) foi estimada com base na intensidade dos
picos da hematita no plano 104 e da goetita no plano 110 dos difratogramas
de raios X, baseando-se em Jones (1981), onde uma mistura de hematita e
goetita puras na proporção 1:1 apresenta A
Gt110
/ A
Gt104
igual a 0,708.
R = Hm/Hm+Gt = 1 / [A
Gt110
/ (A
Hm104
. 0,708)] + 1 (25)
Na qual: Hm = teor de hematita na fração argila, g kg
-1
; Gt = teor de goetita
na fração argila, g kg
-1
; A
Gt110
= área sob o pico de difração de raios X
referente ao plano 110 da goethita; A
Hm104
= área sob o pico de difração de
raios X referente ao plano 104 da hematita.
44
3.4.4.4 Composição mineralógica da fração argila pelo método
da alocação
A estimativa dos teores de hematita, goetita, caulinita e gibbsita
presentes na fração argila dos solos foi realizada pelo método da alocação
(Resende et al., 1987) apresentado por Netto (1996), onde os teores dos
elementos obtidos por ataque sulfúrico foram alocados nos minerais acima
citados. Procedeu-se os cálculos de alocação utilizando-se as equações 26
a 34, seqüencialmente:
Fe
Gt
= 80 (1-x) / 89 – 29x (26)
Fe
Hm
= 160(1-x) / 160 - 58x (27)
Al
Gt
= 51x / (89 – 29x) (28)
Al
Hm
= 102x / (160 – 58x) (29)
Hm (g kg
-1
) = R . Fe
2
O
3
/ [Fe
Gt
(1-R) + (R.Fe
Hm
)] (30)
Gt (g kg
-1
) = [Hm (1 – R)] / R (31)
Ct (g kg
-1
) = SiO
2
/ 0,465 (32)
Al
Ct
= Ct . 0,395 (33)
Gb (g kg
-1
) = (Al
2
O
3
– Al
Hm
– Al
Gt
– Al
Ct
) / 0,654 (34)
Na qual: x = substituição isomórfica, mol mol
-1
; Fe
Gt
, Fe
Hm
= teor de Fe
2
O
3
na
goethita e hematita, g kg
-1
; Al
Gt
, Al
Hm
, Al
Ct
= teor de Al
2
O
3
na goethita,
hematina e caulinia, g kg
-1
; Hm = teor de hematita, g kg
-1
; Gt = teor de
goethita, g kg
-1
; Ct = teor de caulinita, g kg
-1
; Gb = teor de gibbsita, g kg
-1
; R
= relação Hm/Hm+Gt
Os minerais 2:1 não foram quantificados, portanto toda a SiO
2
do
ataque sulfúrico foi alocada à caulinita.
45
3.5 Análise estatística
Dos resultados obtidos em triplicata de cada atributo calculou-se a
média e determinaram-se os coeficientes de correlação linear entre as
variáveis mais significativas do comportamento químico e eletroquímico dos
solos, a fim de determinar a magnitude e significância da relação entre esses
atributos.
46
4. RESULTADOS E DISCUSSÃO
4.1 Caracterização morfológica dos solos
A cobertura pedológica é dominada por Latossolo Vermelho Amarelo,
que ocupa praticamente toda a vertente, sendo a porção intermediária
ocupada por um Latossolo Amarelo e no fundo do vale ocorre o Gleissolo.
No presente estudo, foram selecionadas as três primeiras classes de solos
por apresentarem finalidade agrícola.
As descrições morfológicas a seguir foram realizadas por Dores et al.
(2003) e estão listadas nas Tabelas 1 a 3.
47
TABELA 1 – Descrição morfológica dos horizontes do Latossolo Vermelho Amarelo distrófico típico (perfil P1) da
topossequência em estudo (extraído de Dores et al., 2003).
Horizonte Ap AB
1
Bw
1
Bw
2
Profundidade
(m)
0 -0,2 0,2 -0,4 0,4 -1,02 1,02 -1,70+
Cor 10 YR 3/3
marrom
escuro
7,5 YR 3/4
marrom
escuro
5 YR 5/6
vermelho
amarelado
5 YR 5/8
vermelho
amarelado
Textura Argilo
arenoso
Argilo
arenoso
Argilo
arenoso
Argilo arenoso a
argiloso
Estrutura Granular,
fraca e
pequena.
Granular,
fraca e
média.
Granular,
fraca e
média.
Granular, fraca a
maciça porosa,
microagregada.
Nódulos
Ausentes Ausentes Ausentes Ausentes
Porosidade Muitos Poucos Muitos Muitos
Cimentação Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Cerosidade Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Transição Clara e
plana
Clara e
plana
Difusa -
Consistência:
- Seca - - - -
- Úmida Muito friável Muito friável Muito friável Friável
- Molhada Plástica Plástica Plástica Plástica
- Muito
molhada
Ligeiramente
pegajoso.
Ligeiramente
pegajoso.
Ligeiramente
pegajoso.
Ligeiramente
pegajoso.
Raízes Raras e
finas
Raras e
finas
Poucas e
finas
Poucas e finas
1
camada ligeiramente compactada.
48
TABELA 2 – Descrição morfológica dos horizontes do Latossolo Vermelho Amarelo distrófico típico (perfil P2), da
topossequência em estudo (extraído de Dores et al., 2003).
Horizonte Ap AB Bw
1
Bw
2
1
Profundidade
(m)
0 -0,2
0,2 -0,4
0,4 -0,92
0,92 -1,78+
Cor
5 YR 3/3 marrom
avermelhado escuro
7,5 YR 4/4 marrom
escuro
5 YR 4/6 vermelho
amarelo
5 YR 5/8 vermelho
amarelo.
Textura Argilo arenoso Argilo arenoso
Argilo arenoso Argiloso
Estrutura Sem estrutura maciça
Granular, fraca e
média.
Granular, fraca e média. Granular, fraca e média.
Nódulos Ausentes Ausentes Ausentes Ausentes
Porosidade Comum Comum Comum Muitos poros
Cimentação Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Cerosidade Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Transição Abrupta e plana Clara e plana Difusa e plana
Consistencia: - - - -
- Seca - - - -
- Úmida Muito friável Muito friável Muito friável Muito Friável
- Molhada Plástica Plástica Plástica Muito Plástica
- Muito
molhada
Ligeiramente pegajoso. Ligeiramente pegajoso. Ligeiramente pegajoso. Ligeiramente pegajoso.
Raízes Poucas, finas e médias. Raras e finas Raras e finas Muito e finas
1
Agregados milimétricos de argila e raros arredondados de quartzo.
49
TABELA 3 – Descrição morfológica dos horizontes do Latossolo Amarelo distrófico típico (perfil P3), da topossequência em
estudo (extraído de Dores et al., 2003).
Horizonte Ap AB
1
Bw
1
Bw
2
2
Profundidade (m)
0 -0,19
0,19 -0,4
0,4 -1,43
1,43 -1,72+
Cor 7,5 YR 3/5 marrom escuro
7,5 YR 4/4 marrom
escuro
7,5 YR 5/8 marrom
forte
5 YR 5/8 vermelho
amarelado
Textura Argilo arenoso Areno arenoso
Argilo arenoso Argiloso
Estrutura Sem estrutura maciça Granular, fraca e media
Granular, fraca e
grande.
Granular, grande e
fraca.
Nódulos Ausentes Ausentes Ausentes Ausentes
Porosidade Muitos Muitos Muitos Muitos
Cimentação Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Cerosidade Ausente Ausentes Ausentes Ausentes
Transição Clara e plana Clara e plana Difusa e plana
Consistência: - - - -
- Seca - - - -
- Úmida Ligeiramente friável Ligeiramente friável Muito friável Muito Friável
- Molhada Plástica Ligeiramente Plástica Plástica Muito Plástica
- Muito molhada Ligeiramente pegajoso. Ligeiramente pegajoso. Não pegajoso. Ligeiramente pegajoso.
Raízes Muitas e finas. Comuns, finas e médias. Comums e finas Comuns e finas
1
horizonte mais alterado, mas encontra-se pouco compactado.
2
apresenta grânulos milimétricos de argila.
50
De forma geral, as características morfológicas são relativamente
homogêneas para os Latossolos analisados, sendo evidente a textura argilo
arenosa na porção superficial e argilosa nos horizontes subsuperficiais dos
solos, o que demonstra incremento de argila em subsuperfície.
Dependendo das características da textura e da estrutura, a água de
chuva pode infiltrar com maior ou menor facilidade no solo. Segundo
Salomão (1994), quanto mais arenoso o solo maior a facilidade de
infiltração, propiciada pela porosidade existente entre as partículas de areia
e silte. Por outro lado, dependendo da estrutura do solo, a porosidade pode
se desenvolver independentemente da textura. Assim, solos argilosos
com estrutura microagregada e granular apresentam grande quantidade de
poros, permitindo alta pemeabilidade. A estrutura dos solos analisados é
predominantemente granular média e fracamente desenvolvida, conferindo
boa permeabilidade aos solos.
O movimento da água ao longo da vertente apresentou uma dinâmica
diferenciada, ou seja, em sua porção superior ocorreu o predomínio da
infiltração vertical, característica dos solos Latossólicos, enquanto que no
terço inferior, onde ocorre o Plintossolo, predominou o escoamento
superficial em relação ao vertical, evidenciado pela diminuição da
macroporosidade, microporosidade e porosidade total em relação à parte
superior da vertente.
51
4.2 Caracterização física, química e mineralógica do solos
4.2.1 Atributos físicos
Os atributos físicos dos solos da topossequência se encontram na
Tabela 4. A classe textural enquadra-se nas classes franco-argilo-arenosa e
franco-arenosa, com aumento de argila no transcurso da topossequência e
em profundidade.
A fração granulométrica dominante nos três perfis foi a fração areia, e
ao fracioná-la, houve a predominância de areia muito fina (AMF) em todos
os solos, aspecto positivo na retenção da umidade, segundo Corrêa et al.
(2003). Observou-se que ao longo da vertente há aumento da fração areia
muito fina (0,10 a 0,05 mm), que pode ter sido carreada juntamente com as
frações silte e argila em direção ao curso d’água, resultando na maior
quantidade de areia muito fina no perfil P3 (LAd).
Do topo para a base da topossequência observa-se pequeno
incremento de argila nos horizontes subsuperficiais. Isso se torna evidente
quando se comparam as médias dos teores de argila nos horizontes
subsuperficiais entre todos os perfis. Do topo para a base da
topossequência, obteve-se os seguintes valores: perfil P1 (387,5 g kg
-1
) >
perfil P2 (342 g kg
-1
) > perfil P3 (338 g kg
-1
).
A relação silte/argila foi maior em profundidade no perfil P3 (LAd),
evidenciando maior quantidade de silte nesses horizontes, e apresentou
maiores valores nos horizontes A do perfis P1 e P2 (LVAd), seguindo a
tendência: perfil P1 (0,33) > perfil P2 (0,11). Segundo Alves e Ribeiro (1995),
isto pode refletir a eluviação de argila do horizonte A para o B, ou ainda por
remoção preferencial da argila por escoamento superficial ou lateral na
topografia mais acidentada nesses perfis.
A SE dos solos da topossequência em estudo variou de 38 a 48,8 m
2
g
-1
e a média foi igual a 44,9 m
2
g
-1
. Os valores da SE em todos os solos
estudados foram baixos (menor que 50 m
2
g
-1
) e semelhantes devido à
composição mineralógica ser constituída basicamente por caulinita, gibbsita
e óxidos de ferro. Seus valores foram máximos no horizonte Bw
2
dos perfis
52
P1 (LVad) e P3 (LAd) (48,8 e 45,7 m
2
g
-1
, respectivamente), acompanhando
o incremento de argila. Coscione et al. (2005) verificaram comportamento e
valores parecidos de SE.
O perfil P2 (LVAd) apresentou maior SE no horizonte superficial, na
ordem de 48,5 m
2
g
-1
, de acordo com a maior relação entre os teores de
carbono orgânico total (COT) superficial e subsuperficial apresentada por
este solo (5,69), o que evidencia a contribuição do COT no valor da SE do
LVAd. Alleoni (1992) encontrou resultados semelhantes em solos ácricos.
53
TABELA 4 - Atributos físicos dos perfis dos solos da topossequência em estudo.
Granulometria
Fracionamento de areia
ADA
(2)
GF
(3)
GD
(4)
Silte
Argila
argila silte areia AM
(5)
(g)
0,5-0,25mm
AF
(6)
(g)
0,25-
0,10mm
AMF
(7)
(g)
0,10-
0,05mm
Horizonte
Profundidade
(m)
SE
(1)
(m
2
g
-1
)
g Kg
-1
--------%-------- --------------------------------------g kg
-1
-----------------------------------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO AMARELO Distrófico típico
Ap
0-0, 2 47,1 160 95 5 0,33 302 100 598 16 232 350
Bw
1
0,4-1,02 44,7 190 95 5 0,05 384 19 598 16 196 386
Bw
2
1,02-1,70 48,8 0 100 0 0,03 391 12 598 24 203 371
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 48,5 120 96 4 0,11 331 38 631 14 224 393
Bw
1
0,4-0,92 42,6 190 95 5 0,07 346 24 631 18 210 403
Bw
2
0,92-1,78
+
43,2 0 100 0 0,05 353 16 631 14 217 400
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 42,5 100 97 3 0,03 294 9 698 21 224 453
Bw
1
0,4-1,43 38,0 150 96 4 0,07 374 28 598 12 181 405
Bw
2
1,43-1,72
+
45,7 0 100 0 0,05 382 21 598 13 151 434
(1)
superfície específica;
(2)
argila dispersa em água;
(3)
grau de floculação;
(4)
grau de dispersão;
(5)
areia média;
(6)
areia fina;
(7)
areia muito fina.
54
4.2.2 Atributos químicos
Os principais atributos químicos dos perfis P1, P2 e P3 da
topossequência se encontram na Tabela 5. Os solos em estudo
apresentaram feições bastante similares no que diz respeito às
características físicas e químicas. Em todos os solos o pH
H2O
diminuiu em
profundidade, cujos valores estiveram entre 5,0 e 6,5, qualificando-os como
fortemente a moderadamente ácidos (Embrapa, 1999), enquanto que o
pH
KCl
esteve entre 4,9 e 5,9, valores estes concordantes com os obtidos por
Nascimento (1989), em Latossolo Vermelho Amarelo.
Os valores de pH
H2O
foram maiores que o pH
KCl
nos horizontes A e
Bw
1
dos três solos, e o inverso foi observado nos horizontes Bw
2
. Valores
de pH
KCl
menores que os de pH
H2O
indicam predomínio de cátions ácidos (H
+ Al) nos sítios de troca dos solos e/ou maiores teores de alumínio, segundo
Mota et al. (2002).
Os solos apresentaram saturação por bases superior a 50% no
horizonte superficial, principalmente no perfil P1 (LVAd). Nos perfis P1 e P3
(LAd) os horizontes Bw
2
apresentaram saturação por bases (V%) maior que
dos horizontes Bw
1
, devido à contribuição do teor de alumínio trocável na
CTC desses solos, refletido pelos maiores valores de saturação por
alumínio (m%).
A acidez potencial (H+Al) variou de 12 a 35 mmol
c
dm
-3
e o Al
+3
trocável variou de 1,5 a 2,4 mmol
c
Kg
=1
, demonstrando que o íon H
+
foi o
maior responsável pela acidez potencial. O teor de alumínio trocável
aumentou em subsuperfície, principalmente no perfil P3 (LAd).
A percentagem de saturação por alumínio (m%) aumentou em
profundidade nos perfis P1 (LVAd) e P3 (LAd), destacando-se maior valor no
horizonte Bw
1
do perfil P3 (14,5%), localizado no final da vertente,
possivelmente devido ao efeito da lixiviação do alumínio ao longo da
topossequência ocasionado pelo escoamento de água superficial e
subsuperficial e também pelas alterações do solo pelo uso agrícola. Daí a
correção do alumínio em profundidade nesses solos por gessagem ou por
55
adoção de sistemas de manejo que gerem quantidades de carbono orgânico
por espécies vegetais (gramíneas, por exemplo) é recomendada, a fim de
neutralizar essa acidez pelos compostos orgânicos incorporados. Pavan
(1983), Oades e Kamprath (1984) e Abreu et al. (2003) afirmam que a
matéria orgânica exerce grande influência na complexação do Al
+3
em solos
ácidos, reduzindo seu efeito tóxico para as plantas.
Do ponto de vista do complexo sortivo, os solos apresentaram
similaridades como diminuição dos teores de Ca
+2
+ Mg
+3
e K
+
em
profundidade, a exemplo dos Argissolos e Latossolos estudados por Ibrahim
(2002). Já os teores de Ca
+2
+ Mg
+2
foram maiores no horizonte superficial,
provavelmente devido à prática da calagem em decorrência da área em
estudo ter sido cultivada, por cinco anos consecutivos, com a cultura do
algodão. Conseqüentemente, a soma de bases (SB) foi maior em superfície
em todos os solos da topossequência, como resultado do maior efeito da
reciclagem de nutrientes com acúmulo de bases na superfície do solo.
