reaÇÕes e interaÇÕes de micronutrientes no solo

REAÇÕES E INTERAÇÕES DE MICRONUTRIENTES NO SOLO*

por Otávio António de Camargo

1. INTRODUÇÃO

O conhecimento da ocorrência, reação e movimento no solo é de muita importânciapara se analisar o comportamento dos micronutrientes no sistema solo-planta. A ocorrênciaestá muito ligada ao material de origem, ao intemperismo e à ação dos fatores formadoresdo solo que não será tratado aqui. As reações têm muito a ver com a solubilidade dosminerais que os contêm e com a existência de material orgânico e inorgânico, cujos radicaise superfícies propiciam o meio adequado para o controle da disponibilidade e movimentaçãodesses elementos na solução do solo. A maneira dinâmica como esses fatores interagemestá representada na Figura 1, adaptada de LINDSAY (1972). Na figura, a reação 1 mostraa absorção do nutriente pela planta da solução do solo e, a 2, uma pequena liberaçãoinversa que pode ocorrer. Os íons da solução do solo são tamponados por aqueles adsorvidosnas superfícies coloidais ou retidos nos lugares de troca iônica (reações 3 e 4). Por outrolado, se a solução do solo torna-se supersaturada com relação a determinado mineral, ele seprecipita até que seja atingido um equilíbrio (reação 5). De maneira semelhante, se asolução torna-se insaturada com relação a qualquer mineral presente no solo, ele podedissolver-se até um ponto de equilíbrio (reação 6). As reações 7 e 8 representam a matériaorgânica e os microorganismos como fatores que também afetam as relações de equilíbriono solo. A absorção de nutrientes por microorganismos e sua morte, e a decomposição damatéria orgânica podem alterar a quantidade dos elementos na solução do solo.

Em vista de sua importância agronômica, serão tecidas nesse artigo consideraçõessobre o comportamento no solo dos micronutrientes boro, cobre, ferro, manganês,molibdênio e zinco.

Figura 1. Representação do equilíbrio dinâmico dos micronutrientesno solo (adaptada de LINDSAY, 1972).

2. PRINCÍPIOS GERAIS SOBRE O COMPORTAMENTO DOS MICRONUTRIENTES NO

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SOLO

2.1. Aspectos gerais

Os mecanismos principais que controlam os níveis dos micronutrientes na solução dosolo são a adsorção e a precipitação. A adsorção pode ser reversível, parcialmente reversívelou irreversível, e ocorre na superfície coloidal segundo diversos mecanismos envolvendo ounão troca iônica. A precipitação depende da quantidade do mineral em equilíbrio na soluçãodo solo. Os mecanismos que interagem em ambos os processos são diferentes; entretanto, émuito difícil distingui-los experimentalmente. LINDSAY (1979) considera que a adsorção e aatividade de microorganismos são fatores importantes no controle do nível demicronutrientes na solução do solo, mas afirma que a fase mineral é o agente controladorfundamental da quantidade dos elementos na solução.

2 2. Adsorção

A adsorção dos micronutrientes é um processo de união deles com as superfíciescoloidais do solo suficientemente forte para ser considerado importante no controle da suaquantidade e movimentação na solução do solo e, conseqüentemente, na sua disponibilidadepara as plantas.

A adsorção ocorre em resposta a: concentração do íon em solução; concentração deelementos competidores pelos locais de adsorção; concentração de íon hidrogênio eformação e destruição de quelatos orgânicos e complexos inorgânicos. Na fração mineral, osconstituintes importantes na adsorção são os minerais de argila e os óxidos cristalinos ouamorfos de ferro, alumínio e manganês. Os minerais de argila têm cargas negativasprovenientes de substituição isomórfica e que atraem cátions. Por outro lado, apresentamoxigênio ou hidroxilas, ligadas a silício ou alumínio, que estão nas arestas onde pode havercomplexação de OH- ou dissociação de H+, criando cargas negativas onde cátions podem seradsorvidos e ânions sofrem repulsão. Da mesma maneira, pode haver adsorçãohidrogeniônica ou dissociação de hidroxila formando carga positiva onde podem seradsorvidos ânions por simples atração eletrostática. Essas últimas cargas negativas epositivas descritas são dependentes do pH da solução e, assim, de maneira geral, quando opH aumenta, aumentam as cargas negativas e diminuem as positivas, então a adsorção decátions aumenta e a de ânions diminui. Para os óxidos existe um mecanismo similar a esteúltimo, sendo a criação de cargas positivas ou negativas na superfície também dependentedo pH.

Existe outro tipo de mecanismo pelo qual os cátions ou os ânions podem seradsorvidos nos óxidos de ferro, alumínio e manganês que não por uma simples atraçãoeletrostática. Neste processo, uma forma hidrolisada do cátion parece ter a preferência dasuperfície adsorvente e QUIRK & POSNER (1975) sugeriram que tal adsorção implica aformação de uma estrutura anelar que pode ser considerada como uma extensão dasuperfície do óxido. Para o ânion molibdato, o íon oxigênio da superfície do óxido pode serdeslocado por ele, constituindo também uma extensão dessa superfície (BOHN et alli, 1979).

A fração orgânica do solo também exibe propriedades de adsorção. Ela tem umaafinidade muito grande pelos cátions e normalmente se correlaciona com a quantidadedesses no solo (HODGSON, 1963). A matéria orgânica oferece sítios para a troca de cátions,mas sua grande afinidade com os metais é devida a ligantes ou grupos que formam quelatosou complexos com esses metais. Os principais grupos funcionais que tomam parte nasreações são os carboxílicos, fenólicos, alcoólicos, enólicos e alguns tipos de carbonila (C=O)(STEVENSON & ARDAKANI, 1972). HODGSON (1963) e RANDHAWA & BROADBENT (1965)sugeriram que os ácidos húmico e fúlvico têm papel importante na adsorção do zinco e docobre. Tanto RANDHAWA & BROADBENT (1965) para o ácido húmico, como SCHNITZER &SKINNER (1966) para o ácido fúlvico, mostraram que a adsorção de zinco variava com o pHe que, então, este fato refletia uma competição com o H+.

2 3. Formas químicas dos elementos no solo

Os micronutrientes podem se encontrar no solo tanto complexados com a parteorgânica como na forma inorgânica. Estas formas estão distribuídas tanto na fase sólidacomo na líquida. A concentração dos elementos na fase líquida é determinada pela


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solubilidade da forma menos solúvel presente no sistema. Essa solubilidade varia de 10-6 a10-9 M para os micronutrientes.

A fração orgânica do solo é muito complexa e compõe-se de uma grande variedadede compostos solúveis e insolúveis que são capazes de reagir com os micronutrientes. Osradicais carboxílicos, fenólicos e outros são ligantes importantes para a complexação doselementos. A estrutura exata dos complexos formados não é bem conhecida, mas modelostêm sido propostos, como estes a seguir:

ou

Diversos constituintes orgânicos do solo, como aminoácidos, ácidos mono, di etricarboxílicos, polifenóis, podem reagir com os diversos elementos, entretanto, devido àmaior porcentagem dos ácidos fúlvicos e húmicos na matéria orgânica do solo, acontribuição deles na complexação dos elementos é maior. STEVENSON & ARDAKANI (1972)afirmam que combinações de metal e matéria orgânica insolúveis são aquelas associadas aoácido húmico e que as com o ácido fúlvico ou os ácidos orgânicos dão origem a complexosmais solúveis em água.

As formas inorgânicas dos elementos no solo têm sido identificadas ou através dautilização da energia livre de formação dos minerais (LINDSAY, 1979), ou através do produtode solubilidade (LINEVSAY, 1972; STREET et alii, 1977). Ambos os procedimentos utilizamprincípios básicos de equilíbrio químico para predizer as concentrações dos elementos emdeterminadas condições, e nos casos onde as concentrações medidas do elemento seapresentarem como aquelas preditas, presume-se que aquela forma usada nos cálculos é aque esteja presente ou dominante no sistema. Um obstáculo sério a esse método é a faltade dados termodinâmicos adequados para os cálculos, o que é comum para muitos dosminerais presentes no solo. Portanto, a não inclusão deles em determinadas situações podelevar a conclusões pouco confiáveis sobre quais compostos no solo estão controlando aconcentração dos elementos em solução. Este problema levou alguns pesquisadores (TARDY& GARRELS, 1977; MATTIGOD & SPOSITO, 1978) a formularem métodos empíricos para aestimativa da energia livre de formação destes minerais, podendo, assim, incluir as espéciesmais relevantes do sistema em estudo.

Outro problema associado com a utilização de princípios básicos para predizer aconcentração dos nutrientes é a definição precisa da forma química do elemento na solução.Os elementos na solução existem como radical ou metal iônicos ou podem formar íonscomplexos ou moléculas com os constituintes orgânicos e inorgânicos do sistema. Algunsexemplos desses complexos estão na Tabela 1.

Tabela 1. Alguns complexos inorgânicos de cátions divalentes que podem se formar nasolução do solo.

LiganteSO4

2- OH PO43-

(Complexos)1


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MHSO4+ M(OH)+ MH2PO4

+

MSO40 M(OH)20 M(H2PO4)20

M(OH)3- MHPO40

1 M representa um cátion divalente (Zn2+, Fe2+, Cu2+).

O fenômeno da quelação dos metais no solo é muito importante porque ele aumentaa solubilidade desses metais, aumentando, conseqüentemente, a sua mobilidade tanto pordifusão como por fluxo de massa. Existem vários fatores que contribuem para a estabilidadedos quelatos no solo (LEHMAN, 1963). O número de anéis formados por uma molécula doagente quelante com o íon metálico, o tamanho dos anéis e a natureza dos átomos doadoresde elétrons são fatores de estabilidade de fundamental importância. Outros fatores ligadosdiretamente com o ambiente onde ocorre a reação são importantes na estabilidade dosquelatos. Entre eles destaca-se o pH do meio. Uma vez que o agente quelante é uma basede Lewis, ele reagirá com um ácido de Lewis, formando uma ligação covalente coordenadainclusive com o íon hidrogênio. O íon hidrogênio é capaz de competir com o íon metálico pelomesmo lugar do quelante nos casos em que a constante de equilíbrio é muito baixa.

Modelos para computador têm sido descritos para simular o equilíbrio químico dasdiversas formas em solução com os vários elementos. Um modelo bem completo foi descritopor SPOSITO & MATTIGOD (1980), o qual simula os seguintes tipos de reações queprovavelmente ocorram no solo: equilíbrio ácido-base, formação de complexos com ligantesorgânicos e inorgânicos, reações de dissolução-precipitação, reações redox e reações deadsorção e troca iônica.

2.4. Fatores que influenciam na retenção dos micronutrientes no solo

Os micronutrientes aplicados ao solo são retidos pelos diversos componentesorgânicos e inorgânicos através de adsorção iônica ou molecular ou por precipitação emformas pouco solúveis. A capacidade do solo de reter o micronutriente depende das suaspropriedades químicas, físicas e biológicas, assim como da forma química com que onutriente foi aplicado. Embora os mecanismos de retenção não sejam totalmenteconhecidos, certas generalizações sobre a influência de determinados fatores na retençãopodem ser feitas. Dentre os fatores que influem na retenção dos micronutrientes podem sercitados: textura, pH, umidade, teor de matéria orgânica, teor de óxidos de ferro, de alumínioe de manganês, espécie e concentração dos constituintes na solução do solo e suavelocidade de percolação.

FULLER et alii (1976) e KORTE et alii (1976) estudaram, entre outros elementos, aretenção do cobre e do zinco em solos com ampla variação do teor de argila e constataramuma alta correlação positiva entre os dois parâmetros. Notaram também correlação com osóxidos de ferro.

Normalmente, a solubilidade e, conseqüentemente, a movimentação dosmicronutrientes catiônicos (cobre, ferro, manganês e zinco), aumenta com a diminuição dopH do solo. De maneira inversa, a mobilidade do ânion MoO2-

4 aumenta com o aumento dopH. Um trabalho feito por CAMARGO et alii (1982) mostrou que, de maneira geral, os teoresde cobre, ferro, manganês e zinco solúveis em DTPA de solos do Estado de São Paulodiminuíram com o aumento do pH quando se adicionou calcário.

A umidade também influi na capacidade de retenção por afetar as reações redox.BINGHAM et alii (1976) e BINGHAM (1985) mostraram que sob condições redutoras asolubilidade do cádmio, do cobre e do zinco diminue e a do feno e do manganês aumenta.CAMARGO et alii (1982) encontraram uma diminuição dos teores de cobre, ferro, manganêse zinco extraídos com DTPA quando amostras de diversos solos foram incubadas com água àcapacidade de campo por sessenta dias.