A CTC está intimamente ligada à concentração de íons trocáveis
presente na solução do solo e aos sítios de troca nas interfaces coloidais do
sistema (Raij, 1973). Os valores de CTC
T
e CTC
e
dos solos estudados
variaram de 22,8 a 87,7 mmol
c
Kg
-1
e 8,1 a 57,9 mmol
c
Kg
-1
,
respectivamente, com os maiores valores nas camadas superficiais,
principalmente no perfil P1 (LVAd), devido à maior concentração de matéria
orgânica. Dados semelhantes foram obtidos por Becquer et al. (2001) para
solos altamente intemperizados. Segundo Demattê et al. (1996), a CTC
reflete as características dos perfis e do ambiente de drenagem, e nos solos
com melhor drenagem ela diminui em profundidade, proporcionalmente ao
teor de carbono orgânico no solo, influenciada pelo teor deste atributo
químico (Klamt e Sombroek, 1988; Gomes et al., 2004).
Os valores da CTC
T
obtidos no presente estudo corroboram Sodré et
al. (2001), que afirmam que a matéria orgânica é responsável por mais de
50% da CTC de solos arenosos e orgânicos e 30 a 65% da CTC de solos
minerais. Constatou-se, portanto, que os valores da CTC
T
variaram em
função do teor de alumínio e hidrogênio trocáveis, pois a soma das bases foi
56
relativamente baixa, conferindo caráter distrófico aos solos da
topossequência. Resultados semelhantes foram obtidos por Alves e Ribeiro
(1995).
Ao fazer a regressão linear entre as relações COT x 100/argila e
CTC
T
x 100/argila (Bennema e Camargo, 1964), o coeficiente linear (b) da
equação de regressão (y = mx+b) foi atribuído à CTC da fração argila,
enquanto que o coeficiente angular (m) multiplicado por 100 foi relacionado à
CTC dos colóides orgânicos. Nos solos em estudo, os valores obtidos para a
CTC da fração argila foram: 248,8 mmol Kg
-1
(P1: LVAd), 679,7 mmol Kg
-1
(P2: LVAd) e 258,4 mmol Kg
-1
(P3: LAd). Já a CTC devida à matéria
orgânica foi igual a: 386,9 mmol
c
Kg
-1
(P1: LVAd), 313,4 mmol
c
Kg
-1
(P2:
LVAd) 398,3 mmol
c
Kg
-1
(P3: LAd). Estes dados mostraram que, apesar de
estar presente em pequenas quantidades, a fração orgânica é responsável
pela maior parte da CTC dos solos dos perfis P1 e P3, enquanto o solo do
perfil P2 (LVAd) teve comportamento inverso, com CTC dependente da
fração inorgânica, possivelmente devido à predominância de caulinita neste
solo.
A retenção de cátions (RC) diminuiu ao longo da topossequência e
em profundidade, com valores variando entre 23 a 192 mmol
c
Kg
-1
de argila.
O horizonte superficial de todos os solos apresentou valor maior para este
atributo, principalmente o perfil P1 (LVAd), revelando que a fertilidade desse
solo está ligada às bases trocáveis predominantes no complexo de troca.
Apesar do horizonte Bw
2
dos solos apresentarem ∆pH positivo a esta
profundidade, o valor da RC foi maior que 15 mmol
c
Kg
-1
de argila, o que não
enquadra os solos no caráter ácrico, de acordo com Sistema Brasileiro de
Classificação de solos (Embrapa, 1999).
O teor de carbono orgânico total (COT) apresentou-se maior nos
horizontes superficiais, decrescendo com a profundidade, independente da
posição do perfil no relevo, com valores em superfície iguais a 20,9, 18,2 e
17,0 g Kg
-1
nos perfis P1, P2 e P3, respectivamente. O decréscimo do teor
de COT em profundidade em solos cultivados também foi observado por
Demattê et al. (1996) e por Almeida et al. (2003) em Latossolos.
57
TABELA 5 – Atributos químicos dos perfis de solos da topossequência em estudo.
H+Al Al Ca+Mg K SB
(1)
CTC
T
(2)
CTC
e
(3)
COT
(4)
m
(5)
V
(6)
RC
(7)
Horiz. Prof.
(m)
pH
H
2
O
pH
KCl
----------------------------------mmol
c
Kg
-1
-------------------- g Kg
-1
-----%------ mmol
c
kg
-1
de argila
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap
0-0, 2 6,5 5,7 32 1,7 55 1,2 56,2 88,2 57,9 20,9 2,9 64 192
Bw
1
0,4-1,02 5,7 5,1 28 1,5 16 0,2
16,2 44,2 17,7 8,5 8,5 37 46
Bw
2
1,02-1,70 5,3 5,9 18 1,5 13 0 13,0 31,0 14,5 5,9 10,3 43 37
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 6,1 5,2 35 2,0 44 0,9 44,9 79,9 46,9 18,2 4,3 56 142
Bw
1
0,4-0,92 5,4 4,8 29 2,1 17
0,3
17,3
46,3 19,4
7,7 10,9 37 56
Bw
2
0,92-
1,78
+
5,1 5,6 28 1,1 7 0 7,0 35,0 8,1 3,2 3,1 20 23
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 6,0 5,1 35 1,9 39 0,9 39,9 74,9 41,8 17,0 4,6 53 142
Bw
1
0,4-1,43 5,0 4,9 25 2,4 14 0,2
14,2 39,2 16,6 6,5 14,5 36 44
Bw
2
1,43-
1,72
+
5,5 6,0 12 1,6 11 0 11,0 23,0 12,6 4,1 12,7 49 33
(1)
soma de bases;
(2)
CTC a pH 7,0;
(3)
CTC efetiva;
(4)
carbono orgânico total;
(5)
saturação por alumínio;
(6)
saturação por bases;
(7)
retenção de
cátions.
58
4.2.2.1 Óxidos totais pelo ataque sulfúrico
O teor de Fe no extrato sulfúrico aumentou em subsuperfície e
diminuiu ao longo da vertente (Tabela 6), e o maior valor foi obtido no
horizonte Bw
2
do perfil P1 (LVAd) (57,2 g kg
-1
). Isto foi evidenciado pela
coloração apresentada pelos seus horizontes subsuperficiais (5YR 5/8,
vermelho amarelado) confirmado pela presença da hematita/goethita como
principais óxidos de ferro presentes na composição mineralógica deste solo.
O alumínio foi dominante no extrato sulfúrico de todos os solos, cujo
valor maior foi obtido no perfil P1 (LVAd) (256,1 g kg
-1
em média), o que
indica uma composição mineralógica gibbsítica, confirmada pelos
difratogramas de raios X da fração argila. Houve aumento na concentração
do Al
2
O
3
em profundidade, a qual pode estar ligada à variação do teor de
argila em subsuperfície.
O perfil P3 (LAd) apresentou maior quantidade de óxido de titânio
(TiO
2
) (13,4 g kg
-1
) no horizonte Bw
2.,
cuja origem pode estar ligada à
presença do anatásio, identificado na fração argila dos solos por meio da
difratometria de raios X. O teor de SiO
2
aumentou em profundidade nos
perfis, e apresentou-se maior no horizonte Bw
2
do perfil P2 (LVAd) (150,7 g
kg
-1
). No que se refere aos teores de MnO e P
2
O
5
, observou-se que em
superfície estes atributos se apresentaram em maiores quantidades.
Os valores da relação Fe
2
O
3
/TiO
2
indicam o efeito da drenagem dos
solos (Oliveira et al., 1991), e valores baixos indicam condições de
drenagem deficiente. Na topossequência em estudo, os valores dessa
relação decresceram em subsuperfície e foram maiores que 3,8 com valor
médio igual a 5,3 (perfil P1), 6,5 (perfil P2) e 3,7 (perfil P3), sugerindo que os
solos são bem drenados desde o topo da topossequência.
A relação Al
2
O
3
/Fe
2
O
3
apresentou valores maiores que 4 em todos os
solos, principalmente em subsuperfície, demostrando que o teor de alumínio
excedeu o teor de ferro nos três solos.
Os índices Ki e Kr utilizados para avaliar o grau de intemperização e
calculados a partir dos teores dos óxidos no solo, geralmente aumentaram à
medida que se aproxima da base da topossequência, apesar de não ser um
59
aumento significativo. Segundo Canellas et al. (2000), são indícios de
ressilificação dos minerais da fração argila, provocada pelo fluxo de matéria
translocada devido ao movimento lateral de água para as partes mais baixas
da vertente.
Os índices Ki e o Kr foram maiores no horizonte superficial do perfil
P3 (LAd) (1,21 e 1,05 respectivamente) revelando que este solo é menos
intemperizado que os solos suprajacentes. Isso pode ser explicado pela
posição do perfil no relevo: partes mais baixas da topossequência estão
menos sujeitas aos fatores que promovem o intemperismo dos solos, o que
contribui para o aumento do Ki e Kr. Assim, o grau de intemperismo e a
ação dos processos específicos de formação determinam variações
significativas nas características dos solos ao longo de uma topossequência,
onde o desenvolvimento dos mesmos é fortemente influenciado pela
topografia local (Sodré et al., 2001). Nos horizontes Bw
2
dos Latossolos os
valores variaram de 0,78 a 0,92 (Ki) e 0,64 a 0,82 (Kr), com maiores valores
determinados nas partes mais baixas do relevo.
Entretanto, os valores de Ki e Kr, em geral, foram baixos e
semelhantes para todos os solos da topossequência, 0,88 e 0,77 em média,
respectivamente, e próximos dentro de cada perfil, indicando uniformidade
da mineralogia da fração argila com predomínio de caulinita e óxidos de ferro
e alumínio. Esta afirmação se baseia na classificação de Latossolos muito
intemperizados, proposta por Resende e Santana (1988), onde se utiliza os
valores de Ki e Kr; neste estudo, os solos são classificados como: caulinítico
sesquioxídico (perfil P1) e caulinítico não sesquioxídico (perfis P2 e P3).
O menor valor de Ki do horizonte Bw
2
do perfil P1 (0,78) é embasado
pela presença de minerais 1:1 ou aluminosos na forma de gibbsita ou
possivelmente de menor cristalinidade, uma vez que o teor de gibbsita foi
maior nesse horizonte (Tabela 10). Foram constatados maiores valores de
Ki e Kr na superfície dos solos da topossequência, com exceção do perfil P2
(LVAd), localizado na porção intermediária da vertente, onde os índices
foram mais elevados no horizonte Bw
2
, em razão do teor de SiO
2
ser maior
neste solo.
60
Embora os índices Ki e Kr não constituam um referencial consistente
quanto à composição qualitativa do solo, eles demonstram a proporção
global dos principais elementos que constituem os minerais secundários da
terra fina (Oliveira et al., 1991).
61
TABELA 6 – Teores de óxidos totais obtidos por ataque sulfúrico e índices de intemperismo dos solos estudados
Fe
2
O
3
Al
2
O
3
SiO
2
TiO
2
MnO
P
2
O
5
Al
2
O
3
Fe
2
O
3
Fe
2
O
3
TiO
2
Ki
(1)
Kr
(2)
Horizonte Profundidade
(m)
---------------------------------g Kg
-1
-------------------------------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap
0-0, 2 45,4 226,8 109,0 8,4 0,12 0,42 5,0 5,4 0,82 0,72
Bw
1
0,4-1,02 53,7 267,9 124,7 10,1 0,07 0,27 5,0 5,3 0,79 0,70
Bw
2
1,02-1,70 57,2 273,6 125,4 12,3 0,07 0,18 4,8 4,7 0,78 0,69
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 40,2 165,8 76,9 3,8 0,11 0,57 4,1 10,6 0,79 0,68
Bw
1
0,4-0,92 44,6 219,7 101,9 10,7 0,06 0,12 4,9 4,2 0,79 0,70
Bw
2
0,92-1,78
+
51,8 280,1 150,7 11,2 0,06 0,11 5,4 4,6 0,91 0,82
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 37,3 158,8 112,6 9,7 0,08 0,96 4,3 3,8 1,21 1,05
Bw
1
0,4-1,43 44,2 212,6 113,3 11,6 0,07 0,15 4,8 3,8 0,91 0,80
Bw
2
1,43-1,72
+
47,7 241,0 129,7 13,4 0,07 0,09 5,1 3,6 0,92 0,81
(1)
Ki = 1,7 x SiO
2
/Al
2
O
3
;
(2)
Kr = 1,7 x SiO
2
/(Al
2
O
3
+ 0,64.Fe
2
O
3
)
62
4.2.2.2 Teores de óxidos de ferro e alumínio cristalizados (Fe
DCB
,
Al
DCB
) e mal cristalizados (Fe
OXA
, Al
OXA
)
Na Tabela 7 são apresentados os resultados dos teores de ferro e
alumínio extraídos com ditionito-citrato-bicarbonato (DCB) e com oxalato
ácido (OXA) e suas relações.
Para determinar a alocação de sesquióxidos de ferro e alumínio nas
formas cristalinas ou mal cristalizadas, métodos de extração seletiva têm
sido empregados por vários pesquisadores (Mehara e Jackson, 1960;
McKeague et al., 1971; Arduino et al.,1986), os quais relataram que a
distribuição das diferentes formas de ferro no solo pode ser indicativa da
idade relativa dos solos.
Observou-se que mais de 60% do ferro presente nos solos da
topossequência encontra-se na forma cristalizada (Fe
DCB
), e o maior valor foi
encontrado no perfil P2 (LVAd) (70,7% do ferro total). Já as formas mal
cristalizadas de ferro (Fe
OXA
) contêm, em média, 10% do ferro total, cujo
maior valor também foi obtido para o perfil P2 (17%). Uma razão para a alta
taxa de cristalização de óxidos de ferro está ligada à idade elevada do solo
(Chuan-Wen et al., 2004) e ao avançado estádio de intemperismo (Barreal et
al., 2003). Comportamento semelhante foi observado por Lacerda et al.
(2000) em podzólicos da região de Lavras-MG.
Os teores de Fe
DCB
evidenciam uma distribuição semelhante àquela
obtida pelo ataque sulfúrico: teores mais elevados no horizonte
subsuperficial Bw
2
(34,8 g.Kg
-1
, em média), indicando maior quantidade de
ferro cristalizado nas feições mais profundas, em contraposição às camadas
superficiais (Figura 2). Este fato também foi observado por Martín-Garcia et
al. (1999), Lacerda et al. (2000) em solos com B textural, por Barreal et al.
(2003), Valladares et al. (2003), Chuan-Wen et al. (2004) e Pai et al. (2004).
O menor teor em superfície possivelmente é em função da ocorrência de
matéria orgânica, que possibilita um ambiente mais redutor, favorecendo a
formação de óxidos de ferro mal cristalizados (Fe
OXA
) (Kampf, 1988; Kampf e
Curi, 1991; Lacerda et al., 2000).
63
0 20406080100120
FeDCB (g/kg)
1
2
3
perfil de solo
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
FIGURA 2 - Teores de Fe
DCB
nos horizontes dos perfis P1, P2 e P3 da
topossequência em estudo.
As formas mal cristalizadas de ferro (Fe
OXA
) foram encontradas em
maior quantidade em superfície (5,9 g.Kg
-1
, em média), corroborando com a
relação Fe
OXA
/Fe
T
para o horizonte A (14,4 %, em média). De acordo com
Ibraimo et al. (2004) e Lacerda et al. (2000), há tendência do ferro mal
cristalizado em acumular-se nos horizontes superficiais em razão da maior
concentração de matéria orgânica (Figura 3). O decréscimo do Fe
OXA
em
subsuperfície também foi relatado por Hodson et al. (1998) e Weber (2000),
demonstrando uma relação direta entre o teor de óxidos de ferro mal
cristalizados e o teor de carbono orgânico total, onde os compostos
orgânicos tendem a reter os óxidos de ferro, prevenindo ou retardando a sua
cristalização (Schwertmann et al.,1982).
0 5 10 15 20 25 30
FeOXA (g/kg)
1
2
3
perfil de solo
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
FIGURA 3 - Teores de Fe
OXA
nos horizontes dos perfis P1, P2 e P3 da
topossequência em estudo.
64
Tal fato pode ser visualizado pela relação Fe
OXA
/Fe
DCB
, que indica o
grau de cristalinidade dos óxidos de ferro e o índice de atividade do ferro
(Blume e Schwertmann, 1969). Para estes autores, a cristalização dos
óxidos de ferro em solos constitui-se o principal processo da gênese do solo.
Os valores dessa relação para os solos da topossequência são baixos (< 0,1
no horizonte Bw
2
) e diminuíram em profundidade, corroborando com Chuan-
Wen et al. (2004), o que indica o predomínio dos óxidos de ferro com alto
grau de cristalinidade em subsuperfície, como hematita e goethita (Lacerda,
1999). Resultados semelhantes foram encontrados por Sakurai et al.
(1989b). Alexander e Holowaychuk (1983a) encontraram relação menor
entre Fe
OXA
/Fe
DCB
em solos mais velhos. Esses dados encontram-se em
conformidade com o grau de evolução dos solos estudados e,
principalmente, com o material de origem, constituído, principalmente por
óxidos de ferro e caulinita.
Segundo Arduino et al. (1984), o valor (Fe
DCB
- Fe
OXA
) da relação
(Fe
DCB
- Fe
OXA
)/Fe
T
representa os óxidos de ferro menos ativos derivados da
hematita / goethita cristalizada, enquanto que o Fe
OXA
é o oxido de ferro
ativo. Valores maiores desta relação foram obtidos em profundidade nos
solos da topossequência (0,60 em média), concordando com os resultados
obtidos por Chuan-Wen et al. (2004).
Com relação ao alumínio, verificou-se predomínio das formas
cristalinas sobre as mal cristalizadas, porém em menor intensidade àquela
observada para os teores de ferro. Portanto, a maior parte do alumínio nos
solos está sob a forma cristalizada (15%), enquanto que as formas mal
cristalizadas representam 5,2% do alumínio total, conforme os valores
médios alcançados pela relação Al
OXA
/Al
T
e Al
DCB
/Al
T
. Estes resultados são
similares aos obtidos por Alleoni (1992) e Barreal et al. (2003).