Os elementos competem entre si e com outros compostos orgânicos e inorgânicos porlugares de adsorção ou por ligantes complexantes disponíveis. Assim, a retenção dosnutrientes não é afetada apenas pela sua concentração na solução, mas também pelaconcentração de todos os outros constituintes do sistema (DONER, 1978; MATTIGOD et alii,


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1979).

2.5. Movimento

A mobilidade do micronutriente no solo pode variar muito. Alguns deles, como ocobre e o zinco, são fortemente retidos na fase sólida do solo, enquanto alguns não sãoadsorvidos ou, às vezes, são mesmo excluídos pelas cargas negativas dos sólidos, como é ocaso do íon cloreto. Quando um íon move-se em direção à raiz de uma planta ou para baixono perfil do solo em direção ao aqüífero, basicamente dois mecanismos agem no seumovimento: a difusão e o fluxo de massa (BARBER, 1962).

2.5.1. Difusão

A difusão, que significa espalhamento, é causada pela agitação térmica ao acaso daspartículas no seio da solução do solo. Assim, por causa desse movimento, qualquerirregularidade de concentração num líquido em repouso tende a desaparecer. A força motrizda difusão é a diferença de concentração de soluto existente entre dois pontos na massa dolíquido. Assim, a taxa de difusão varia diretamente com essa diferença de concentração einversamente com a distância que separa os pontos em questão. Esse fenômeno pode serdescrito pela primeira lei de Fick:

J = -Do∂C/∂x (1)

onde:

J = fluxo de íons ou a quantidade de íons difundida pela unidade de tempo (g.cm-2.h-1);Do = coeficiente de difusão (cm2.h-1);C = concentração do soluto na solução do solo (g.cm-3);x = distância percorrida pelo íon no solo (cm).

O sinal negativo é necessário para que a difusão seja realizada da concentração maisalta para a mais baixa, sendo que o gradiente ∂C/∂x (corrigido apenas para a direção x) énegativo. Deve ser observado também que Do é um coeficiente e não uma constante, umavez que varia com a temperatura e com a própria concentração.

Conforme os íons e moléculas difundam-se na solução em um meio poroso, diversosparâmetros físicos, químicos, mineralógicos e geométricos devem ser levados emconsideração. Ao invés de Do, para solo deve ser usado Dρ, que é o coeficiente de difusãode compostos no solo levando em consideração aqueles parâmetros (OLSEN & KEMPER,1968). Então:

Dρ = Do(L/Le)2 Aaγ (2)

Onde:L = distância macroscópica linear entre dois pontos no solo (cm);Le = distância real entre dois pontos que a partícula caminha (cm);A = área seccional do cilindro imaginário que liga os dois pontos (cm2);

a = coeficiente que leva em consideração a mobilidade relativa da água;γ = fator responsável pela adsorção negativa.

Então, inserindo-se Dρ na equação (1) tem-se:

J = θDρ ∂C/∂x (3)

onde:θ = teor de água por volume de solo.

2.5.2. Fluxo de massa


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O fluxo de massa, também conhecido como convecção, é o mecanismo de movimentodas partículas em solução que também envolve o movimento da fase líquida do solo. Emdiversas situações esse mecanismo é muito importante para o movimento dosmicronutrientes no solo. Por exemplo, quando a água da chuva ou de irrigação move-se parabaixo no perfil do solo carrega solutos com ela. Por outro lado, a evaporação e a transpiraçãocausam movimento da água e com isso o movimento de íons para a superfície do solo oudas raízes. No caso da convecção, o fluxo de nutrientes não adsorvidos dependerá do fluxoda solução e da sua concentração:

J = q.C (4)

onde:

q = fluxo da solução do solo (cm.h-1);

C = concentração da solução (g.cm-3).

Se não for considerada mistura no contato entre uma solução e a água do solo(concentração muito baixa), nesta região, cada uma manterá sua concentração conforme afase fluida se move ou para baixo ou em direção à raiz, e assim a solução levaria os íons auma distância QD/θ, onde QD representaria a quantidade de água movendo-se e θ o teor deágua no solo.

Entretanto, existe sempre uma mistura de soluto na zona de contato de ambas as soluções ea essa situação dá-se o nome de dispersão.

2.5.3. Dispersão

Num meio poroso, a mistura de soluto no contato das duas soluções causada pelomovimento do solvente é chamada de dispersão hidrodinâmica. Atribui-se a trêsmecanismos principais as causas da dispersão. O primeiro é devido ao fluxo do líquido sermaior no centro do poro que na sua periferia, por causa da maior resistência à fricção juntoas paredes da fase sólida. O segundo é uma conseqüência do primeiro, ou seja, o fluxo émaior nos poros maiores. Finalmente, como o fluxo no solo ocorre ao longo de linhastortuosas, caminhos de diferentes extensões devem ser percorridos pelo íon, o que darádiferentes fluxos por unidade de comprimento do solo.

A difusão também ocorre na zona de contato entre as duas soluções, causandomistura de soluto, mas como não é possível separar a dispersão hidrodinâmica da difusão,elas são consideradas aditivas. Nestas condições, um termo que leva em consideração ofluxo de massa deve ser adicionado à equação (3)

J = -θD ∂C/∂x + q.C (5)

onde:

D = coeficiente combinando difusão e dispersão hidrodinâmica (cm2.h-1).

Em condições transitórias, uma equação pode ser deduzida através do uso daprimeira lei de Fick e da equação da continuidade. Esta última estabelece que a mudança naquantidade de um certo composto em solução, em função do tempo, deve ser igual àdiferença entre o fluxo de entrada e de saída do composto no elemento de volume atravésdo plano de contato entre as soluções, ou:

∂(θC)/∂t = - ∂/∂x (J) (6)

onde:

t = tempo.


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Substituindo J na equação (6) pela equação (5), tem-se:

∂(θC)/∂t = ∂/∂x(θD . ∂C/∂x - q.C) (7)

Supondo-se θ e D constantes e dividindo ambos os membros por θ a equação (7) fica:

∂C/∂x = D∂2C/∂x2 - v ∂C/∂x (8)

onde:

v = q/θ = velocidade média da água no poro (cm.h-1).

Assume-se aqui normalmente que D é independente de v, mas realmente eledepende dos valores que v possa assumir. Este modelo, chamado modelo convecção-dispersão unidimensional, é usado para um soluto não destruído que move-se através de ummeio poroso de comprimento 1, no qual o fluxo da água é estável (NIELSEN & BIGGAR,1962). A técnica usada para estes estudos é a do deslocamento miscível (NIELSEN &BIGGAR, 1961).