Os teores de aluminio extraíveis em ditionito e oxalato geralmente
apresentaram-se maiores que os teores de ferro para todos os solos em
estudo, em conseqüência da maior quantidade de Al
2
O
3
em relação à
quantidade de Fe
2
O
3
obtidas pelo ataque sulfúrico.
65
O maior teor em profundidade foi conferido ao Al
DCB
(Figura 4),
semelhante ao Fe
DCB
, enquanto que o Al
OXA
teve distribuição variada,
dentro e entre os perfis (11,1 g Kg
-1
, em média, em todos os horizontes dos
solos) (Figura 5). Isto demonstra o efeito depressor da matéria orgânica
sobre a cristalização dos compostos de alumínio (Huang e Violante, 1986), e
a origem do Al
DCB
a partir dos óxidos e oxihidróxidos cristalinos de ferro
com alta substituição do ferro por alumínio. Esta substituição por Al nos
óxidos de ferro dos solos é mais uma regra do que uma exceção na
natureza, sendo de maior intensidade na goethita do que na hematita
(Bryant e Macedo, 1990), o que foi confirmada nos solos da topossequência
(Tabela 9).
0 10203040
Al DCB (g/kg)
1
2
3
perfil de solo
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
FIGURA 4- Teores de Al
DCB
nos horizontes dos perfis P1, P2 e P3 da
topossequência em estudo.
051015
Al OXA (g/kg)
1
2
3
perfil de solo
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
A
Bw
1
Bw
2
FIGURA 5- Teores de Al
OXA
nos horizontes dos perfis P1, P2 e P3 da
topossequência em estudo.
66
Os valores da relação Al
OXA
/Al
DCB
foram maiores que os encontrados
na relação entre as formas de óxidos de ferro, demonstrando que o
predomínio das formas cristalizadas sobre as formas mal cristalizadas é
menor para os óxidos de alumínio do que para os óxidos de ferro, pois a
atividade do Al é alta.
Pedrotti (2000) e Ferreira et al. (1999a) destacam a importância dos
óxidos de alumínio, tanto os cristalinos como os pouco cristalinos, na
estabilidade dos agregados do solo, por dificultarem a dispersão. Este fato
pode ser evidenciado pelo conteúdo baixo de argila dispersa em água (ADA)
(Tabela 4) encontrado nos solos da topossequência em estudo.
67
TABELA 7 – Teores de Ferro e Alumínio cristalizados (Fe
DCB
, Al
DCB
) e mal cristalizados (Fe
OXA
, Al
OXA
), dos solos da
topossequência em estudo, e suas relações.
Fe
DCB
Al
DCB
Fe
OXA
Al
OXA
Fe
OXA
Fe
DCB
Fe
DCB
Fe
T
Fe
OXA
Fe
T
Al
DCB
Al
T
Al
OXA
Al
T
Al
OXA
Al
DCB
(Fe
DCB
-Fe
OXA
)
Fe
T
Horizontes
Profundidade
(m)
-----------------g Kg
-1
--------------- ---------------------------%----------------------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap
0-0, 2 27,5 37,8 6,3 12,6 0,23 60,5 13,9 14,1 4,7 0,33 0,47
Bw
1
0,4-1,02 34,5 30,2 4,2 12,0 0,12 64,2 7,7 13,3 5,3 0,40 0,56
Bw
2
1,02-1,70 37,3 38,8 2,6 11,8 0,07 65,3 4,6 14,2 4,3 0,30 0,61
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 28,1 27,4 6,1 9,7 0,22 69,8 15,1 16,5 5,9 0,35 0,55
Bw
1
0,4-0,92 31,5 34,0 7,6 14,3 0,24 70,7 17,0 15,5 6,5 0,42 0,54
Bw
2
0,92-1,78
+
34,1 30,0 2,0 5,11 0,06 65,9 3,8 10,7 1,8 0,17 0,62
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 24,8 28,4 5,2 9,3 0,21 66,6 14,1 17,9 5,9 0,33 0,52
Bw
1
0,4-1,43 30,0 31,2 4,0 10,2 0,13 67,8 9,2 14,7 4,8 0,33 0,59
Bw
2
1,43-1,72
+
33,1 33,1 2,3 9,2 0,07 69,4 4,9 13,7 3,8 0,28 0,65
68
4.2.3 Atributos mineralógicos
Os difratogramas da fração argila deferrificada dos horizontes
subsuperficiais dos solos estudados (Figuras 6 a 8) revelaram presença de
caulinita (7,10 e 3,56 Å) seguida da gibbsita (4,80 - 4,33 Å) e caulinita
associada à clorita (3,56 e 3,50 Å) em todos os solos.
Os picos de gibbsita sobre a caulinita foram mais intensos, exceto no
horizonte Bw
2
do perfil P2 (LVAd) onde ocorreu comportamento inverso,
corroborando com os índices de intemperização calculados (Tabela 6). Estes
resultados estão em concordância com Weaver (1976) e Motchi (1977) que
constataram que na fração argila de alguns Latossolos predomina a caulinita
e em outros a gibbsita.
No horizonte Bw
2
do perfil P2 o teor de caulinita determinado por
alocação (Tabela 10) foi o maior dos solos estudados, corroborando com a
elevada intensidade do pico da caulinita neste solo. Isso demonstra que
apesar de altamente intemperizados, os Latossolos apresentam diferentes
estádios de intemperismo, sendo o grau de intemperização proporcional aos
teores de gibbsita (Rodrigues e Klamt, 1978).
Os difratogramas da fração argila saturada com magnésio de todos os
solos revelaram associação da caulinita (3,56 Å) com a clorita (3,50 Å); com
a glicolagem o pico da caulinita diminuiu de intensidade no horizonte Bw
2
do
perfil P1 (LVAd). Os picos relativos à clorita foram observados em todos os
perfis, nas duas profundidades e em todos os tratamentos, sendo os picos
mais intensos no horizonte Bw
1
. Os difratogramas das amostras saturadas
com potássio à temperatura ambiente e a 350 ºC revelaram difrações
discretas de VHE cloritizada (1,66 Å); a 550
o
C os picos da clorita (3,50 Å)
permaneceram inalterados.
Com menor intensidade, foi detectada a presença de traços de
anatásio (1,89 Å) e minerais 2:1 como a mica-ilita (3,22 Å) em todas as
amostras, tal como observado por Alleoni (1992) em solos ácricos. A
presença de ilita em Latossolos também foi observada por Netto (1996) e
Alves (2002).
69
A mica (ilita) residual nestes solos, possivelmente, é herdada do
material de origem durante o ciclo pedogenético, tendo em vista sua baixa
resistência ao intemperismo, quando comparada à caulinita e à vermiculita
(Resende, 1976). Assim, a presença de vermiculita, mica e clorita nestes
solos pode estar relacionada à aluminação das intercamadas dos minerais
de argila 2:1, o qual confere baixa CTC a estes solos.
Foram revelados traços de minerais interestratificados com distâncias
interplanares de 26 Å a 28 Å nos horizontes subsuperficiais dos perfis P1
(LVAd) e P3 (LAd). A presença de interestratificados em solos tropicais tem
sido reportada por vários pesquisadores (Möller e Klamt, 1982; Fontes,1990;
Alleoni, 1992; Kämpf et al., 1995).
Traços de VHE cloritizada (10,8 Å) apareceram na fração argila
saturada com potássio a 550ºC e após glicolagem nos horizontes
subsuperficiais dos perfis P1 e P3, sendo que no horizonte Bw
2
do perfil P3
(LAd) uma reflexão de 14,4 Å apresentou intensidade significativa. A
presença de picos de 14,4 Å (VHE) e 3,53 Å (clorita) caracteriza os
argilominerais do tipo 2:1 VHE cloritizada pedogênica, segundo
considerações de Jackson (1969), a qual forma-se pela precipitação de
hidróxidos de alumínio polimerizados e sesquióxidos de ferro nos espaços
interlaminares das vermiculitas ou das montmorilonitas, conferindo grande
estabilidade à VHE que permanece sob esta forma nesses solos.
Os difratogramas indicam predominância dos picos de gibbsita, o que
confirma o maior grau de intemperização dos solos, demonstrado pelos
baixos valores de Ki e Kr, ∆pH e PESN positivo nos horizontes Bw
2
. Estes
dados sugerem haver maior perda de sílica nas partes superiores da
topossequência e sua concentração nas partes inferiores, com conseqüente
influência sobre a mineralogia dos solos.
70
= 2,38 Å
Gb
Ct (3,56) +Cl (3,50) Ä
Gb
Ve
Ct
º2
θ
- CuK
α
Gb
Gb
Ct + Cl
Gb
Ve
Ct
4,33 Ä
Gb = 4,80 Ä
1,66 Ä
1,40 Ä
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70
Cl = 3,50 Ä
Ct = 7,10Ä
Bw
1
K550
K350
K25
Mg25
MgGli
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70
Cl
Ct
Bw
2
K550
K350
K25
Mg25
MgGli
FIGURA 6 – Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada dos
horizontes Bw
1
e Bw
2
do perfil P1 (LVAd) (Ct=caulinita;
Cl=clorita; Ve=vermiculita cloritizada; Gb=gibbsita).
71
Ct
Gb
Gb
Gb
Gb
Gb = 4,33 Ä
Ct+Cl
Gb
Ve
Ct
º2
θ
- CuK
α
= 7,10 Ä
= 4,80 Ä
= 1,66 Ä
= 1,40 Ä
= 2,38 Å
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70
Cl = 3,50 Ä
Bw
1
K550
K350
K25
Mg25
MgGli
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70
Cl
Bw
2
Ct
K550
K350
K25
Ct+Cl
Mg25
MgGli
FIGURA 7 – Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada dos
horizontes Bw
1
e Bw
2
do perfil P2 (LVAd) (Ct=caulinita;
Cl=clorita; Gb=gibbsita; Ve=vermiculita cloritizada).
72
= 1,66 Ä
= 1,89 Ä
Ct
Gb
Gb
Ct (3,56)+Cl (3,50) Ä
An
Ve
Ct = 1,49 Ä
VHE
Ct
Gb
Gb
Ct+Cl
Ve
Ct
º2ΘCuKα
= 4,80 Ä
= 4,33 Ä
= 14,4 Ä
= 2,38 Å
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60 65 70
Cl = 3,50 Ä
= 7,10 Ä
Bw
1
K550
K350
Gb
K25
Mg25
MgGli
0 5 10 15 20 25 30 40 45 50 55 60 65 70
Cl
Bw
2
An
K550
K350
Gb
K25
Mg25
MgGli
35
FIGURA 8 – Difratogramas de raios X da fração argila deferrificada
dos horizontes Bw
1
e Bw
2
do perfil P3 (LAd) (Ct=caulinita;
Cl=clorita; Ve=vermiculita cloritizada; Gb=gibsita; An=
anatásio; VHE = vermiculita com hidróxi nas entrecamadas).
73
4.2.3.1 Identificação dos óxidos de ferro na fração argila
Os difratogramas da fração argila concentrada em óxidos de ferro dos
horizontes subsuperficiais dos solos da topossequência em estudo estão
apresentados na Figura 9.
Evidenciou-se presença significativa de goethita (4,15 - 1,76 – 1,69
Å), seguida da hematita (2,70 – 2,51 – 2,21 Å), ferridrita (1,47 Å) e quartzo
(3,35 – 2,14 – 1,53 Å) nos horizontes subsuperficiais dos perfis da
topossequência.
A difração 4,15 Å e 2,40 Å da goethita apresentaram maior
intensidade em relação aos demais óxidos de ferro nas duas profundidades.
Segundo Carmo et al. (1984), em solos com matiz mais amarelada (5YR a
7,5 YR) quase todo o ferro cristalino da fração argila está sob a forma de
goethita, o que está em concordância com os difratogramas e com os teores
estimados dos óxidos de ferro dos solos do presente estudo. A dominância
da goethita pode ser devido às condições favoráveis à sua formação nos
solos, tais como: elevada umidade e matéria orgânica, meio ácido e restrição
de drenagem (Ker e Resende, 1990).
A presença de magnetita (1,46 Å) foi detectada em todas as
amostras, bem como em associações com a goethita (4,86 - 4,90 Å) e com a
hematita (2,51 Å).
O anatásio (1,89 Å), mineral de titânio associado ao intemperismo da
ilmenita, foi observado em todas as amostras, juntamente com reflexos
discretos referentes à mica (ilita) (3,22 Å), vermiculita cloritizada (1,66 Å) e
clorita (3,51 – 2,65 – 2,40 Å). De acordo com Alves (2002), o aparecimento
destes reflexos pode estar ligado à ação do NaOH na concentração dos
óxidos de ferro da fração argila. Tal fato também foi registrado por Kämpf e
Schwertmann (1983) e por Alves (2002).
Os difratogramas dos concentrados de óxidos de ferro revelaram a
presença de goethita e hematita como óxidos de ferro predominantes na
fração argila dos solos da topossequência, e como complemento, realizou-se
a semiquantificação destes óxidos pelo método da alocação.
74
Bw
2
Gt
0 5 10 15 20 25 35 40 45 50 55 60 65 70
Hm = 2,70 e 2,51 Ä
Hm = 2,21 Ä
Qz = 2,14 Ä
Gt = 2,40 Ä
Gt = 4,15 Ä
Cl
Gt = 1,76 Ä
Qz = 1,53 Ä
Mg = 1,46 Ä
Bw
1
PERFIL P1
LVAd
Bw
2
PERFIL P2
LVAd
Bw
1
Bw
2
PERFIL P3
LAd
Bw
1
30
º2ΘCuKα
FIGURA 9 – Difratogramas de raios X da fração argila concentrada em
óxidos de ferro dos horizontes subsuperficiais dos solos da
topossequência (Gt = goethita; Hm = hematita; Mg = magnetita;
Qz = quartzo; Cl = clorita).
75
4.2.3.2 Quantificação dos óxidos de ferro por alocação (Resende et
al., 1987)
A hematita e a goethita foram determinadas por alocação, conforme
descrito no item 2.4.4.2d, e estão apresentados na Tabela 8. Os teores de
hematita variaram de 5,5 a 9,3 g kg
-1
enquanto que os de goethita estiveram
entre 57,8 a 77,9 g kg
-1
, distribuindo-se de modo semelhante entre os
horizontes dos solos da topossequência.
A goethita foi o óxido de ferro dominante, com teor médio
aproximadamente 9 vezes maior que o teor de hematita, demonstrando ser
esse óxido o responsável pela coloração amarelada dos solos (Jackson,
1969; Rodrigues e Klamt,1978). Segundo Gualberto et al. (1987), teores de
óxidos de alumínio bem cristalizados (Al
DCB
) maiores que os mal
cristalizados (Al
OXA
) (Tabela 7) são característicos de solos amarelados,
ricos em goethita.
A ocorrência de goethita com alta substituição por alumínio (SI
Gt
) no
perfil P1 (LVAd) corrobora com seu maior teor neste solo, devido à
estabilidade conferida pela substituição isomórfica do ferro pelo alumínio na
sua estrutura, concordando com as observações de Fitzpatrick e
Schwertmann (1982).
A média dos teores de Fe
DCB
extraídos de horizontes subsuperficiais
dos solos em estudo apresentaram-se correlacionados com os teores de
hematita e goethita, exibindo coeficientes iguais a 0,99 em ambos os casos.
Alves (2002) também verificou correlação positiva entre o teor de hematita e
o Fe
DCB
em Latossolos.
76
TABELA 8 – Quantificação mineralógica dos óxidos de ferro da fração argila
dos solos estudados, pelo método da alocação (Resende et al.,
1987).
Hm
Gt
Horizonte Profundidade
(m)
------------------------g kg
-1
-------------------------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,02 8,7 77,9
Bw
2
1,02-1,70 9,0 72,7
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-0,92 5,7 57,8
Bw
2
0,92-1,78
+
9,3 68,3
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,43 7,4 60,0
Bw
2
1,43-1,72
+
5,5 62,7
4.2.3.3 Relação (Hm / Hm + Gt) e substituição isomórfica (SI) na
estrutura dos óxidos de ferro
A substituição isomórfica da hematita (SI
Hm
) e da goetitta (SI
Gt
) foi
estimada com base na posição dos picos destes minerais, conforme itens
2.4.4.2a e 2.4.4.2b, e os valores da SI correspondentes aos solos da
topossequência encontram-se na Tabela 9.
Os valores da SI
Hm
variaram de 0,30 a 0,11 mol mol
-1
, com média de
0,2 mol mol
-1
, enquanto que os valores da SI
Gt
variaram de 0,42 a 0,32 mol
mol
-1
, com média de 0,35 mol mol
-1
nos horizontes subsuperficiais dos solos
da topossequência em estudo. Estes valores não diferem muito dos
apresentados por Netto (1996) e Alves (2002) para Latossolos brasileiros.
Verificou-se, portanto, que o maior grau de substituição do ferro por alumínio
na estrutura cristalina foi atribuído à goethita, semelhante aos resultados
obtidos por Fontes e Weed (1991), Prasetyo e Gilkes (1994), Netto (1996),
Muggler et al. (2001) e Alves (2002), em Latossolos.
77
TABELA 9 – Relação Hematita/Hematita+Goethita (Hm/Hm+Gt) e
estimativas da substituição isomórfica por alumínio nas
estruturas da hematita (SI
Hm
) e da goethita (SI
Gt
) dos solos da
t opossequência.
SI
Hm
SI
Gt
Horizonte Profundidade
(m)
--------mol mol
-1
-----
Hm/Hm+Gt
------%------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,02 0,28 0,42 10,0
Bw
2
1,02-1,70 0,19 0,32 11,0
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-0,92 0,12 0,32 9,0
Bw
2
0,92-1,78
+
0,19 0,37 12,0
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,43 0,30 0,37 11,0
Bw
2
1,43-1,72
+
0,11 0,32 8,0
Observou-se que a SI
Gt
foi 2,13 vezes maior que a SI
Hm
nos
horizontes Bw
2
dos solos, de acordo com Alves (2002). Schwertman e
Kämpf (1985) mencionam a relação 2:1 para as substituições de goethitas e
hematitas coexistentes em uma amostra, baseando-se na capacidade
teórica da goethita de acomodar duas vezes mais Al em sua estrutura do
que a hematita.
O limite teórico para a substituição isomórfica por Al na goethita é de
0,33 mol mol
-1
(Schwertmann, 1985) e na hematita ele alcança o valor
máximo de 0,16 mol mol
-1
(Norrish e Taylor, 1961; Fitzpatrick e
Schwertmann, 1982; Curi, 1983; Schwertmann e Kämpf, 1985; Dick, 1986;
Fontes e Weed, 1991; Ker, 1995). No presente estudo, todos os solos
apresentaram valores de SI
Gt
maiores que o seu limite teórico (0,42 e 0,37
mol mol
-1
, respectivamente) corroborando com Alves (2002), Schwertman e
Kämpf (1985) e Singh e Gilkes (1992).
O aumento dos teores de óxidos de ferro e alumínio bem cristalizados
(Fe
DCB
, Al
DCB
) em subsuperfície pode estar ligado à substituição do ferro por
alumínio nas estruturas dos óxidos de ferro, segundo Pombo et al. (1982).
Ao correlacionar a média dos teores de Fe
DCB
em subsuperfície dos solos
78
com os valores de SI
Gt
, estas variáveis apresentaram correlação direta (r =
0,96), de acordo com a afirmação acima.
O maior valor da SI
Gt
no horizonte Bw
1
do perfil P1 (0,42) pode estar
relacionado ao seu maior grau de intemperismo (Ki = 0,79), visto que solos
em intemperizados predominam condições de elevada acidez e/ou baixa
atividade do silício em solução, o que leva a uma alta atividade do Al. Isto
resulta em uma maior SI na estrutura dos óxidos de ferro, especialmente na
goethita. Segundo Sviadez (1985), a diminuição da SI
Gt
em topossequências
suporta o conceito da baixa substituição em ambientes redutores, onde a
atividade do Al é baixa.
Ao correlacionar os teores estimados de gibbsita da fração argila e a
SI
Gt
a correlação foi positiva (r = 0,86), indicando que em solos gibbsíticos
ocorre maior incorporação do Al na estrutura da goethita (Kämpf e
Schwertmann, 1998).
Uma conseqüência da alta SI
Gt
é o aumento da superfície específica
do solo. A presença do Al na estrutura dos óxidos de Fe dificulta o
crescimento do cristal, originando partículas do solo de menor tamanho, o
que implica no aumento da SE, a qual tende a ser maior no topo da
topossequência, onde há maiores valores de SI
Gt
.
Os valores da relação Hm/Hm+Gt foram calculados de acordo com o
item 2.4.4.2c, e obtidos para os horizontes subsuperficiais da
topossequência, variando entre 8 a 12%. Esta relação evidencia o efeito da
drenagem sobre os solos da topossequência: valores maiores foram
encontrados no topo da vertente, com média igua a 10,5 % para o perfil P1
(LVAd), enquanto que valores menores foram obtidos no perfil P3 (LAd) (9,5
% em média). Este fato corrobora com a afirmação de Schwertmann (1988),
de que a drenagem deficiente provoca um efeito antihematítico nos solos por
dificultar a desidratação da ferridrita, mineral precursor da hematita.
Neste trabalho utilizou-se o critério proposto por Kämpf et al. (1988)
para diferenciar Latossolos goetíticos dos hematíticos a partir da relação
Hm/Hm+Gt. Assim, verificou-se que todos os solos da topossequência foram
79
classificados como goetíticos (Hm/Hm+Gt< 0,2), o que concorda com os
maiores teores estimados este óxido na fração argila.
4.2.3.4 Estimativa da composição mineralógica quantitativa
Em todos os solos, a caulinita foi o mineral dominante na fração argila
(Tabela 10), aliada à presença significativa de gibbsita, concordando com a
composição mineralógica característica de solos muito intemperizados. Esta
composição mineralógica explica a baixa atividade da fração argila destes
solos. Neste estudo, os solos mais gibbsíticos apresentaram menores
índices Ki e Kr, sendo que em horizontes Bw
2
o coeficiente de correlação
entre estes atributos e o teor de gibbsita foi mais significativo (r = -0,90 e -
0,83 para o Ki e Kr, respectivamente).
TABELA 10 – Quantificação mineralógica da fração argila dos solos
estudados, pelo método da alocação (Resende et al., 1987).
Hm
Gt Ct Gb Soma Outros
1
Horizonte Prof.
(m) ---------------------------g kg
-1
-------------------------
Gb/Ct
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,02 8,7 77,9 268,2 210,6 565,4 434,6 0,79
Bw
2
1,02-1,70 9,0 72,7 269,7 231,5 582,8 417,2 0,86
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-0,92 5,7 57,8 219,1 182,5 465,0 535,0 0,83
Bw
2
0,92-1,78
+
9,3 68,3 324,1 205,7 607,4 392,6 0,63
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Bw
1
0,4-1,43 7,4 60,0 243,7 153,4 464,5 535,5 0,63
Bw
2
1,43-1,72
+
5,5 62,7 278,9 180,2 527,3 472,7 0,65
1
argilominerais 2:1, anatásio, óxidos mal cristalizados;
O teor de gibbsita em subsuperfície diminuiu em direção às partes
baixas da topossequência (perfil P3), juntamente com o teor de Al
DCB
(Tabela
7). Ao correlacionar estas variáveis, o coeficiente obtido foi de 0,97,
corroborando com Gualberto et al. (1987). Fatores inibidores da formação da
gibbsita nos solos do terço inferior da topossequência podem estar ligados à
presença de minerais 2:1 com alumínio entrecamadas (VHE), cuja fixação
80
do alumínio tende a inibir a formação do Al(OH)
3
livre, bem como às
condições de percolação lenta de água, favorecendo o aumento gradual de
sílica, a qual pode combinar com o Al formando a caulinita (Ker e Resende,
1990). Isto pode ser verificado pelos difratogramas do perfil P3, onde se
evidenciou uma reflexão de VHE a 14,4 Å de intensidade significativa (Figura
8).
Nas partes altas da topossequência observou-se maior taxa Gb/Ct
(0,83 em média no perfil P1 (LVAd)), ocorrendo o inverso nas partes baixas
(0,73 e 0,64 em média nos perfis P2 e P3), corroborando com Curi e
Franzmeier (1984), que afirmam que nas partes mais altas há maior
dessilicatização e, conseqüentemente, maior taxa gibbsita/caulinita,
evidenciando maior estádio de intemperização nas partes mais altas da
topossequência, de acordo com a afirmação de Rodrigues e Klamt (1978).
Isto está registrado nos difratogramas da fração argila dos horizontes
subsuperficiais (Figuras 6 a 8), onde se observou que quanto mais próximo
ao topo da vertente mais intenso foi o espaçamento da gibbsita (4,78 Å e
4,33 Å), enquanto que no horizonte Bw
2
do perfil P3 (LAd) houve um
expressivo aumento de intensidade do pico da caulinita a 7,21 Å e 3,58 Å.
Isto evidencia a transformação da caulinita para gibbsita da base para o topo
da topossequência.
Pelos tamanhos relativos dos picos da gibbsita a 4,8 Å (Figuras 6 as
8), deduz-se que as quantidades de gibbsita aumentaram em profundidade
em todos os perfis, provavelmente devido ao importante papel da matéria
orgânica na complexação do alumínio, principalmente nos perfils P2 e P3.
Este fenômeno também foi relatado por Galhego (1979) em uma
litotopossequência.
Foi observada uma correlação significativa entre os teores de gibbsita
dos solos subsuperficiais e a substituição por alumínio na estrutura da
goethita (SI
Gt
) (r = 0,86), demonstrando que em solos mais gibbsíticos ocorre
maior incorporação de alumínio na estrutura da goethita, tal como verificado
por Schwertmann e Latham (1986) e Kämpf e Schwertmann (1998).
81
4.2 Atributos eletroquímicos
Os atributos eletroquímicos determinados para os solos em estudo estão
listados na Tabela 11.
TABELA 11 – Atributos eletroquímicos dos solos da topossequência.
Horiz. Profundidade
(m)
∆pH
(1)
PESN
(2)
Ψ
o
(3)
(mV)
σ
(4)
(mmol
c
Kg
-1
)
CDCE
(5)
(C dm
-2
V
-1
)
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,2 -0,8 3,9 -153 -38,7 5,98
Bw
1
0,4-1,02 -0,6 5,0 -40 -0,4 3,62
Bw
2
1,02-1,70
0,6 6,2 51 2,7 3,15
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 -0,9 4,0 -122 -20,2 3,68
Bw
1
0,4-9,2 -0,5 4,4 -59 -1,0 0,65
Bw
2
9,2-1,78
+
0,5 5,8 41 1,2 3,98
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 -0,9 3,9 -123 -17,5 3,93
Bw
1
0,4-1,43 -0,1 4,7 -18 -0,9 3,14
Bw
2
1,43-1,72
+
0,5 6,0 31 1,8 3,11
(1)
∆pH = pH
KCl
– pH
H2O
;
(2)
Ponto de efeito salino nulo, determinado por tratamento analítico
computacional dos dados de titulação potenciométrica;
(3)
potencial elétrico de superfície,
ψ
o
= 59,1 (PESN – pH
H2O
);
(4)
carga líquida ao pH do solo em KCl 0,01 mol L
-1
, determinada
pelo método gráfico;
(5)
capacidade da dupla camada elétrica.
4.2.1 Curvas de titulação potenciométrica e valores de PESN por meio
da determinação analítico-computacional
As curvas de titulação potenciométrica confeccionadas para a
determinação do ponto de efeito salino nulo (PESN) dos solos da
topossequência em estudo encontram-se nas Figuras 10, 11 e 12 e os
dados derivados dessas curvas estão nos apêndices A a I. Estas curvas
foram obtidas a partir de dados experimentais de titulação da solução de
solo em três concentrações salinas com soluções de HCl 0,1 mol L
-1
e NaOH
0,1 mol L
-1
, em diferentes e gradativas concentrações. O PESN foi
considerado igual ao valor de pH correspondente ao ponto de intersecção
das curvas estabelecidas para as três concentrações salinas.
82
As curvas relacionam as quantidades de íons H
+
e OH
-
, expressas em
mmol
c
. Kg
-1
de solo, adsorvidos por amostras de solo aos valores de pH
atingidos pelas suspensões na condição de equilíbrio, de acordo com Raij e
Peech (1972). Estes dados foram obtidos conforme Alleoni (1992).
Neste experimento, os solos claramente demonstraram pontos onde a
concentração da solução salina não teve efeito sobre a adsorção dos IDP
nos pH medidos, ilustrado pelas curvas de titulação potenciométrica, que
mostraram um ponto de intersecção (PESN) quando o pH é plotado contra a
quantidade de ácido ou base adicionados. Portanto, demonstrou-se que o
PESN é o pH onde a adsorção dos íons H
+
/ OH
-
na superfície dos solos de
carga variável é independente da concentração do eletrólito, KCl (Appel et
al., 2003).
Para horizontes subsuperficiais dos três solos da topossequência,
foram omitidas as adições de 3,0 – 4,0 – 6,0 cmol dm
-3
de ácido às
suspensões de solo, por referirem-se a valores de pH muito baixos,
praticamente não existentes em solos brasileiros, e pelo fato de que o ponto
de cruzamento das curvas em diferentes concentrações de KCl ocorreu
entre 0 e 1,0 cmol
c
dm
-3
de H
+
adicionados. Por isso, as curvas de titulação
potenciométrica para esses horizontes foram construídas com sete pontos.
Ap
(a)
83
Bw1
(b)
Bw2
(c)
FIGURA 10 – Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes Ap (a),
Bw
1
(b) e Bw
2
(c) do perfil P1 (LVAd) da topossequência em estudo.
84
Ap
(a)
Bw1
(b)
85
Bw2
(c)
FIGURA 11 – Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes A (a), Bw
1
(b) e Bw
2
(c) do perfil P2 (LVAd) da topossequência em estudo.
Ap
(a)
86
(b)
Bw1
Bw2
(c)
FIGURA 12 – Curvas de titulação potenciométrica dos horizontes Ap (a),
Bw
1
(b) e Bw
2
(c) do perfil P3 (LAd) da topossequência em estudo.
87
O PESN dos solos da topossequência, determinados por titulação
potenciométrica, variaram de 3,9 a 6,2 unidades de pH (Tabela 11).
Em superfície, o valor médio do PESN foi igual a 4,0, evidenciando a
contribuição efetiva da fração orgânica nas cargas elétricas do solo. Estes
resultados estão em concordância com Siqueira et al. (1990), Chaves e
Trajano (1992), Alleoni e Camargo (1994a), Baert e Van Ranst (1998), Appel
et al. (2003) e Auxtero et al. (2004), entre outros. Alleoni e Camargo (1994a)
afirmam que o teor de matéria orgânica diminui o PESN de Latossolos para
3,4 a 3,6 no horizonte A. Segundo Gillman (1985), um aumento de 1% no
teor de carbono orgânico diminui o PESN em uma unidade de pH.
Em subsuperfície (horizonte Bw
2
), o valor médio deste atributo foi
igual a 6,0, sendo maior no perfil P1 (LVAd), apresentando um aumento em
profundidade para todos os solos em estudo. A elevação do PESN em
profundidade se deve à redução dos teores de matéria orgânica, o que
enfatiza seu importante papel no manejo sustentável dos Latossolos. A
simples comparação dos valores de PESN nos diferentes horizontes de cada
perfil já indica a influência da matéria orgânica. Como a mineralogia dos
horizontes A, Bw
1
e Bw
2
dos solos estudados é semelhante, as diferenças
entre as cargas elétricas e o PESN podem ser atribuídas à matéria orgânica.
Mereceram destaque os elevados valores de PESN obtidos nos
horizontes Bw
2
dos perfis P1 (LVAd) e P3 (LAd) ambos abaixo de 1,0 metro
de profundidade (6,2 e 6,0, respectivamente). Em Latossolos, os horizontes
subsuperficiais geralmente apresentam alto valor de PESN devido à maior
influência da fração mineral, constituída basicamente por oxihidróxidos de
ferro e alumínio e silicatos (Dynia e Camargo, 1998), os quais apresentam
altos valores de PCZ (Raij e Peech,1972; Keng e Uehara, 1974; Hendershot
e Lavkulich, 1978; Siqueira,1985; Alleoni e Camargo, 1994a; Ranst et al.,
1998)). Esta afirmação pode ser evidenciada pela relação Ct/Gb cuja
magnitude tende a diminuir o PESN do solo, devido ao efeito depressor da
caulinita sobre este atributo eletroquímico (Netto, 1996). O perfil P2 (LVAd)
em estudo apresenta o maior valor da relação Ct/Gb (2,5) em profundidade,
e por conseqüência, menor valor de PESN (5,8).
88
Nestes solos, o PESN esteve do lado alcalino do ponto de titulação
zero (PTZ), correspondente ao valor de pH da suspensão do solo sem
adição de ácido ou base, evidenciando predomínio de cargas elétricas
positivas. Daí a significância do valor do ∆pH a partir da interpretação das
curvas de titulação potenciométrica: se o pH
KCl
é maior que o pH
H2O
(∆pH
positivo), o pH do solo está do lado positivo (alcalino) do PESN. Por outro
lado, se o pH
KCl
é menor que o pH
H2O
(∆pH negativo), o pH do solo deve
estar do lado negativo (ácido) do PESN. Para os solos em estudo, estes
dados estão expressos na Tabela 12.
TABELA 12 – Posição do PESN em relação ao PTZ (PTZ-PESN) dos solos
da topossequência.
Horizonte Profundidade
(m)
PESN PTZ-PESN
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,2 3,9 3,90 ácido
Bw
1
0,4-1,02 5,0 0,12 ácido
Bw
2
1,02-1,70
6,2 0,27alcalino
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 4,0 2,05 ácido
Bw
1
0,4-9,2 4,4 0,10 ácido
Bw
2
9,2-1,78
+
5,8 0,13 alcalino
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 3,9 1,80 ácido
Bw
1
0,4-1,43 4,7 0,17 ácido
Bw
2
1,43-1,72
+
6,0 0,15 alcalino
De acordo com as curvas de titulação potenciométrica (Figuras 10 a
12), verificou-se que, para um dado pH maior que o PESN, a quantidade de
OH
-
adsorvida (carga negativa) aumentou com a concentração do KCl,
enquanto que para valores de pH abaixo do PESN, a quantidade de H
+
adsorvido (carga positiva) é que aumentou com a concentração do eletrólito.
Estes resultados estão de acordo com os obtidos por Raij e Peech (1972),
Lavardiere e Weaver (1977) e Alleoni (1992).