Os diferentes íons e moléculas no solo tomam parte em diversos outros processosalém da absorção pela planta. Processos como mineralização e imobilização, adsorção edessorção, dissolução e precipitação, fertilização e a própria absorção também determinam adistribuição dos componentes com o espaço e o tempo e, assim, afetam o balanço dasquantidades que entram e saem do elemento de volume considerado. Um termo responsávelpor esses processos deve então ser adicionado à equação (8), que fica:

∂C/∂t = D ∂2C/∂x2 - v ∂C/∂x - ρ/θ∂S/∂t

onde S representa um dos processos e ρ a densidade global do solo (g.cm-3).

Como conclusão geral, em termos mais práticos, pode-se afirmar que a absorção denutrientes pelas raízes depende do movimento dos íons às suas superfícies tanto por fluxode massa como por difusão. Quando a contribuição por fluxo de massa para o transporte deíons é significativa, ela depende da adsorção do íon pelo solo, sendo maior para os íons quesão menos adsorvidos.

2.5.4. Fatores que afeiam o transporte de íons

Serão tecidas aqui algumas considerações sobre os fatores que afetam o transportedos íons às raízes ou por lixiviação, na tentativa de, descritivamente, explicar consideraçõesfeitas nos itens anteriores.

O primeiro fator a ser tratado é a absorção de água ou de nutrientes pelas raízes. Àmedida que a água é transpirada pelas folhas das plantas, forma-se um gradiente depotencial ao longo dela, tendo como resultado um abaixamento do potencial na zonaradicular. Dependendo das condições de umedecimento do solo, esse abaixamento pode sersuficiente para provocar um fluxo da solução de um determinado ponto do solo para a zonaradicular. Esse movimento da solução leva consigo os nutrientes para a superfície da raiz.Dependendo da taxa de absorção dos nutrientes pela planta, mesmo que não haja fluxo demassa, pode ser criado um gradiente de concentração entre a zona radicular, que seriaesgotada pela absorção, e um ponto fora dela, que teria uma concentração maior. Quando ofluxo de massa intenso e a absorção lenta de um determinado íon interagem, pode haveracúmulo do íon na superfície da raiz, havendo assim a criação de um gradiente deconcentração contrário ao anterior, provocando um movimento por difusão do íon da zonaradicular para um determinado ponto no solo.

A reação do íon com o solo é outro fator de acentuada importância, comandando seumovimento. Se um íon, por causa de seu tamanho ou de sua carga, é fortemente ligado àsuperfície sólida dos colóides do solo, a proporção de seu movimento comparado com o fluxoda água é largamente determinada pelo coeficiente de adsorção. O coeficiente de difusão doCu2+, do Mn2+ e do Zn2+ em argila diminui em até dez vezes com o aumento da capacidadede troca da argila (ELLIS et alii, 1970a). A precipitação de compostos insolúveis também


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altera a concentração dos íons no solo e, muitas vezes, mantém essa concentração a níveismais baixos do que aqueles que poderiam ser preditos pela adsorção.

A dessorção é o mecanismo pelo qual o íon na superfície do solo passa para asolução, aumentando assim sua concentração nela. Assim, quando existe absorção pelasraízes das plantas diminuindo a concentração na solução do solo, este mecanismo deve agirpara, o mais rapidamente possível, reabastecer a solução. Mecanismo semelhante acontececom a dissolução de compostos do íon, no solo. Logo que a concentração do íon cai aquémdo produto de solubilidade de um composto relativamente insolúvel do íon, mais dele virápara a solução.

Agentes quelantes podem influenciar o transporte de íons pelo menos por trêsmaneiras diferentes (WILKINSON, 1972): formando um quelato maior que o íon,prejudicando a difusão; diminuindo a habilidade do íon em reagir com a superfície sólida dosolo, permitindo que uma maior concentração fique em solução; e aumentando suaconcentração em solução por alterar a solubilidade de compostos pouco solúveis.

O pH do solo, alterando todas essas reações, é um fator que deve sempre ser levadoem consideração no movimento de íons.

A umidade também é fator decisivo no transporte de íons, pois é a água queproporciona o principal meio para este transporte. Assim, a área seccional dos poros éaumentada com o teor de água. A tortuosidade ((L/Le)2) é diminuída com o aumento daumidade e KLUTE & LETEY (1958) assinalam que a taxa de difusão diminui até 6 vezesquando a tensão da água é de 1 atm e até 25 vezes quando a água é retida a 15 atm.

3. QUÍMICA DOS MICRONUTRIENTES NO SOLO

Os solos diferem bastante quanto à quantidade de micronutrientes que eles contêm.Cada solo possui propriedades que interferem diferentemente no comportamento de cadaelemento. Por isso, é interessante que se teçam considerações sobre cada elemento emseparado para que se possa colocar em destaque aspectos fundamentais e principais dainteração solo-nutriente.

3.1. Boro

3.1.1. Reação no solo

O boro, abaixo de pH 7,0, é encontrado no solo principalmente como B(OH)3 e

apenas acima desse valor de pH é que a espécie B(OH)4- começa a aparecer. Pouco se sabesobre as espécies minerais que controlam sua solubilidade, mas, como referência, os níveisde boro no solo correspondem à reação:

Solo-B B(OH)30 log k0 = -5,8

A maioria dos trabalhos na literatura refere-se ao boro como adsorvido nassuperfícies das partículas coloidais do solo. Os hidróxidos de ferro e de alumínio adsorvemgrandes quantidades de boro (McPHAIL et alii, 1972), tendo uma adsorção máxima entre pH7,0 a 9,0. É também adsorvido por diversos minerais de argila, os quais apresentamdiferentes capacidades de adsorvê-lo (KEREN & MEZUMAN, 1981). Tudo indica que nestesminerais ele é adsorvido preferentemente nas arestas do cristal do que na superfície planar.Tanto nestas arestas como na superfície dos óxidos existem íons que não estão totalmentecoordenados com o oxigênio da estrutura do mineral, onde H+ e OH- podem ser adsorvidosreversivelmente, determinando um potencial de superfície (PARKS, 1968) e uma cargavariável, que seria neutralizada por íons de carga oposta presentes na solução. KEREN &O'CONNOR (1982) acreditam que esse mecanismo é insuficiente para explicar a adsorção doboro e que ele deve ser adsorvido por um mecanismo de adsorção específica, envolvendotroca de ligantes, onde o composto de boro desloca uma OH- da superfície e forma ligaçõescovalentes com o cátion da estrutura, como mostrado no exemplo em seguida:


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Nestas condições, a adsorção ocorre qualquer que seja a carga da superfície.