89
4.2.2 Potencial elétrico superficial (ψ
o
)
O potencial elétrico superficial foi calculado conforme Raij e Peech
(1972), e os dados encontram-se listados na Tabela 11.
Valores negativos do potencial elétrico superficial foram observados
nos horizontes A e Bw
1
, variando de -18 a -153 mV em todos os solos da
topossequência, indicando predomínio de cargas elétricas negativas sobre
as partículas do solo próximo à superfície, provavelmente devido à
contribuição da matéria orgânica no abaixamento do PESN (Alleoni e
Camargo, 1994b).
Segundo Wadt (2000), apesar da superfície do solo apresentar
basicamente a mesma composição mineralógica da subsuperfície, devido ao
alto teor de carbono orgânico na superfície do solo os colóides minerais
provavelmente encontram-se recobertos por substâncias húmicas, tornando
a superfície adsorvente dos colóides nas amostras superficiais mais
eletronegativas que a superfície adsorvente dos colóides nas amostras
subsuperficiais, conforme pode ser inferido pelos valores do PESN das suas
respectivas amostras.
Aliado a este fato, houve um decréscimo na magnitude do potencial
elétrico em direção à base da topossequência, onde o perfil P3 (LAd)
apresentou menores valores deste atributo nos seus horizontes em relação
ao perfil P1 (LVAd), localizado no topo da vertente. Isto porque, ao descer a
vertente, a diferença entre o pH do solo e o PESN diminuiu, e como o
potencial elétrico varia em função desta diferença, houve um correspondente
decréscimo nos seus valores. De acordo com Alves (2002), a proximidade
dos valores de PESN e pH do solo acontece porque os óxidos que se
acumulam após intensa dessilicatização do solo apresentam altos valores de
PCZ (entre 7,5 e 9,0).
Nos horizontes Bw
2
dos solos, o potencial elétrico apresentou valores
positivos (variando de 37 a 51 mV), conferindo balanço de cargas positivo e
facilitando a retenção aniônica. Nestes solos, o pH
H2O
foi inferior ao PESN,
comportamento típico de solos tropicais com quantidades apreciáveis de
óxidos de ferro e caulinita, que influenciam no balanço de cargas do solo.
90
Resultados semelhantes foram obtidos por Raij e Peech (1972), Sakurai et
al. (1988) e Alleoni e Camargo (1994b).
Ao analisar as variações do potencial elétrico superficial com o pH do
solo em condições normais (variando de 4 a 7) (Figura 13), observou-se que
ao aumentar o pH do solo, o potencial elétrico tornou-se mais negativo, tanto
em superfície como em subsuperfície, devido ao maior afastamento entre o
pH crescente e o PESN dos solos.
Potencial elétrico, mV
-200
-180
-160
-140
P1 - LVAd
-120
-100
P2 - LVAd
-80
-60
P3 - LAd
-40
3 4 5 6 7 8
-20
0
20
pH do solo
(a)
Potencial elétrico, mV
-100
-80
-60
-40
3 4 5678
P1 - LVAd
-20
0
P2 - LVAd
20
40
P3 - LAd
60
80
100
120
140
pH do solo
(b)
FIGURA 13 - Variações do potencial elétrico superficial com o pH dos
horizontes A (a) e Bw
2
(b) dos perfis em estudo.
Nos horizontes superficiais, o potencial elétrico foi
predominantemente negativo na faixa de pH considerada, possivelmente
pela maior contribuição da matéria orgânica no decréscimo do PESN do
91
solo, conforme citam Alleoni e Camargo (1994b). Siqueira (1985) afirma que
a interação da matéria orgânica com os óxidos e argilas silicatadas do solo
forma um complexo coloidal que influi nos atributos eletroquímicos do solo.
Em subsuperfície, o potencial foi positivo até que o pH do solo
atingisse valores em torno de 5,7, acima do qual tornou-se negativo, sendo
que o perfil P1 (LVAd) e o P3 (LAd) apresentaram carga líquida negativa
somente em pH acima de 6,0. Comportamento semelhante foi observado por
Alleoni e Camargo (1994b) em Latossolos ácricos paulistas.
4.2.3 Cargas elétricas superficiais dos solos (σ)
As Figuras 14 a 22 representam as curvas da variação de carga
elétrica líquida dos horizontes superficiais e subsuperficiais, dadas em cmol
c
Kg
-1
, com o pH e a concentração do eletrólito para todos os solos da
topossequência estudada, fazendo-se o PESN coincidir com a carga líquida
zero. Os dados que derivaram as curvas constam nos apêndices A a I.
Ao se analisar as curvas de variação de cargas, observou-se que para
um dado valor de pH, a carga líquida foi menor (em módulo) na solução mais
diluída de KCl (0,001 mol L
-1
). Isto comprova o caráter variável das cargas
de superfície com a força iônica da solução do solo, provavelmente devido
às cargas variáveis encontradas na superfície dos óxidos de ferro e alumínio
e nas arestas quebradas da caulinita, predominantes na fração mineral dos
solos. Este efeito foi observado por Alleoni e Camargo (1994b) em
Latossolos ácricos.
Os valores da carga líquida negativa foram maiores nos horizontes
superficiais, influência evidente da matéria orgânica, conforme Costa et al.
(1984), Siqueira et al. (1990) e Alleoni e Camargo (1994b). A carga líquida
do horizonte A ao pH do solo (Tabela 11) foi igual a -3,87 cmol
c
Kg
-1
no
perfil P1 (LVAd), -2,02 cmol
c
Kg
-1
no perfil P2 (LVAd) e -1,75 cmol
c
Kg
-1
no
perfil P3 (LAd), a 0,01 mol L
-1
de KCl. No horizonte Bw
2
dos solos, a este
mesmo valor de pH a carga líquida foi igual a 0,22 cmol
c
Kg
-1
(perfil P1), 0,13
cmol
c
Kg
-1
(perfil P2) e 0,15 cmol
c
Kg
-1
(perfil P3). A proximidade do pH do
solo e o PESN nas camadas subsuperficiais diminuiu o potencial elétrico do
92
solo e, conseqüentemente, a densidade de carga líquida negativa, até que
estes atributos tornassem positivos em horizontes mais profundos.
A capacidade de retenção de íons em profundidade, discutida por
Alleoni e Camargo (1994b) para solos ácricos, pode ser expressa pela
variação da carga elétrica numa faixa de pH, geralmente de 4 a 7. Nos solos
da topossequência, esta variação é pequena (aproximadamente 2,0 a -1,0
cmol
c
Kg
-1
nos horizontes Bw
2
), indicando que os solos tendem a ter baixa
retenção de cátions em subsuperfície, ou seja, grande possibilidade de
perda por lixiviação de cátions móveis como, por exemplo, o K
+
. Com o
manejo adequado do pH do solo e da matéria orgânica este processo pode
ser evitado.
KCl 0,1 M
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-6
-5
FIGURA 14 – Carga elétrica líquida do horizonte Ap do perfil P1 (LVAd) da
topossequência.
-4
-3
-2
-1
0
1
2
3
Car
g
a elétrica lí
q
uida
,
cmolc/K
g
2 3 3,5 7 7,5 2,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5
pH
PESN = 3,9
93
KCl 0,1 M
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-2,5
-2
Car
g
a elétrica lí
q
uida
,
cmolc/K
g
-1,5
-1
-0,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8
0
pH
0,5
1
1,5
FIGURA 15 – Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P1 (LVAd) da
topossequência.
KCl 0,1 M
-2
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-1,5
-1
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-0,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5 9
0
pH
0,5
1
1,5
2
2,5
PESN = 6,2
PESN = 5,0
FIGURA 16– Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P1 (LVAd) da
topossequência.
94
KCl 0,1 M
-3,5
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-3
-2,5
Car
g
a elétrica lí
q
uida
,
cmolc/K
g
-2
-1,5
-1
-0,5
7
7,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5
0
0,5
pH
1
1,5
2
2,5
FIGURA 17 – Carga elétrica líquida do horizonte A do perfil P2 (LVAd) da
topossequência.
KCl 0,1 M
-2,5
KCl 0,01 M
KCl 0,01 M
-2
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-1,5
-1
-0,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5
0
pH
0,5
1
1,5
2
PESN = 4,4
PESN = 4,0
FIGURA 18– Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P2 (LVAd) da
topossequência.
95
-2,5
KCl 0,1 M
KCl 0,01 M
-2
KCl 0,001 M
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-1,5
-1
-0,5
3
3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5
22,5
0
0,5
pH
1
1,5
2
2,5
FIGURA 19– Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P2 (LVAd) da
topossequência.
-3,5
KCl 0,1 M
KCl 0,01 M
-3
KCl 0,001 M
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-2,5
-2
-1,5
-1
-0,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5
0
0,5
pH
1
1,5
2
2,5
PESN = 3,9
PESN = 5,8
FIGURA 20– Carga elétrica líquida do horizonte Ap do perfil P3 (LAd) da
topossequência.
96
KCl 0,1 M
-2,5
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-2
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-1,5
-1
-0,5
22,533,544,555,566,577,58
0
pH
0,5
1
1,5
2
FIGURA 21– Carga elétrica líquida do horizonte Bw
1
do perfil P3 (LAd) da
topossequência.
KCl 0,1 M
-2
KCl 0,01 M
KCl 0,001 M
-1,5
Carga elétrica líquida, cmolc/Kg
-1
-0,5
2 2,5 3 3,5 4 4,5 5 5,5 6 6,5 7 7,5 8 8,5
0
pH
0,5
1
1,5
2
PESN = 6,0
PESN = 4,7
FIGURA 22– Carga elétrica líquida do horizonte Bw
2
do perfil P3 (LAd) da
topossequência.
97
4.2.4 Capacidade da dupla camada elétrica (CDCE)
Os valores da CDCE para os solos em estudo estão apresentados na
Tabela 11, e variaram de 0,65 a 5,98 C dm
-2
V
-1
, apresentando-se maiores
nos horizontes superficiais e decrescentes em profundidade, concordando
com Barreto (1986) e Coscione et al. (2005).
Considerando-se que a composição mineralógica dos solos é muito
parecida, e há um incremento da fração argila do A para o B em oposição ao
teor de carbono orgânico total (Tabela 5), sugere-se que a matéria orgânica
seja a principal responsável pelo aumento da CDCE nos horizontes
superficiais dos solos. Comportamento semelhante foi verificado por Pérez
(1990), o que comprova o elevado poder tampão da matéria orgânica nos
solos.
Verificou-se correlação negativa entre a CDCE e o PESN das
amostras estudadas nos horizontes A (r = -0,64) e Bw
2
(r = -0,90),
condizente com resultados obtidos por Pérez et al. (1993) e Coscione et al.
(2005). A tendência, portanto, é que haja uma diminuição da CDCE com o
aumento do PESN, visualizada nos horizontes subsuperficiais dos solos em
estudo, por refletirem a composição mineralógica da fração argila
predominantemente caulinítica e sesquioxídica. Segundo Chaves e Trajano
(1992) e Pérez et al. (1993), há uma tendência de que solos cauliníticos
apresentem baixa CDCE, o que foi confirmado pela mineralogia dos solos da
topossequência.
4.2.5 Capacidade de troca catiônica (CTC) e aniônica (CTA) dos solos
Os valores obtidos pelos métodos: (1) KCl ou CTC efetiva (CTC
e
ou t);
(2) acetato de cálcio a pH 7,0 (CTC
T
ou T); (3) troca compulsiva com BaCl
2
(CTC
BaCl2
) e os parâmetros derivados destas determinações estão listados
na Tabela 13.
98
TABELA 13 – CTC obtida pelos métodos do KCl (CTC
e
) , acetato de cálcio a
pH 7,0 (CTC
T
) e BaCl
2
(CTC
BaCl2
), capacidade de troca
aniônica (CTA), cátions trocáveis e soma de bases (SB) por
troca compulsiva, pH e ∆pH em BaCl
2
e carga líquida (CTA-
CTC) dos solos da topossequência.
Dados derivados da determinação da CTC por troca compulsivaCTC
T
CTC
e
CTC
BaCl2
CTA Ca
+2
+Mg
+2
K
+
SB
(CTA-
CTC)
pH
BaCl2
∆pH
BaCl2
1
Horiz. Prof.
(m)
--------------------------------mmol
c
. Kg
-1
-------------------------------
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,2 88 58 158 112 200 2,9 202,9 -4,6 5,1 - 1,2
Bw
2
1,02-
1,70
31 15 117 298 159 1,3 160,3 18,1 5,5 + 0,7
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 80 47 165 74 170 2,3 172,3 -9,1 4,8 - 0,8
Bw
2
0,92-
1,78
+
35 8,1 108 162 126 1,1 127,1 5,4 5,2 + 0,6
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-
0,19
75 42 168 123 119 2,2 121,2 -4,5 5,2 - 1,3
Bw
2
1,43-
1,72
+
23 13 110 282 110 1,2 111,2 17,3 5,1 + 0,9
1
∆pH
BaCl2
= PESN – pH
BaCl2
(Auxtero et al., 2004).
4.2.5.1 Métodos de determinação da CTC
Os valores da CTC
BaCl2
foram maiores que a CTC
T
e a CTC
e
,
corroborando com Alves (2002), contudo, os métodos apresentaram-se
correlacionados entre si (r = 0,95 e 0,93, respectivamente). Segundo
Sumner e Miller (1996), os valores da CTC
e
são considerados muitos
similares à CTC
BaCl2
ao pH de campo.
Diferenças entre a CTC determinada pelos métodos compulsivos e
por KCl e acetato de cálcio a pH 7,0 têm sido amplamente descritas na
literatura, e são obtidas em solos de diversas origens. Madeira et al. (2003)
citam que a variação encontrada entre a CTC
e
e a CTC
BaCl2
aumenta
proporcionalmente com o conteúdo de constituintes de carga variável
(matéria orgânica e minerais mal cristalizados). Becquer et al. (2001),
Soares (2001), Alves (2002), Madeira et al. (2003), Auxtero et al. (2004)
99
dentre outros, encontraram uma correlação significativa entre estas
variáveis, concordando com os resultados obtidos para o presente estudo.
4.2.5.2 Cátions básicos trocáveis determinados por diferentes
métodos
Ao comparar os teores de Ca
+2
+Mg
+2
e K
+
extraídos pelos métodos
do KCl e BaCl
2
dos solos da topossequência, constatou-se que seus valores
correlacionaram-se diretamente (r = 0,67 e 0,99 respectivamente),
similarmente aos resultados obtidos por Madeira et al. (2003). Segundo
estes autores, solos com baixo conteúdo de alofanos e/ou significativas
quantidades de minerais de argila mostraram menor teor de Ca
+2
por troca
compulsiva, enquanto que solos com alto teor de alofanos e/ou matéria
orgânica, o teor de Ca
+2
apresentou-se maior.
A soma de bases (SB) pelo método do KCl esteve diretamente
correlacionada com a soma de bases obtidas pela troca compulsiva (r =
0,68) nos solos em estudo. Correlações positivas e significativas entre os
teores de cátions básicos extraídos pelos dois métodos foram também
obtidas por Becquer et al. (2001) e Madeira et al. (2003). Embora estejam
diretamente correlacionadas, a SB obtida por troca compulsiva apresentou
valores maiores que a SB determinada em KCl. Segundo Gillman e Hallman
(1988), um excesso de cátions básicos trocáveis extraídos pela troca
compulsiva sugere que cátions básicos não trocáveis podem estar presentes
também, ou que a CTC
BaCl2
foi determinada sob baixa força iônica.
4.2.5.3 pH do solo e propriedades de carga
Segundo De Coninck (1988) e Gillman e Hallman (1988), o pH
BaCl2
é o
valor mais próximo do pH obtido nas condições de campo, e seu valor é
geralmente menor que o pH
H2O
. Nos solos analisados, o pH
BaCl2
foi menor
que o pH
H2O
somente no horizonte superficial.
Auxtero et al. (2004) utilizou o ∆pH calculado a partir dos dados de
pH
BaCl2
e PCZ dos solos (∆pH
BaCl2
= PCZ-pH
BaCl2
), a fim de indicar a
evolução das densidades de carga superficiais positivas e negativas nos
100
componentes com carga variável, encontrando valores de ∆pH
BaCl2
negativos e de elevada magnitude (-1,5 a -1,9) em solos com alto teor de
minerais silicatados, e ∆pH
BaCl2
negativos e de baixa magnitude (-0,3 a-0,4)
em solos com alto teor de COT, correspondendo a baixa densidade de carga
superficial líquida negativa para estes solos.
Nos solos da topossequência, os valores de ∆pH
BaCl2
variaram de -0,8
a -1,3 nos horizontes superficiais, e o maior valor, em módulo, foi
determinado no perfil P3 (LAd), correspondendo à elevada densidade de
carga superficial negativa. Esta densidade de carga superficial negativa
pode estar fortemente influenciada pelos sítios de troca dos grupamentos
orgânicos (Gillman, 1985). Estes dados coincidem com a mineralogia
dos solos, constituída principalmente por caulinita e óxidos de ferro e
alumínio, com traços de minerais 2:1 do tipo mica e vermiculita. Em
subsuperfície (horizontes Bw
2
), o valor do ∆pH foi positivo na ordem: perfil
P3 > perfil P1 > perfil P2, indicando densidade de carga superficial positiva,
provavelmente pelas quantidades significativas de óxidos de ferro e
alumínio, que tendem a elevar o PESN dos solos, contribuindo para a carga
positiva.