A matéria orgânica também adsorve boro e o mecanismo pode ser parecido com odelineado anteriormente para minerais onde existe deslocamento de OH-.

Diversas propriedades do solo influenciam a adsorção do boro: pH, quantidade deóxidos de ferro e de alumínio, teor de argila, superfície específica e quantidade de matériaorgânica. CATANI et alii (1971), estudando a adsorção de boro por um Latossolo Vermelho-Escuro orto e um Podzólico Vermelho-Amarelo, mostraram que a quantidade do elementoadsorvida aumentava com o pH. ELRASHIDI & O'CONNOR (1982) determinaram que amatéria orgânica, a capacidade de troca de cátions e a quantidade de Fe2O3 foram capazesde predizer 90% da variância nos valores do boro adsorvido.

3.1.2. Movimento no solo

Para o composto H3BO3 o valor de difusão para o boro na água é de 10,1 x 10-6

cm2.s-1 (ELLIS et alii, 1983) e no solo SULAIMAN & KAY (1972) encontraram uma média de2,5 x 10-6 cm2.s-1.

Qual mecanismo predomina no transporte do boro ainda não está bem estabelecidona literatura, sendo que OLIVER & B ARBER (1966) relatam o fluxo de massa comoimportante e SULAIMAN & KAY (1972) e SCOTT et alii (1975) enfatizam a importância dadifusão. O trabalho de SULAIMAN & KAY (1972) é muito importante, uma vez que essesautores encontraram que num solo onde foi adicionada uma pequena quantidade de boro, aquantidade do elemento que difundiu para um local de absorção foi menor que quandotratado só com água. Esse fato é muito importante, pois se a quantidade de boro adicionadaa um solo não for suficiente para aumentar sua concentração em solução e suadisponibilidade à planta, ela será nociva, pois poderá diminuir o boro que difunde para osistema radicular, prejudicando sua absorção.

Como o boro é mais fortemente adsorvido que os íons cloreto ou nitrato, porexemplo, pode-se dizer que sua lixiviação não é tão intensa quanto a desses íons, mas bemmaior que a de fósforo. O boro nativo, entretanto, encontra-se em compostos que o liberammuito vagarosamente para a solução, assim, neste caso, a lixiviação também não deve serintensa.

3.2. Cobre

3.2.1. Reações no solo

Abaixo de pH 8 as formas Cu2+, Cu2(OH)22+ e CuOH+ são as mais comuns nasolução do solo, sendo que a primeira é encontrada em maior proporção abaixo de pH 7,3(LINDSAY, 1972). Complexos também são encontrados em pequenas quantidades,principalmente CuCl+ e CuSO4

0. A reação:

Cu2+ + solo-H Solo-Cu + 2h+

permitiu que NORVELL & LINDSAY (1969) medissem uma constante de equilíbrio echegassem numa equação:


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log Cu2+ = 2,8 - 2pH

que representa uma importante relação que dá aproximadamente a concentração de Cu2+

mantida em solução no solo a diferentes valores de pH.

O cobre aparece no solo na forma complexada e os complexos orgânicos formadossão relativamente mais abundantes que os inorgânicos. A associação do Cu2+ com omaterial orgânico é supostamente maior em solos ricos em matéria orgânica. A argila e amatéria orgânica são os componentes principais envolvidos na retenção do cobre no solo.Não é fácil discriminar o efeito de cada um, pois a matéria orgânica se acha intimamenteligada com a argila, formando um complexo argila-metal-matéria orgânica.

Além de outras evidências, a retenção seletiva de Cu2+ por ácidos húmicos e fúlvicos,em presença de resina trocadora de cátions, é uma das mais importantes, realçando areação entre o elemento e a parte húmica do solo. Esses ácidos formam complexos solúveise insolúveis no solo, mas no caso do Zn , os complexos formados com o ácido fúlvico, porele apresentar maior acidez e menor peso molecular, são mais solúveis. O cobre formacomplexos estáveis com esses ácidos, principalmente por causa de seu alto teor em gruposfuncionais com oxigênio, como os carboxílicos e fenólicos (STEVENSON & ARDAKANI, 1972).Segundo STEVENSON & FITCH (1981), o ácido húmico liga-se mais fortemente que o fúlvicocom o íon cobre e tem implicação importante nos mecanismos pelos quais o cobre é mantidoem forma solúvel no solo. Em concentrações baixas de cobre na solução ele será imobilizadopelos ácidos húmicos. Entretanto, conforme os lugares de ligação forte vão sendo saturados,uma quantidade maior de cobre será solubilizada pelos ácidos fúlvicos ou compostosbioquímicos mais simples.

A tendência do cobre em formar complexo com os ácidos húmicos depende do pH. NaFigura 2, adaptada de WANG & STUMM (1987), este fato é mostrado e é interessante notarque a amplitude da ação complexante se estende por várias unidades de pH, ou seja, oácido húmico proporciona um tamponamento do íon metálico.

O cobre é também adsorvido por óxidos de ferro, alumínio e manganês, comoacontece com o zinco. Um ponto a ser destacado aqui também é a dependência da adsorçãoao pH do meio. Aumentando o pH aumenta, a adsorção de cobre pêlos óxidos.

Em solo, esta variação da adsorção com o pH merece alguns comentários. CAMARGOet alii (1982) encontraram, para a maioria dos solos do Estado de São Paulo estudados, umacorrelação negativa entre pH e Cu2+ solúvel em DTPA, sugerindo diminuição dadisponibilidade do elemento com aumento do pH. Entretanto, esse fato não deve sergeneralizado (JARVIS, 1981). Primeiro, porque em solo os óxidos muitas vezes apresentamcarga negativa a pH em que o óxido puro apresentaria carga positiva. Isto aconteceprovavelmente por causa de adsorção de matéria orgânica a eles, e cm superfícies negativasparece que a adsorção é menos sensível a variações do pH. Segundo, em solos que sofreramcalagem a mineralização da matéria orgânica é estimulada, liberando cobre para a solução.Por isso, é muito importante saber-se a maneira com que o cobre está ligado ao solo para sepoder predizer com maior clareza a relação entre pH e disponibilidade do elemento.


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Figura 2. Dependência ao pH da ligação metálica (Cu2+) pelo ácido húmico (adapatada de WANG & STUMM, 1987).

Parece que, como no caso do zinco, a presença de certos ânions, como fosfato, podecausar uma forte retenção do elemento, tornando-o menos solúvel.


PHILLIPS & ELLIS (1970) determinaram o coeficiente de difusão do cobre na água,tendo encontrado um valor de 10,9 x 10-6 cm2.s-1. No solo, ELLIS et alii (1970a)encontraram valores variando de 1-55 x 10-7 cm2.s-1. Esses valores, conforme será vistodepois, são bem maiores do que os do zinco. Assim, uma questão deve ser levantada aqui:se, normalmente, a concentração do Cu2+ é menor que a do Zn2+ em solução, porque adeficiência de cobre não é tão frequentemente encontrada como a de zinco? HODGSON etalii (1966) mostraram que os complexos orgânicos solúveis de cobre em solos ácidos deNova Iorque são muito mais abundantes que os complexos de zinco. Aparentemente, estacomplexação aumenta a concentração do cobre total em solução, aumentandoconseqüentemente seu transporte até as raízes das plantas.

A convecção é responsável por 95% do transporte do cobre até o local de absorção (OLIVER& BARBER, 1966). Apesar desse mecanismo ser efetivo para movimentação a pequenasdistâncias, ele não parece sê-lo para grandes distâncias, quando o cobre move-se porlixiviação, ou seja, por intenso fluxo de massa. Entretanto, como ele se acha complexado aradicais orgânicos, pode ocorrer lixiviação, principalmente em solos arenosos.

3 3. Ferro


O ferro aparece em solução como as espécies Fe2+ , Fe3+ e seus produtos dehidrólise, FeOH2+ e Fe(OH)2+, sendo que acima de pH 8,0 a forma Fe(OH)4- é a maisabundante. O ferro dos silicatos do solo, durante o intemperismo, é oxidado a óxidos livres.Dos óxidos, o mais frequentemente encontrado é a goctita (SEGALEN, 1964), em todas asregiões do mundo, seguida cm condições aeróbicas pela hematita, considerada porSCHWERTMANN (1959) um produto tipicamente tropical. A presença desses óxidos no soloreveste-se de grande importância, pois são eles que praticamente governam a solubilidadedo elemento, junto com outros fatores, como complexação, hidrólise e condições de oxi-redução.

Como no caso do manganês, as reações redox são muito importantes nas relações desolubilidade das diversas espécies de ferro. A atividade eletrônica no solo controla a relaçãoFe3+/Fe2+ na solução, de acordo com a equação:

Fe3+ + e- Fe2+ log k0 = 13,04


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para a qual fica:

log Fe2+/Fe3+ = 13,04 - pe

quando pe = 13,04, a relação Fe2+/Fe3+ fica igual à unidade. A modificação de uma unidadeno pe causa uma alteração de dez vezes na relação.

Para o solo, uma reação do tipo:

Fe(OH)3(solo) + 3H+ + e- Fe2+ + H2O log k0 = 15,74

foi descrita por LINDSAY(1979), obtendo daí a relação:

log Fe2+ = 15,74 - (pe + pH) - 2pH

que descreve a atividade em solução da espécie de maior dominância nas condições redox ede pH encontradas no solo, que é o Fe2+.

Este íon Fe2+ forma complexo com a matéria orgânica, com constante de estabilidademaior do que a do Mn2+ e menor que a do Zn2+ e a do Cu2+ (IRVING & WILLIAMS, 1948).

Aqui também a habilidade de complexar das substâncias húmicas está ligada àpresença dos grupos carboxílico, fenólico e carbonilo. Nos estudos envolvendo complexaçãode Fe3+ com a matéria orgânica do solo, os resultados são complicados devido a reações deredução.

Esta ligação com a matéria orgânica é muito importante, uma vez que possibilitamovimentação de ferro através do solo, inclusive em direção à raiz, e evita sua precipitaçãoao pH em que normalmente ela aconteceria. Entretanto, existem muito poucas evidencias deque a complexação do ferro pela matéria orgânica do solo seja muito difundida (GOODMAN,1985).

A interação do Fe2+ com minerais de argila se dá, ou ocupando lugares de troca ou,como no caso da caulinita, se adsorvendo na superfície do tetraedro de sílica. O estudo destainteração é muito difícil, por causa da precipitação de óxidos de ferro na superfície domineral. Esta interação é muito importante para a Pedologia, mas, para o objetivo dopresente artigo, ela é de menor importância.

Em solos bem aerados, a sua química é controlada principalmente pelo pH e pelascondições redox do meio. Se os solos são bem aerados, aumentando-se o pH a níveis pertode 6,0 - 7,0, a quantidade de Fe2+ solúvel pode diminuir sensivelmente quando emcomparação com solos mais ácidos. Condições de redução momentâneas, em determinadassituações, podem elevar a concentração do Fe2+ na solução a ponto de constituir nível tóxicoà planta.


O coeficiente do Fe2+ na água é de 3,9 x 10-6 cm2.s-1 e do Fe3+ é de 5,7 x 10-6

cm2.s-1 (ELLIS et alii, 1983). Já no solo, ELLIS et alii (1970b) encontraram, para Fe2+,valores variando de 7-10 x 10-7 cm2.s-1 e, para o Fe3+ de 1,6-4,3 x 10-7 cm2.s-1.

O mecanismo pelo qual o ferro atinge a superfície radicular, segundo OLIVER &BARBER (1966), varia com as condições experimentais, mostrando que quando atranspiração era baixa a difusão sempre dominou o transporte.

As condições de lixiviação para o ferro são muito semelhantes às que serão descritaspara o manganês, não se entrando em detalhes aqui por não ser de interesse imediato.

3.4. Manganês



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O manganês ocorre em solução em diversas espécies, mas nas condições redoxencontradas em solos bem drenados, a espécie Mn2+ é a mais abundante, sendo as espéciesresultantes de hidrólise do manganês, Mn(OH)+ e Mn(OH)20, de menor importância. O Mn2+

pode formar complexos com os íons cloreto, sulfato, carbonato, formando espécies comoMnCl+, MnCO3

0 e MnSO40, que em certas circunstâncias podem assumir alguma importância

em solução.