Comparando-se os valores do ∆pH
BaCl2
e o ∆pH ao pH do solo,
verificou-se significativa correlação entre essas variáveis (r = 0,98),
demonstrando que ambos os índices foram eficientes na determinação da
densidade de carga superficial em condições de campo e concordantes com
os valores da CTC
BaCl2
(r = -0,97 e -0,98) e CTA (r = 0,78 e 0,79).
4.2.5.4 Capacidade de troca aniônica
Todos os solos mostraram capacidade considerável em reter ânions,
possivelmente devido às cargas positivas geradas nas bordas dos cristais da
caulinita em condições ácidas (Tan, 1993), e aos grupos Al-OH presentes na
superfície da gibbsita (Fontes et al., 2001).
A CTA foi menor em superfície, com valores de 7,4 a 12,3 cmol
c
Kg
-1
,
enquanto que em profundidade os valores situaram-se entre 16,2 a 29,8
101
cmol
c
Kg
-1
. Soares et al. (2005) também obtiveram valores maiores de CTA
em horizontes subsuperficiais de solos intemperizados.
Segundo Becquer et al. (2001), a associação de compostos de ferro e
alumínio com ânions orgânicos na superfície dos óxidos pode reduzir os
sítios disponíveis para a sorção do cloreto, diminuindo a CTA em superfície.
Por outro lado, a associação dos teores elevados de óxidos de ferro e
alumínio nos horizontes subsuperficiais dos solos estudados e a significativa
CTA pode levar à adsorção de fosfatos por estes solos (Duwig et al., 1999).
A medida da carga positiva (CTC) e negativa (CTA) ao pH do solo
corrobora os resultados do ∆pH obtidos para os solos em estudo, pois ao
comparar os valores deste atributo eletroquímico com a densidade de carga
superficial líquida obtida pela diferença entre a CTA e a CTC
BaCl2
(Tabela
13), observou-se que as variáveis apresentaram-se significativamente
correlacionadas (r = 0,92) (Figura 23). Isto demonstra que ambos os
métodos de determinação da carga líquida do solo são adequados, tal como
observado por Soares et al. (2005), principalmente em solos altamente
intemperizados.
∆pH
1
0,5
0
-15
15 20 -10 -5 0 5 10
-0,5
-1
-1,5
(CTA-CTC), cmol
c
Kg
-
1
FIGURA 23 – Relação entre a carga líquida (CTA-CTC) e o ∆pH dos
solos em estudo
A grande vantagem da inversão de carga em subsuperfície é a
retenção de ânions considerados prejudiciais ao meio aquático, como o
nitrato e o fosfato, reduzindo sua movimentação para o lençol freático e
evitando a eutrofização das mesmas. Além disso, ocorre a liberação lenta
desses ânions no solo, atendendo assim às exigências das culturas.
102
4.3 Correlações entre alguns atributos dos solos
4.3.1 Efeito das cargas elétricas dos solos na dispersão da argila
O teor de argila dispersa em água (ADA) variou de 0 a 190 g Kg
-1
nos
solos da topossequência, sendo que em subsuperfície (horizontes Bw
2
), este
atributo aproximou-se de zero (Tabela 4). Demattê et al. (1996) relataram
que a ADA tende a zero em horizontes mais profundos e mais
intemperizados, onde a relação silte/argila é extremamente baixa, variando
de 0,03 a 0,1. No presente trabalho, essa relação obteve um valor médio
para os horizontes subsuperficiais igual a 0,05, corroborando a explicação
dos autores. Além disso, os Latossolos apresentam forte agregação das
partículas primárias, resultando em baixa ADA em horizontes B (Muggler et
al., 1999).
A presença de cargas positivas, principalmente em profundidade, como
observada neste estudo pelos dados do ∆pH (Tabela 11), promoveu a
atração e o contato entre as partículas coloidais do solo, dificultando a
dispersão e, conseqüentemente, abaixando o valor da ADA. Daí pode-se
afirmar que a ADA relacionou-se significativamente com a proximidade entre
os valores de pH e o PESN dos solos em estudo (r = -0,99), conforme
observado por Alleoni (1992).
Ao relacionar o PESN dos horizontes superficiais e subsuperficiais dos
solos da topossequência com a ADA, um coeficiente de correlação igual a
-0,96 foi obtido, evidenciando que o predominio de cargas positivas em
profundidade contribui significativamente com o decréscimo da ADA.
Raij (1971) destaca que a argila é completamente floculada quando o
pH está em torno de 6,0 ou quando ele se aproxima do PESN do solo, pois a
carga superficial é reduzida, diminuindo a repulsão entre as duplas camadas
das partículas de argila, ocorrendo então a floculação. Quando o pH do solo
é menor que 5,0, geralmente o alumínio bloqueia os sítios de carga negativa
permanente, dificultando a dispersão da argila.
Ferreira et al. (1999a) e Pedrotti (2000) destacam que a gibbsita e a
caulinita são os minerais que exercem maior influência sobre as
103
propriedades relacionadas à agregação do solo. Solos cauliníticos são mais
fáceis de serem dispersos, enquanto que os gibbsíticos apresentam
comportamento inverso (Netto,1996). Isso demonstra a importância do Al na
resistência à desagregação, e nas propriedades relacionadas com a
estabilidade dos agregados do solo (Vitorino et al., 2003).
Shaw et al. (2003) afirmam que em solos com elevada quantidade de
óxidos de ferro e minerais de argila de atividade baixa, como a caulinita e
vermiculita com hidroxi nas entrecamadas, os óxidos de ferro dominam a
agregação dos solos, diminuindo a ADA. Os resultados da mineralogia dos
solos em estudo comprovam este fato.
4.3.2 PESN e suas relações com atributos físicos, químicos e
mineralógicos dos solos
Neste estudo, os atributos químicos e mineralógicos dos solos da
topossequência foram analisados em função das suas correlações de
Pearson com o PESN, a fim de permitir um melhor entendimento da
variação e distribuição dos solos e dos processos que neles atuam,
observando-se contrastes de suas características, condicionados pela
mineralogia, topografia e hidrologia de cada perfil.
4.3.2.1 PESN estimado e determinado por titulação potenciométrica
A análise dos valores de PESN obtidos pelos dois métodos (Tabela
14) permite observar que a equação proposta por Keng e Uehara (1974)
mostrou-se adequada para estimar o PESN a partir dos dados de pH destes
solos, pois os valores obtidos a partir desta equação mostraram-se
significativamente correlacionados aos valores obtidos a partir da titulação
potenciométrica (r = 0,91). Resultados semelhantes forma obtidos por Alves
(2002) em solos paulistas.
104
TABELA 14 – PESN dos solos da topossequência, obtidos a partir do
método analítico computacional e estimados através da
equação de Keng e Uehara (1974).
Horizonte Profundidade
(m)
PESN
(1)
PESN
(2)
PERFIL P1 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,2 4,8 3,9
Bw
1
0,4-1,02 4,4 5,0
Bw
2
1,02-1,70
6,5 6,2
PERFIL P2 – LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO Distrófico típico
A 0-0,2 4,4 4,0
Bw
1
0,4-9,2 4,2 4,4
Bw
2
9,2-1,78
+
6,1 5,8
PERFIL P3 – LATOSSOLO AMARELO Distrófico típico
Ap 0-0,19 4,2 3,9
Bw
1
0,4-1,43 4,9 4,7
Bw
2
1,43-1,72
+
6,5 6,0
1)
PESN estimado pela equação: PCZ = 2pH
KCl
– pH
H2O
;
(2)
PESN determinado por
tratamento analítico computacional dos dados de titulação potenciométrica;
4.3.2.2 PESN e o pH em KCl (pH
KCl
)
e em água (pH
H2O
)
O PESN correlacionou-se positivamente com o pH
KCl
para todos os
solos (r = 0,61) (Figura 24a), corroborando Alleoni (1992) (r = 0,76), Alves
(2002) (r = 0,94) e Auxtero et al. (2004) (r = 0,59). Ao correlacionar estas
variáveis somente para os horizontes Bw
2
, o coeficiente de correlação subiu
(r = 0,99). De acordo com Uehara e Gillman (1981), o valor desta correlação
se justifica pelo fato de que o pH do solo tende a aproximar-se do PESN,
principalmente em profundidade, onde o efeito da matéria orgânica não é tão
pronunciado.
Os valores de pH
H2O
apresentaram-se inversamente correlacionados
com o PESN (r = - 0,67) para todas os solos (Figura 24b), de acordo com
Pérez et al. (1993) (r = -0,65). Observou-se que o PESN foi menor que o
pH
H2O
nos horizontes A e Bw
1
dos solos, conferindo carga superficial
negativa, corroborando Chaves e Trajano (1992) e Alleoni e Camargo
105
(1994a). Nos horizontes subsuperficiais Bw
2
dos solos em estudo o PESN foi
superior ao pH
H2O
, invertendo a carga líquida superficial.
7
6
PESN
5
3
4
2
1
0
4,5 6 55,5
pH KCl
(a)
8
6
PESN
4
2
0
4,5 5 5,5 6 6,5 7
pH água
(b)
FIGURA 24- Relações entre o pH
KCl
(a), pH
H2O
(b) e o PESN dos solos em
estudo.
4.3.2.3 PESN e delta pH (∆pH)
O ∆pH é muito utilizado como indicador da carga líquida dos solos,
principalmente em solos de carga variável (Uehara e Gillman, 1981; Tessens
e Shamshuddin, 1982), pois exerce grande influência no movimento de
cátions e ânions ao longo dos perfis. Os valores de ∆pH dos solos da
topossequência em estudo estão listados na Tabela 11, tornando-se
positivos nos horizontes subsuperficiais (Bw
2
). Estes valores indicam que
cargas positivas prevalecem nesses horizontes como conseqüência do baixo
conteúdo de matéria orgânica, do alto teor de óxidos de ferro recobrindo a
106
fração argila, e da presença da gibbsita, tal como observado por Soares et
al. (2005) em horizontes subsuperficiais de Latossolos.
Os valores de ∆pH correlacionaram-se positivamente com o PESN de
FI
Na topossequência em estudo, o valor do ∆pH foi negativo nos
rga
todos os solos em estudo (r = 0,95) (Figura 25) de maneira semelhante aos
resultados obtidos por Alleoni (1992), Silva et al. (1996) e Coscione et al.
(2005), mostrando que à medida que o ∆pH se aproxima de zero ou se
torna mais positivo, há um correspondente aumento do PESN.
GURA 25 – Relação entre o ∆pH e o PESN dos solos em estudo
horizontes superficiais (-0,8 a -0,9), conferindo carga elétrica superficial
líquida negativa no complexo sortivo, enquanto que camadas mais
profundas (horizonte Bw
2
) houve predomínio de cargas positivas sobre as
negativas (∆pH igual a 0,6, e 0,5) (Tabela 11), em conformidade com os
resultados obtidos por Alleoni (1992), Ranst et al. (1998), T. Becquer et al.
(2001), Alves (2002) e Auxtero et al. (2004). Este fato é relevante quando se
trata do movimento de cátions e ânions ao longo dos perfis, como a retenção
de sulfatos e fosfatos em subsuperfície (Wong et al., 1990; Katou, 2002).
Segundo Uehara e Gillman (1981) e Pérez et al. (1993), se a ca
líquida é negativa há o predomínio de argilas silicatadas sobre oxihidróxidos
de ferro e alumínio ou matéria orgânica. No presente estudo, o valor do
PESN foi menor nas amostras com maior teor de matéria orgânica.
3
4
5
6
7
-1 -0,5 0 0,5 1
∆pH
PESN
107
4.3.2.4 PESN e os óxidos totais
o s de SiO
2
, Fe
2
O
3
e Al
2
O
3
apresentaram
e
N s solos em estudo, os teore
correlação significativa e positiva com o PESN dos horizontes A e Bw
2
dos
solos da topossequência (r = 0,73, 0,85 e 0,83, respectivamente) (Figuras
26a, 26b e 26c), corroborando com Gillman (1985) e Sakurai et al. (1988).
A correlação positiva entre os teores totais de óxidos de ferro
alumínio e o PESN deve-se principalmente ao efeito tamponante dos
grupamentos de superfície (Fe-OH e Al-OH) presentes nos óxidos, que
atuam como doadores e receptores de prótons, aumentando o pH
KCl
e,
conseqüentemente, o PESN dos solos (Sparks, 1995; Zhang e Zhao, 1997).
White e Zelazny (1986) afirmam que quanto maior e mais efetiva for a
participação destes óxidos no solo, maior deve ser o valor do PESN.
0
2
4
6
8
55 75 95 115 135 155
SiO2 (g/kg)
PESN
(
a
)
0
2
4
6
8
130 150 170 190
Fe2O3 (g/kg)
PESN
(
b
)
108
IGURA 26- Relação entre o teor de SiO
2
(a), Fe
2
O
3
(b) e Al
2
O
3
(c) obtidos
ulares Ki e r dos horizontes Bw
2
apresentaram
.3.2.5 Matéria orgânica e sua influência no PESN
ente com o PESN
(r = -0
0
2
4
6
8
150 200 250 300
Al2O3 (g/kg)
PESN
(c)
F
por ataque sulfúrico e o PESN dos horizontes A e Bw
2
dos solos
em estudo.
As relações molec K
valores inferiores a 1,0 (Tabela 6), evidenciando avançado grau de
intemperismo dos solos e justificando os valores encontrados dos
coeficientes de correlação entre essas variáveis e o PESN (r = -0,77 e -0,76,
respectivamente): quanto menor o Ki ou Kr, maior o grau de intemperismo e
maior o PESN. Estes dados concordam com os obtidos por Nascimento et
al. (1988) e Silva et al. (1996), para horizontes B.
4
A matéria orgânica correlacionou-se negativam
,85) dos solos em estudo (Figura 27). Esta correlação é condizente
com a observada por Siqueira et al. (1990), Benites e Mendonça (2000) e
Alleoni et al. (2003) em solos brasileiros. Além disso, 71% da variação do
PESN dos solos foi explicada pelo teor de carbono orgânico total, verificando
um decréscimo de 0,1165 unidades de PESN por unidade de aumento do
COT, os quais estão de acordo com Siqueira (1985).
109
6,5
6
5,5
5
PESN
4,5
4
3,5
3
0 10 20 30
COT (g Kg
-
1
)
FIGURA 27 – Relação entre carbono orgânico total (COT) e o PESN
dos solos em estudo.
Ao comparar os perfis P1, P2 e P3 da topossequência com relação à
contribuição da matéria orgânica no PESN, percebeu-se que em solos com
menor Ki (perfil P1), 87% da variação do PESN foi explicada pelo teor de
COT, conforme a Tabela 15, evidenciando a importância da matéria orgânica
para o manejo de solos mais intemperizados.
TABELA 15- Regressão linear entre o PESN e o teor de carbono
orgânico total (COT) dos perfis da topossequência em estudo.
Perfil Coeficiente de
determinação
(R
2
)
Equação de regressão
(y = a-bx)
P1 (LVAd) 0,87 PESN = 6,5794 – 0,1314 (COT)
P2 (LVAd) 0,72 PESN = 5,7472 – 0,1035 (COT)
P3 (LAd) 0,77 PESN = 6,1325 – 0,1361 (COT)
Alleoni e Camargo (1994a) afirmam que a matéria orgânica contribui
para que os valores do PESN permaneçam na faixa de 3,4 a 4,4 unidades
de pH. Neste trabalho, o PESN das amostras de solo dos horizontes
superficiais esteve entre 3,9 e 4,0 concordando com a afirmação acima.
110
Resultado semelhante foi encontrado por Alleoni (1992) em horizontes
superficiais de latossolos ácricos.
Esta variação do PESN em superfície é muito pequena, mas
consistente, uma vez que o perfil P1 (LVAd) apresentou maior teor de COT e
menor PESN, concordando com Raij e Peech (1972). Apesar de o COT dos
horizontes superficiais ser maior no perfil P2 (LVAd) em comparação ao
perfil P3 (LAd), o valor do PESN do perfil P2 foi maior que o do P3. Isto pode
ser devido à presença de maiores quantidades de óxidos de alumínio neste
horizonte (cujo PCZ é maior que 6,5) (Tabela 6), o que eleva o PESN do
perfil P2, enquanto que o perfil P3 possui maiores quantidades de SiO
2
(PCZ
aproximadamente igual a 2,0), o que tende a reduzir o valor do seu PESN,
segundo Appel et al. (2003). Esta explicação também é válida quando se
comparam os horizontes Bw
2
dos solos, pois o PESN foi menor no perfil P2
(5,8) e como o teor de COT já não é tão pronunciado, o maior teor de SiO
2
definiu o PESN deste solo.
4.3.2.6 PESN e as formas dos óxidos de ferro e alumínio
Neste estudo, o PESN apresentou correlação direta e significativa
com os teores de ferro (r = 0,65) e alumínio (r = 0,96) cristalizados (Fe
DCB
e
Al
DCB
), para amostras de horizontes subsuperficiais (Bw
2
), concordando com
Alves (2002) (r = 0,66 e 0,72, para o Fe
DCB
e Al
DCB
, respectivamente).
Como a alta taxa de cristalização dos óxidos de ferro está relacionada
à idade do solo e, conseqüentemente, ao seu estádio de intemperismo,
maiores valores de PESN, de fato, estão relacionados a maiores
quantidades desses óxidos nos solos. O valor do PCZ destes óxidos
cristalinos provavelmente influenciou na maior contribuição para a elevação
do PESN, pois segundo Parks (1965), o PCZ de gibbsitas e hematitas
naturais e goethitas sintéticas é de 5,0, 6,1 e 6,3 em média,
respectivamente.
Ao correlacionar o PESN e os teores de ferro e alumínio mal
cristalizados (Fe
OXA
, Al
OXA
) das amostras em subsuperfície (horizonte Bw
2
), o
coeficiente de correlação foi igual a 1 para ambos os atributos,
111
demonstrando correlação altamente positiva e significativa entre essas
variáveis em profundidade.
Como os óxidos de ferro e alumínio têm elevado PCZ, uma grande
quantidade desses compostos no solo tenderia a elevar o seu PESN. Isto é
mais significativo com relação aos óxidos de ferro mal cristalizados (Fe
OXA
)
(Parks, 1965). Alves (2002) também obteve correlação positiva entre essas
variáveis e o PESN (r = 0,56 e 0,70 para o Fe
OXA
e Al
OXA
, respectivamente),
mas não tão significativa quanto a obtida no presente estudo.
Merece destaque a alta correlação entre as formas de óxidos de
alumínio e o PESN das amostras subsuperficiais (r = 1), demonstrando um
aumento no PESN em decorrência do incremento no teor desses óxidos,
concordando com a correlação também acentuada observada por Sakurai et
al. (1988) e Alves (2002).
Considerando que o teor do óxido de alumínio mal cristalizado foi
menor que os teores dos componentes cristalinos nos solos, este resultado
reitera a elevada reatividade desse composto e a sua importância no
comportamento eletroquímico dos solos (Bohn et al., 1979; Alves, 2002). A
correlação negativa entre o PESN e a relação Fe
DCB
/Fe
OXA
(r = - 0,94 ) de
todos os horizontes dos solos da topossequência também reafirma a maior
reatividade das formas menos cristalinas (Schwertmann e Flechter, 1982),
tal qual observado por Silva et al. (1996) em Latossolos (r = -0,64).
Ao se considerarem os valores positivos e significativos dos
coeficientes de correlação acima descritos, verificou-se a importante atuação
desses óxidos na elevação do PESN, pois em subsuperfície, a influência da
matéria orgânica sobre as propriedades eletroquímicas do solo é diminuída,
e os óxidos passam a atuar efetivamente na definição do PESN. Os
resultados encontrados neste estudo estão de acordo com os obtidos por
Gillman (1985), Sakurai et al. (1989b), Alleoni (1992) e Alves (2002), que
obtiveram correlações positivas e significativas entre o PESN e os teores de
óxidos.
112
4.3.2.7 PESN e os atributos mineralógicos
Ao correlacionar os teores fracionais dos óxidos (Tabela 10) com o
PESN em subsuperfície, verificou-se que este atributo eletroquímico
apresentou aumentou proporcionalmente aos teores totais de óxidos de ferro
e alumínio da fração argila (Hematita+Goethita+Gibbsita) para todos os
solos da topossequência (r = 0,52), demonstrando que quanto mais oxídico
o solo, maior é o seu PESN. Estes dados estão concordantes com Netto
(1996) para Latossolos brasileiros (r = 0,61).
Esta afirmação é complementada por Barreal et al. (2003) que dizem
que a predominância de minerais com alto PCZ (gibbsita, hematita e
goethita) promove inversão de carga no solo. Alves (2002) comenta que um
dos motivos que os óxidos de ferro e alumínio apresentam alto PCZ é devido
ao efeito tamponante dos grupos Fe-OH e Al-OH presentes na superfície, e
que atuam como doadores e receptores de prótons.
Ao se compararem os teores isolados de hematita e goethita com o
PESN dos solos, nenhuma correlação foi obtida entre estes atributos, ao
contrário dos resultados obtidos por Netto (1996) e Silva et al. (1996). Alves
(2002) também não encontrou correlação significativa entre o teor de
goethita da fração argila e o PESN, apesar deste óxido apresentar valores
de PCZ elevados.
Entretanto, o teor total de óxidos de ferro (Hm+Gt) dos horizontes Bw
2
dos solos correlacionou significativamente com o PESN (r = 1) somente para
os perfis P1 (LVAd) e P3 (LAd), possivelmente devido à maior influência da
caulinita no abaixamento do PESN do perfil P2 (LVAd). Este aumento no
coeficiente de correlação ao desconsiderar o perfil P2 também foi verificado
na relação entre a soma dos óxidos (Gb+Gt+Hm) e o PESN (r = 1).
O teor de gibbsita dos horizontes subsuperficiais correlacionou-se
positivamente com o PESN (r = 0,57), superando a obtida por Netto (1996)
(r = 0,44) e Silva et al. (1996) (r = 0,47), porém de menor significância que a
apresentada por Alves (2002) (r = 0,72), evidenciando assim um aumento do
PESN em decorrência do incremento no teor do referido óxido.
113
É provável que a influência dos óxidos de alumínio sobre este atributo
eletroquímico, seja decorrente do elevado valor de PCZ apresentado por
estes óxidos, e segundo Hsu (1989) varia de 5,0 a 9,4. Parks (1965)
encontrou valores médios de PCZ para os óxidos cristalinos iguais a 5,0 e
6,1 para gibbsitas e hematitas naturais e de 6,3 para goethitas sintéticas.
Estes valores estão condizentes com os valores de PESN apresentados
pelos horizontes subsuperficiais da topossequência em estudo, os quais
apresentaram valores crescentes de óxidos de ferro e alumínio com a
profundidade.
O teor da caulinita foi inversamente proporcional ao PESN dos
horizontes Bw
2
da topossequência (r = -0,97), concordando com os
resultados obtidos por Netto (1996) (r = -0,75) e por Alves (2002) (r = -0,71)
para solos brasileiros. Isto sugere que a caulinita atuou como depressor do
PESN, devido ao seu baixo ponto isoelétrico (entre 4 e 5) (Sposito, 1989).
4.3.3 Capacidade de troca catiônica e aniônica e suas relações com
alguns atributos dos solos
A CTC
BaCl2
dos solos da topossequência variou de 15,80 a 16,79
cmol
c
Kg
-1
em superfície, e 10,8 a 11,74 cmol
c
Kg
-1
em subsuperfície (Tabela
13). Como a composição mineralógica da fração argila dos horizontes A e B
é similar, conforme identificação por DRX (Figuras 6 a 8), esta variação pode
ser explicada pelo conteúdo de matéria orgânica no solo, tendência também
obtida por Klamt e Sombroek (1988), Soares (2001), Gomes et al. (2004) e
Soares et al. (2005).
Thompson et al. (1989) demonstraram que a matéria orgânica
contribui com 49% da CTC do solo, por ter alta densidade de sítios de troca.
A alta correlação entre a CTC
e
, CTC
t
e CTC
BaCl2
com o teor de COT dos
solos estudados (r = 0,99, 0,98 e 0,96, respectivamente) evidencia a
contribuição da matéria orgânica na capacidade de troca catiônica,
corroborando com Weber et al. (informação pessoal ) (2005), que obtiveram
a CTC da fração orgânica do horizonte superficial do perfil P1 (LVAd) do
presente estudo igual a 1,57 cmol
c
Kg
-1
ao pH do solo, contribuindo assim
114
com 42,3% na retenção de cátions. Portanto, os solos dos horizontes
superficiais mostraram maior capacidade de retenção de cátions ao pH do
solo, enfatizando a importância da matéria orgânica na adsorção de cátions
básicos em solos de carga variável (Gillman e Uehara, 1980; Gillman, 1985;
Baert e van Ranst, 1998). Isto está de acordo com a mineralogia dos solos
(predominância de minerais silicatados 1:1), com os baixos valores de PESN
(< 4,0) em superfície e com as curvas de variação da densidade de carga
superficial (σ), que se apresentaram negativas em superfície (Figuras 15 a
23). Por outro lado, valores baixos de CTC implicam na provável lixiviação
de cátions no solo. Por isso, deve-se orientar o manejo desses solos na
direção da manutenção da matéria orgânica.
Os horizontes de subsuperfície dos solos em estudo apresentaram
menor CTC
BaCl2
, o que condiz com os elevados valores de seus respectivos
PESN (acima do pH do solo), indicando predominância de cargas variáveis
positivas. Este fato se deve provavelmente à maior participação da fração
mineral em profundidade, conferindo o seu papel na CTC desses horizontes,
pois sua mineralogia é semelhante. Observou-se que o PESN correlacionou-
se inversamente com a CTC
BaCl2
nos solos estudados (r = -0,98).
Neste estudo, os maiores valores de CTA estiveram diretamente
associados ao teor de Al
2
O
3
no extrato sulfúrico (r = 0,67) e ao PESN (r =
0,88), concordando com Soares (2001) e Alves (2002). Isto demonstra a
importância dos óxidos de alumínio na capacidade de retenção aniônica das
amostras por meio do desenvolvimento de cargas positivas superficiais
oriundas da protonação de grupamentos Al-OH da fase sólida do solo (Raij e
Peech, 1972; Bolland et al., 1996; Zhang e Zhao, 1997; Alves, 2002). De
acordo com Fontes et al. (2001) e Soares et al. (2005), devido ao seu
modelo estrutural, a gibbsita pode desenvolver cargas positivas ao pH
comumente encontrado em solos ácidos brasileiros, que varia de 4,5 a 6,5.
A relação CTA/CTC
BaCl2
foi diretamente proporcional aos valores do
PESN (r = 0,83) dos solos da topossequência, corroborando Gillman e
Hallman (1988) e Auxtero et al. (2004), demonstrando que quanto maior a
115
relação entre essas variáveis, maior o valor do PESN e, conseqüentemente,
maior capacidade de retenção aniônica.
4.3.4 Superfície especifica (SE) e suas relações
4.3.4.1 SE e o teor de argila
Ao correlacionar a SE dos horizontes A e Bw
2
dos solos da
topossequência com seus respectivos teores de argila, verificou-se
correlação significativa e positiva (r = 0,82 e 0,94, respectivamente) entre
essas variáveis para ambos os horizontes, corroborando com Cihacek e
Bremner (1979) (r = 0,80), Niskanen e Mantylahti (1988) e Petersen et al.
(1996) (r = 0,91). Petersen et al. (1996) enfatizam que a fração argila
desempenha papel dominante na determinação da SE dos solos, e sugerem
que é possível estimá-la por meio da fração argila para solos com baixo teor
de montmorilonita, como nos solos em estudo.
4.3.4.2 SE e o teor de carbono orgânico total (COT)
Ao relacionar a SE em superfície com a SE em subsuperfície, o perfil
P2 (LVAd) apresentou maior relação (1,12), demonstrando que a SE foi
maior no horizonte superficial neste solo, corroborando com Alleoni (1992). A
relação entre o teor de carbono orgânico total (COT) superficial e
subsuperficial (COT
A
/ COT
Bw2
) dos solos seguiu a seguinte ordem: 5,69
(perfil P2) > 4,14 (perfil P3) > 3,54 (perfil P1), o que sugere uma contribuição
positiva do teor de carbono orgânico no valor da SE principalmente no perfil
P2.
A alta correlação entre a matéria orgânica e a SE foi constatada por
Grohmann (1970). A relação entre a SE e o teor de COT foi evidenciada no
horizonte Bw
2
dos solos estudados, cujo coeficiente de correlação foi igual a
1, corroborando as observações de Toth e Jozefaciuk (2002) (r = 0,93) e
Karltun et al. (2000) (r = 0,55), que obtiveram correlação positiva e
significativa entre a SE e o COT em profundidade.
116
Para os horizontes A, a correlação entre estas variáveis foi menos
significativa (r =0,53), embora esteja condizente com os resultados obtidos
por Mayer (1994) em horizontes superficiais. Cihacek e Bremner (1979),
Petersen et al. (1996) e Kahle et al. (2002) não obtiveram correlações
significativas entre essas variáveis (r = 0,20, 0,23 e 0,43, respectivamente).
Mayer e Xing (2001) e Kaiser e Guggemberger (2000) também observaram
uma baixa correlação entre o COT e a SE em horizontes superficiais.
Segundo Kahle et al. (2002), baixa relação entre a SE e o conteúdo de COT
pode ser devido ao fato de que uma quantidade significativa de matéria
orgânica pode não estar associada à fração argila nos horizontes superficiais
dos solos, provavelmente devido ao grau de humificação da matéria
orgânica no solo. Adicionalmente, Thompson et al. (1989) afirmam que a
matéria orgânica contribui com apenas 19% da SE.
4.3.4.3 SE e a capacidade de troca catiônica (CTC
T
)
Como a maioria das reações do solo se processa na superfície, e por
isso são dependentes da sua extensão, a SE correlacionou significativa e
positivamente com a capacidade de troca catiônica a pH 7,0 (CTC
T
ou valor
T) nos horizontes superficiais da topossequência em estudo (r = 0,63),
sendo que o mesmo não aconteceu com os horizontes subsuperficiais.
Resultados semelhantes para horizontes superficiais foram obtidos por
Cihacek e Bremner (1979) (r = 0,77) e Petersen et al. (1996) (r = 0,66). Farar
e Coleman (1967) obtiveram alta correlação deste atributo com a CTC (r =
0,90) em solos ricos em ilita, caulinita e montmorilonita.
As partículas de argila e a matéria orgânica influenciam
favoravelmente na CTC dos solos por contribuir com os sítios de troca.
Apesar disso, a CTC é fortemente dependente do tipo de mineral de argila
do solo (Jackson et al. (1986); Kahle et al. (2002)), o que explica os
diferentes graus de correlação obtidos nos trabalhos acima citados.
117
4.3.4.4 SE e os teores de óxidos de ferro e alumínio
A alta contribuição dos óxidos de ferro para a SE tem sido obtida em
diferentes solos tropicais (Borggaard, 1982), visto que a SE estimada dos
óxidos de ferro é de 45 a 110 m
2
g
-1
(Fontes e Weed, 1996). Segundo
Hodson et al. (1998), a remoção de oxihidróxidos de ferro e de alumínio
diminui a SE, pois os mesmos recobrem as superfícies dos minerais do solo.
No presente trabalho, observou-se correlação positiva entre os óxidos
de ferro e alumínio mal cristalizados (Fe
OXA
, Al
OXA
) e a SE dos horizontes
Bw
2
(r = 1,0 e 0,98, respectivamente), demonstrando que os oxihidróxidos
mal cristalizados respondem por grande parte deste atributo, concordando
com Karltun et al. (2000), que obtiveram correlação de 0,87 com Fe
OXA
e
0,80 com Al
OXA
, em horizontes B. Segundo Borggaard (1982), a área
superficial dos óxidos de ferro aumenta quando sua cristalinidade diminui, o
que justifica as correlações acima.
Ao estimar, por alocação, os teores de óxidos de ferro presentes na
fração argila dos solos em estudo, a goethita e a hematita foram os óxidos
de maior presença (Tabela 8), com destaque para o primeiro mineral no que
se refere à maior contribuição para o aumento da SE dos solos (r = 0,58)
(Figura 28). Isto pode ser explicado pelo menor tamanho, devido à alta
substituição isomórfica por alumínio, e conseqüente maior área especifica da
goethita do que de outros óxidos (Schwertmann, 1988; Mesquita Filho e
Torrent, 1993; Rolim Neto et al., 2004), tal como observado por Netto (1996),
que obteve valores de SE de 53 m
2
g
-1
e 81 m
2
g
-1
para a hematita e
goethita, respectivamente.
118
60
50
SE (m
2
g
-
1
)
40
30
20
10
0
55 60 65 70 75 80
Teor de goethita (g Kg
-
1
)
FIGURA 28- Relação entre o teor de goethita dos horizontes subsuperficiais
e superfície específica (SE) dos solos em estudo
Ao se analisar a influência dos óxidos de alumínio na SE, a gibbsita
foi o mineral que mais contribuiu para o valor médio deste atributo em
subsuperfície (r = 0,84) igual a 43,8 m
2
g
-1
(Figura 29a). Este resultado está
de acordo com Netto (1996) que obteve valor médio da SE da gibbsita igual
a 44 m
2
g
-1
, estimado com base no diâmetro médio dos cristais (DMC).
Melo et al. (2001) afirmam que, em média, a SE da fração argila de
solos cauliníticos é de 44,5 m
2
g
-1
. A predominância de caulinita também foi
verificada no presente estudo, conforme estimativa por alocação do teor de
minerais na fração argila (Tabela 10). Porem, não se obteve correlação entre
o teor de caulinita e a SE dos solos subsuperficiais (Figura 29b),
evidenciando a contribuição decisiva da gibbsita na SE dos solos em
subsuperfície.
0
10
20
30
40
50
60
140 160 180 200 220 240
Teor de gibbsita (g/Kg)
SE (m2/g)
(a)
119
0
10
20
30
40
50
60
200 250 300 350
Teor de caulinita (g/Kg)
SE (m2/g)
(b)
FIGURA 29- Relação entre o teor de gibbsita (a) e caulinita (b) na
o correlacionar o somatório dos teores estimados de gibbsita e da
caulini
is e
fração argila dos horizontes subsuperficiais e a
superfície específica (SE) dos solos em estudo
A
ta com a SE dos horizontes subsuperficiais, obteve-se correlação
significativa (r = 0,86), ilustrando a contribuição conjunta da gibbsita e da
caulinita para a SE, conforme a Figura 30.
50
FIGURA 30- Relação entre o somatório dos teores de gibbsita e
caulinita na fração argila dos horizontes subsuperficia
a superfície específica (SE) dos solos em estudo.