As reações redox são de fundamental importância no que diz respeito aocomportamento do manganês no solo (LEEPER, 1947; CHENG & OUELLETTE, 1971). Arelação teórica de solubilidade dos minerais no solo influenciado pela oxi-redução é mostradana Figura 3, adaptada de LINDSAY (1978), obtida através das reações:

β-MnO2 + 4H+ + 2c- Mn2+ + 2H2O log k0 = 41,89

Mn2 - 2 H2O γ - MnOOH + 3H+ + e- log k0 = 41,89

_______________________________________________________________

β-MnO2 + H+ + c- γ - MnOOH 16,62

onde:

β-MnO2 = pirolusita

MnOOH = manganita

resultando:

pe + pH= 16,62

A pe + pH mais altos que 16,62 a pirolusita é o mineral mais estável. Abaixo destevalor a pirolusita fica instável com relação a MnOOH (manganita), que então passa acontrolar a solubilidade do Mn2+. Em ambientes mais redutores a haussmannita, Mn3O4,

torna-se a fase mais estável. A presença de CO2 também controla a solubilidade do Mn2+.Para as mesmas condições de pe + pH, um aumento na concentração de CO2 no ar emequilíbrio com a solução pode diminuir a linha de solubilidade do MnCO3, como mostrado naFigura 3.

A adsorção de Mn2+ por matéria orgânica parece ser importante e foi demonstradapela primeira vez por HEINTZE & MANN (1947), quando observaram que a extração domanganês era aumentada pelo uso de sais de cobre, zinco ou cobalto. Mais recentemente,usando métodos espectrofotométrico e polarográfico, GEERING et alii (1969) determinaramque 93% do manganês em solução estava em forma complexada pela matéria orgânica.


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Figura 3. Solubilidade teórica de minerais de manganês no solo emfunção das condições redox (pe + pH) para um solo a pH 7,0(adapatado de LINDSAY, 1978).

De maneira muito menos intensa que o cobre, contudo, o manganês parece associar-se, em certas condições, com ligantes orgânicos e que podem influir na absorção doelemento pelas raízes das plantas. GODO & REISENAUER (1980), por exemplo, encontraramque apesar da solubilidade do Mn2+ ter aumentado com a diminuição do pH, a absorção pelaraiz diminuiu, sugerindo que os exsudatos orgânicos dela formam complexos com o Mn2+

em condições de campo.

Reações de adsorção entre o Mn2+ e minerais de argila ou por óxidos de ferro, dealumínio ou de manganês, parecem ter um papel de menor importância no controle domanganês na solução do solo. Para REDDY & PERKINS (1976), a fixação do manganês porilita e montmorilonita foi maior que para a caulinita e, para todas, ela foi função do pH e daquantidade de manganês adicionada. Eles sugerem mecanismos como precipitação, oxidaçãoa valências maiores, aprisionamento físico ou forte adsorção nos lugares de troca.

SHUMAN (1977) estudou quatro solos de diferentes mineralogias usando isoterma deadsorção de Langmuir e constatou que a capacidade de adsorção era maior para os soloscom textura mais fina e maior teor de matéria orgânica, para um mesmo pH.


O coeficiente de difusão do manganês na água é 10,4 x 10-6 cm2.s-1, portanto muitopróximo daquele medido para o cobre (PHILLIPS & ELLIS, 1970). No solo, ELLIS et alii(1970a) encontraram valores variando de 2 a 60 x 10-7, enquanto HALSTEAD et alii (1968)encontraram valores em torno de 1,25 x 10-7

O mecanismo que governa o movimento do manganês até a raiz depende depropriedades do solo (OLIVER & BARBER, 1966; HALSTEAD et alii, 1968). Quando aconcentração do manganês na solução do solo é baixa (extrato de saturação com manganês


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0,4 (µmolar), a difusão é o mecanismo preponderante; se a concentração é maior que 14(µmolar, o fluxo de massa é mais importante.

Como a solubilidade do manganês é largamente controlada pelas condições de pH eredox, estes fatores são importantes na determinação da quantidade de manganês emsolução e, conseqüentemente, na sua lixiviação. Assim, o manganês não deve ser suscetívela lixiviação em solo com pH alto e bem drenado. Entretanto, intensa lixiviação ao longo dotempo pode ocorrer se o pH c baixo e as condições são anacróbicas.

3.5. Molibdênio


O molibdênio se apresenta na solução do solo normalmente como o ânion molibdato,MoO4

2-, e em menor quantidade como HMoO4. A sua presença como ânion faz dele umaexceção entre os elementos metálicos e suas reações são muito semelhantes às do íonfosfato em meio ácido. A pH muito alto ele pode se combinar com o Ca2+, dando CaMoO4,que é muito solúvel, ao contrário do fosfato de cálcio, que é muito pouco solúvel.

O mineral que controla a solubilidade do molibdênio não é exatamente conhecido(LINDSAY, 1979). Entretanto, LINDSAY (1972), estimando a solubilidade do MoO4

2- a partirda reação:

MoO42- + solo solo - Mo + 2OH-

encontrou a relação:

[MoO42-] = 10-20,5/[H+]2

mostrando que a concentração do molibdato aumenta cem vezes para cada unidade deaumento do pH.

As reações de adsorção do molibdênio com a parte mineral do solo são de extremaimportância, controlando sua disponibilidade na solução. Ele é retido fortemente pelos óxidosde ferro e de alumínio, por mecanismo de troca de ligantes ou penetração aniônica, como járeferido para o boro, só que aqui a energia de ligação é bem maior. Suas reações com osminerais de argila ocorrem, principalmente, em arestas quebradas, onde grupos Al-OH ouFe-OH encontram-se expostos.

As reações e a associação do molibdênio com a matéria orgânica ainda não sãoperfeitamente compreendidas. DAVIES (1956) relata teores baixos de molibdênio em solosorgânicos, enquanto AUBERT & PINTA (1977) afirmam que esse elemento está intimamenteligado à matéria orgânica do solo. SINHA (1971) sugere que alguns ânions polivalentes,como o fosfato, podem estar conectados à carga negativa de moléculas orgânicas através depontes formadas com ferro e alumínio. Se as reações do MoO4

2- são parecidas com a dofósforo, é muito provável que este tipo de ligação também ocorra para esse ânion.

BARROW (1970) determinou isotermas de adsorção para o molibdato em solos emostrou que sua adsorção era muito semelhante à do fosfato e sulfato. Assim, as mesmaspropriedades que influenciam a adsorção destes íons devem afetar a do molibdato, ou seja:pH, teores de óxidos de ferro e de alumínio e teores de argila. CATANI et alii (1970) &SIQUEIRA& VELLOSO (1978), estudando solos do Brasil, verificaram que a adsorção domolibdato decrescia com o aumento do pH, e estes últimos constataram que as maioresadsorções se deram a pH próximo de 4, que é justamente o valor da segunda constante dedissociação do ácido molíbdico. KARIMIAN & COX (1978) estudaram propriedades químicasdo solo que influenciaram a adsorção do molibdênio e encontraram correlação negativa entrepH em água e em KCl N, fósforo disponível e molibdênio extraído com resina, e correlaçãopositiva com matéria orgânica, Fe-amorfo e Fe-livre.