0
10
20
30
40
60
50 400 450 500 550
eor de G t (g/Kg
SE (m2/g)
3
T b+C )
120
4.3.4.5 SE e o grau de intemperismo dos solos
ices Ki e Kr e a SE dos
l. (1998), há uma diminuição do tamanho
do neste estudo através da correlação negativa
Procurou-se estabelecer relações entre os índ
horizontes superficiais e subsuperficiais da topossequência em estudo, e
observou-se que houve inversão entre estes atributos (r = -0,85 e -0,88,
respectivamente) (Figura 31a, 31b), corroborando com Netto (1996). A SE
aumentou à medida que o índice de intemperização (Ki) diminuiu nos
horizontes Bw
2
. Comportamento semelhante foi constatado por Hodson et al.
(1998) em uma cronossequência.
De acordo com Hodson et a
das partículas minerais do solo com a idade do mesmo (diminuição do Ki)
refletindo na intensidade e duração do processo de intemperismo deste solo.
Assim, o intemperismo químico causa uma redução no tamanho dos grãos
de minerais primários através da dissolução, com a formação de minerais
secundários tamanho argila. Acredita-se que as partículas menores do solo
tendem a apresentar maior SE, e as partículas maiores (remanescentes)
menor SE (Netto, 1996).
Este fato é observa
acima apresentada entre a SE e o Ki/Kr dos solos; como os índices Ki e Kr
são baixos (alto grau de intemperismo), as partículas minerais dos solos são
menores, apresentando maior SE. De modo geral, a SE média dos solos é
considerada baixa (44,9 m
2
g
-1
), provavelmente pela quantidade crescente
de partículas maiores, de menor SE, produzidas pela ação do intemperismo.
40
42
44
46
48
50
0,70,91,11,3
Ki
SE (m
(a)
2/g)
121
40
42
44
46
48
50
0,6 0,7 0,8 0,9 1 1,1
Kr
SE (m2/g)
(b)
FIGURA 31- Relação entre os índices Ki (a) e Kr (b) e a superfície
os
específica (SE) das amostras dos horizontes A e Bw
2
d
solos em estudo.
4. CONCLUSÕES
A mineralogia da fração argila dos solos mostrou-se
predominantemente caulinítica, com ocorrência de gibbsita, goethita e
hematita, e traços de vermiculita com hidróxi nas entrecamadas (VHE),
condizente com os maiores valores de PESN no horizonte Bw
2
,
evidenciando predomínio de cargas elétricas positivas, confirmado pelos
valores positivos do ∆pH;
Apesar da aparente homogeneidade mineralógica dos solos
estudados, a ocorrência de VHE e traços de minerais interestratificados,
predominantemente no perfil P3 (LAd), parece resultar essencialmente da
diferença de drenagem interna entre os solos, resultante das suas posições
na topossequência;
Os solos apresentaram balanço de cargas dependente do pH e da
força iônica do meio, pois ao aumentar o pH da suspensão de solo na
determinação potenciométrica do PESN, houve um correspondente aumento
da carga líquida negativa, em detrimento à carga positiva dos solos;
O PESN das amostras dos horizontes subsuperficiais foi superior ao
pH do solo, conferindo balanço positivo de carga em profundidade,
favorecendo a retenção aniônica nestes solos;
123
O PESN correlacionou diretamente com o potencial elétrico
superficial, com o teor de óxidos totais e extraíveis em oxalato e ditionito e
teor de gibbsita na fração argila, e inversamente com a matéria orgânica, Ki,
Kr, teor de caulinita e CDCE;
As formas menos cristalinas dos óxidos de ferro e alumínio tiveram
maior influência na definição do PESN para os solos estudados,
principalmente com relação aos óxidos de alumínio, o que confirma a
elevada reatividade destes compostos e a sua importância na dinâmica
eletroquímica dos solos;
Os teores de matéria orgânica correlacionaram-se significativamente
com o PESN, a CDCE e a carga líquida negativa dos solos estudados, como
demonstrado pelos valores destes atributos em superfície, evidenciando a
importância da matéria orgânica para o manejo de solos mais
intemperizados;
A superfície específica (SE) das amostras dos solos da
topossequência correlacionou-se positivamente com os teores de argila,
matéria orgânica, CTC, óxidos de ferro e alumínio mal cristalizados e
gibbsita, e negativamente com os índices Ki e Kr;
Os métodos de determinação da CTC por troca compulsiva (CTC
BaCl2
)
e por KCl apresentaram-se correlacionados entre si, com maiores valores
apresentados pela troca compulsiva, principalmente nos horizontes
superficiais.
124
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149
APÊNDICES
APENDICE A- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P1 (LVAd) - horizonte Ap.
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 5,85 . 3,35 33,096 1,95 0,41
3,88 . 3,94 -1,773 -0,02 0
2,89 . 4,25 -20,094 -1,01 -0,21
1,9 . 4,81 -53,19 -2 -0,43
1,41 . 5,01 -65,01 -2,49 -0,53
0,93 . 5,33 -83,922 -2,97 -0,63
0 . 6,34 -143,613 -3,9 -0,83
. 0,98 6,78 -169,617 -4,88 -1,04
. 1,98 7,17 -192,666 -5,88 -1,25
0,01 5,3 . 3,3 36,051 1,4 0,30
3,83 . 3,96 -2,955 -0,07 -0,01
2,89 . 4,32 -24,231 -1,01 -0,21
1,93 . 4,99 -63,828 -1,97 -0,42
1,44 . 5,15 -73,284 -2,46 -0,52
0,95 . 5,41 -88,65 -2,95 -0,63
0,03 . 6,48 -151,887 -3,87 -0,82
. 0,98 6,93 -178,482 -4,88 -1,04
. 1,97 7,32 -201,531 -5,87 -1,24
0,001 5,28 . 3,26 38,415 1,38 0,29
3,85 . 4,05 -8,274 -0,05 -0,01
2,9 . 4,35 -26,004 -1 -0,21
1,94 . 5,08 -69,147 -1,96 -0,42
1,45 . 5,2 -76,239 -2,45 -0,52
0,97 . 5,87 -115,836 -2,93 -0,62
0,03 . 6,78 -169,617 -3,87 -0,82
. 1 7,05 -185,574 -4,9 -1,04
. 1,98 7,43 -208,032 -5,88 -1,25
151
APENDICE B- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P1 (LVAd) - horizonte Bw
1
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 1,86 . 3,79 72,693 1,74 0,39
1,38 . 3,81 71,511 1,26 0,28
0,89 . 4,13 52,599 0,77 0,17
0,4 . 4,54 28,368 0,28 0,06
0,08 . 5,25 -13,593 -0,04 0
. 1 5,85 -49,053 -1,12 -0,25
. 1,98 6,82 -106,38 -2,1 -0,47
0,01 1,65 . 3,57 85,695 1,53 0,34
1,23 . 3,68 79,194 1,11 0,25
0,83 . 3,95 63,237 0,71 0,16
0,4 . 4,48 31,914 0,28 0,06
0,08 . 5,21 -11,229 -0,04 0
. 1 6,25 -72,693 -1,12 -0,25
. 1,97 7,14 -125,292 -2,09 -0,47
0,001 1,56 . 3,44 93,378 1,44 0,32
1,13 . 3,54 87,468 1,01 0,23
0,83 . 3,94 63,828 0,71 0,16
0,4 . 4,15 51,417 0,28 0,06
0,1 . 5,33 -18,321 -0,02 0
. 1 6,69 -98,697 -1,12 -0,25
. 1,98 7,35 -137,703 -2,1 -0,47
152
APENDICE C- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P3 (LAd) – horizonte Bw
2
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 1,88 . 4,04 125,883 2,15 0,44
1,39 . 4,2 116,427 1,66 0,34
0,9 . 4,64 90,423 1,17 0,24
0,43 . 5,39 46,098 0,7 0,14
0 . 5,72 26,595 0,27 0,06
. 0,98 7 -49,053 -0,71 -0,15
. 1,97 7,52 -79,785 -1,7 -0,35
0,01 1,78 . 3,76 142,431 2,05 0,42
1,33 . 3,9 134,157 1,6 0,33
0,9 . 4,31 109,926 1,17 0,24
0,43 . 4,99 69,738 0,7 0,14
0 . 5,67 29,55 0,27 0,06
. 0,98 7,2 -60,873 -0,71 -0,15
. 1,97 7,84 -98,697 -1,7 -0,35
0,001 1,65 . 3,62 150,705 1,92 0,39
1,23 . 3,7 145,977 1,5 0,31
0,88 . 4,05 125,292 1,15 0,24
0,4 . 4,79 81,558 0,67 0,14
0 . 5,58 34,869 0,27 0,06
. 0,98 7,52 -79,785 -0,71 -0,15
. 1,96 8,41 -132,384 -1,69 -0,35
153
APENDICE D- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P2 (LVAd) - horizonte A
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
Cmol.10
-7
cm
-2
0,1 3,85 . 3,36 40,188 1,8 0,37
2,88 . 3,7 20,094 0,83 0,17
1,9 . 4,17 -7,683 -0,15 -0,03
1,41 . 4,4 -21,276 -0,64 -0,13
0,93 . 4,84 -47,28 -1,12 -0,23
0,5 . 4,95 -53,781 -1,55 -0,32
0,05 . 5,68 -96,924 -2 -0,41
. 0,98 6,54 -147,75 -3,03 -0,62
. 1,98 7,05 -177,891 -4,03 -0,83
0,01 3,38 . 3,34 41,37 1,33 0,27
2,73 . 3,68 21,276 0,68 0,14
1,88 . 4,23 -11,229 -0,17 -0,04
1,4 . 4,49 -26,595 -0,65 -0,13
0,93 . 5 -56,736 -1,12 -0,23
0,48 . 5,45 -83,331 -1,57 -0,32
0,03 . 6,17 -125,883 -2,02 -0,42
. 0,98 6,66 -154,842 -3,03 -0,63
. 1,96 7,32 -193,848 -4,01 -0,83
0,001 3,43 . 3,33 41,961 1,38 0,28
2,7 . 3,63 24,231 0,65 0,13
1,86 . 4,3 -15,366 -0,19 -0,04
1,38 . 4,57 -31,323 -0,67 -0,14
0,9 . 5,06 -60,282 -1,15 -0,24
0,43 . 5,72 -99,288 -1,62 -0,33
0,03 . 6,31 -134,157 -2,02 -0,42
. 0,98 6,96 -172,572 -3,03 -0,62
. 1,98 7,56 -208,032 -4,03 -0,83
154
APENDICE E- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P2 (LVAd) - horizonte Bw
1
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 2,85 . 3,57 49,053 2,75 0,65
1,88 . 3,87 31,323 1,78 0,42
1,39 . 4,09 18,321 1,29 0,30
0,9 . 4,2 11,82 0,8 0,19
0 . 4,98 -34,278 -0,1 -0,02
. 0,98 6,54 -126,474 -1,08 -0,3
. 1,98 7,17 -163,707 -2,08 -0,49
0,01 2,38 . 3,55 50,235 2,28 0,54
1,73 . 3,7 41,37 1,63 0,38
1,33 . 3,92 28,368 1,23 0,29
0,9 . 4,12 16,548 0,8 0,19
0 . 5,14 -43,734 -0,1 -0,02
. 0,98 6,98 -152,478 -1,08 -0,25
. 1,96 7,63 -190,893 -2,06 -0,48
0,001 2,38 . 3,35 62,055 2,28 0,54
1,73 . 3,56 49,644 1,63 0,38
1,33 . 3,81 34,869 1,23 0,29
0,88 . 4,01 23,049 0,78 0,18
0 . 5,22 -48,462 -0,1 -0,02
. 0,98 7,27 -169,617 -1,08 -0,25
. 1,98 8,08 -217,488 -2,08 -0,49
155
APENDICE F- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos
do perfil P2 (LVAd) – horizonte Bw
2
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 2,88 . 3,63 128,247 3 0,69
1,88 . 3,91 111,699 2 0,46
1,39 . 4,1 100,47 1,51 0,35
0,9 . 4,4 82,74 1,02 0,24
0,43 . 4,98 48,462 0,55 0,13
0 . 5,84 -2,364 0,12 0,03
. 0,98 6,65 -50,235 -0,86 -0,20
. 1,98 7,02 -72,102 -1,86 -0,43
0,01 2,4 . 3,37 143,613 2,52 0,58
1,78 . 3,73 122,337 1,9 0,44
1,3 . 3,92 111,108 1,42 0,33
0,88 . 4,19 95,151 1 0,23
0,43 . 4,79 59,691 0,55 0,13
0 . 5,92 -7,092 0,12 0,03
. 0,98 6,93 -66,783 -0,86 -0,20
. 1,96 8,34 -150,114 -1,84 -0,42
0,001 2,15 . 3,2 153,66 2,27 0,53
1,6 . 3,5 135,93 1,72 0,40
1,18 . 3,67 125,883 1,3 0,30
0,78 . 3,9 112,29 0,9 0,21
0,38 . 4,34 86,286 0,5 0,12
0 . 6,11 -18,321 0,12 0,03
. 0,98 7,22 -83,922 -0,86 -0,20
. 1,96 8,55 -162,525 -1,84 -0,43
156
APENDICE G- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P3 (LAd) – horizonte Ap
KCl [H+[ [OH-[ pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 3,85 . 3,29 37,233 2,05 0,48
2,86 . 3,39 31,323 1,06 0,25
1,88 . 3,87 2,955 0,08 0,02
1,39 . 4,15 -13,593 -0,41 -0,10
0,93 4,66 -43,734 -0,87 -0,20
0,43 5,03 -65,601 -1,37 -0,32
0,05 . 5,71 -105,789 -1,75 -0,41
. 0,98 6,37 -144,795 -2,78 -0,65
. 1,98 6,82 -171,39 -3,78 -0,89
0,01 3,15 . 3,21 41,961 1,35 0,32
2,38 . 3,35 33,687 0,58 0,14
1,83 . 4,08 -9,456 0,03 0,01
1,38 . 4,2 -16,548 -0,42 -0,10
0,93 . 4,77 -50,235 -0,87 -0,20
0,44 5,21 -76,239 -1,36 -0,32
0,05 5,86 -114,654 -1,75 -0,41
. 0,98 6,77 -168,435 -2,78 -0,65
. 1,98 7,24 -196,212 -3,78 -0,89
0,001 3,15 . 3,18 43,734 1,35 0,32
2,4 . 3,28 37,824 0,6 0,14
1,85 . 4,13 -12,411 0,05 0,01
1,38 . 4,2 -16,548 -0,42 -0,10
0,9 . 4,87 -56,145 -0,9 -0,21
0,43 5,27 -79,785 -1,37 -0,32
0,03 6,17 -132,975 -1,77 -0,42
. 1 6,91 -176,709 -2,8 -0,66
. 1,98 7,49 -210,987 -3,78 -0,89
157
APENDICE H- Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P3 (LAd) - horizonte Bw
1
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 1,85 . 3,53 69,147 1,68 0,44
1,36 . 3,56 67,374 1,19 0,31
0,88 . 3,99 41,961 0,71 0,19
0,4 . 4,23 27,777 0,23 0,06
0,09 . 5,03 -19,503 -0,08 -0,02
. 0,98 6,48 -105,198 -1,15 -0,30
. 1,98 6,98 -134,748 -2,15 -0,57
0,01 1,25 . 3,28 83,922 1,08 0,28
0,88 . 3,34 80,376 0,71 0,19
0,78 . 3,76 55,554 0,61 0,16
0,35 . 4,16 31,914 0,18 0,05
0,08 . 5,06 -21,276 -0,09 -0,02
. 0,98 6,76 -121,746 -1,15 -0,30
. 1,97 7,27 -151,887 -2,14 -0,56
0,001 1,15 . 3,18 89,832 0,98 0,26
0,75 . 3,2 88,65 0,58 0,15
0,7 . 3,67 60,873 0,53 0,14
0,33 . 3,94 44,916 0,16 0,04
0,06 . 5,16 -27,186 -0,11 -0,03
. 1 7,03 -137,703 -1,17 -0,31
. 1,98 7,66 -174,936 -2,15 -0,57
158
APENDICE I - Dados experimentais derivados das curvas de titulação potenciométrica e parâmetros eletroquímicos do
perfil P3 (LAd) - horizonte Bw
2
KCl [H+] [OH-] pH Potencial elétrico Carga elétrica líquida Densidade de cargas
mol L
-1
cmol dm
-3
cmol dm
-3
mV cmol dm
-3
cmol.10
-7
cm
-2
0,1 1,88 . 3,95 122,337 2,03 0,44
1,39 . 4,19 108,153 1,54 0,34
0,9 . 4,56 86,286 1,05 0,23
0,43 . 5,08 55,554 0,58 0,13
0,03 . 5,95 4,137 0,18 0,04
. 0,98 6,95 -54,963 -0,83 -0,18
. 1,97 7,36 -79,194 -1,82 -0,40
0,01 1,75 . 3,72 135,93 1,9 0,42
1,3 . 3,87 127,065 1,45 0,32
0,88 . 4,23 105,789 1,03 0,23
0,43 . 4,89 66,783 0,58 0,13
0,03 . 5,98 2,364 0,18 0,04
. 0,97 7,21 -70,329 -0,82 -0,18
. 1,95 7,9 -111,108 -1,8 -0,40
0,001 1,63 . 3,53 147,159 1,78 0,39
1,18 . 3,66 139,476 1,33 0,29
0,83 . 4,02 118,2 0,98 0,21
0,38 . 4,31 101,061 0,53 0,12
0,03 . 6 1,182 0,18 0,04
. 0,98 7,34 -78,012 -0,83 -0,18
. 1,98 8,07 -121,155 -1,83 -0,40
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