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O coeficiente de difusão do molibdênio na água deve estar em torno de 10-6 cm2.s-1

e no solo varia muito com o fator capacidade, desde 0,46 a 8,4 x 10-7 cm2.s-1 (LAVY &BARBER, 1964). Segundo LAVY & BARBER (1964), quando a concentração de molibdênio émaior que 4 ppb, a convecção passa a ser o mecanismo mais importante de transferência doíon do solo para a superfície radicular. Segundo ELLIS et alii (1983), existe pouca informaçãosobre lixiviação de molibdênio. Parece que para solos ácidos, como aqueles predominantesem nosso meio, o molibdênio é fortemente adsorvido à superfície da fase sólida, o que deverestringir sensivelmente sua mobilidade.

3.6. Zinco


O zinco se apresenta na solução do solo, na faixa de pH normalmente encontrada,como Zn2+ ou em menor quantidade como Zn(OH)+ ou Zn(OH)20. O mineral que controla a

atividade do Zn2+ em solução não é conhecido. NORVELL & LINDSAY (1969), através dareação:

Zn2+ + solo-H Solo - Zn + 2H+

determinaram uma constante de equilíbrio log k0 = 5,8, o que dá:

log Zn2+ = 5,8 - 2pH

que representa uma relação muito útil sobre a solubilidade do zinco em solos. Ela prevê quea atividade do zinco na solução do solo diminui cem vezes para cada unidade de aumento dopH.

O zinco não se encontra apenas nos minerais do solo, mas também retido poradsorção nas superfícies ou nos lugares de troca. A matéria orgânica, os óxidos de ferro,alumínio e manganês e os minerais de argila influem na retenção do zinco no solo.STEVENSON & ARDAKANI (1972) reviram as reações de micronutrientes com a matériaorgânica e concluíram que combinações insolúveis aconteciam principalmente com a fraçãodo ácido húmico, enquanto complexos solúveis estavam associados com ácido fúlvico, ácidosorgânicos e aminoácidos. RANDHAWA & BROADBENT (1965) estudaram a adsorção de zincopêlos ácidos húmicos e mostraram que a fração menos estável, que era responsável pelamaior adsorção, era aquela associada aos radicais fenólicos e aos carboxílicos fracos. Afração mais estável era a ligada a radicais carboxílicos fortes e representava menos de 1%do zinco total retido.

GADDE & LAITINEN (1974) mostraram que os óxidos de ferro e manganês adsorvemuma quantidade considerável de zinco e que esta adsorção é específica, levando KALBASI etalii (1978) a proporem o seguinte mecanismo para a adsorção do Zn2+ na superfície dagoetita:

Através desta reação pode-se mostrar a dependência do pH na adsorção do zinco. Seo pH diminui, o equilíbrio da reação tende para a esquerda, ou seja, diminuindo a adsorçãode zinco. ROESCH (1979), estudando solos do Rio Grande do Sul, concluiu que o alumínioextraível com oxalato de amônio 0,2 M foi o constituinte mais importante na adsorçãoquímica do zinco.


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Outro fator muito importante na adsorção do zinco em superfícies de óxidos é apresença do íon fosfato no meio. STANTON & BURGER (1967,1970) observaram que apresença de fosfato aumentou a adsorção de zinco por óxidos de ferro e alumínio amorfos. Aadsorção do íon fosfato negativamente carregado na superfície da goetita aumenta aadsorção do zinco positivamente carregado da solução, levando BOLLAND et alii (1977) asugerirem a formação de um complexo na superfície do seguinte tipo:


O coeficiente de difusão do zinco em água é 8,8 x 10-6 cm2.s-1 (ELGAWHARYet alii, 1970) e no solo varia na faixa de 10-9 a 10-12 cm2.s-1 (WARNCKE & BARBER, 1972).

OLIVER & BARBER (1966) concluíram que a difusão é o principal mecanismoresponsável pelo transporte do zinco para a superfície da raiz. HALSTEAD et alii (1968) eWILKINSON (1972) confirmaram este fato, mostrando que a transpiração e,conseqüentemente, o fluxo de massa não influenciaram a quantidade de zinco translocadapara a raiz.

O zinco também não se movimenta muito por lixiviação e mesmo em solos com pH5,0, onde foi colocado lodo de esgoto em doses de 28 e 49 kg/ha de zinco, SIDDLE &KARDOS (1977) não encontraram zinco abaixo de 7,5 cm.

4. RESUMO

No presente artigo são tecidas considerações sobre aspectos gerais docomportamento dos micronutrientes boro, cobre, ferro, manganês, molibdênio e zinco nosolo, como adsorção no complexo coloidal, formas químicas em que se apresentam, osfatores que influenciam sua retenção e movimento. Em seguida é apresentada, de maneiraresumida, a reação e o movimento de cada um desses elementos no solo.

5. SUMMARY

General considerations are reported on the behavior of micronutrients boron, copper,iron, manganese, molybdenum, and zinc in the soil related to adsorption on the colloidalcomplex, chemical forms, factors affecting their retention and movement. In addition, thereaction and movement of each element in the soil is summarized.

6. LITERATURA CITADA

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* Trabalho publicado originalmente nos Anais do Simpósio sobre Micronutrientes na Agricultura, realizado em Jaboticabal em 1991 e publicado pelaAssociação Brasileira para a Pesquisa da Potassa e do Fosfato e CNPq. Revisado pelo autor em outubro de 2006.

Otávio Antonio de Camargo, formado em engenhariaagronômica (1967) e mestre em Agricultura (1972) pelaEsalq-USP e PhD pela Universidade da California (1978).É pesquisador do IAC desde 1969 (atualmente nível VI),professor colaborador da Esalq-USP desde 1990 e bolsista deprodutividade do CNPq desde 1970. Já foi do Comitê externode avaliação de diversos Centros e de programas daEmbrapa e do CNPq. Tem diversos livros, capítulos de livrose boletins editados e é autor de aproximadamente umacentena de artigos científicos em revistas nacionais einternacionais. É editor associado da Revista Brasileira de

Ciência do Solo desde 1979, revisor de diversas revistas nacionais e internacionais eassessor científico da FAPESP e do CNPq, entre outras agências financeiras, desde 1980.Contato:Otávio Camargo

Reprodução autorizada desde que citado o autor e a fonte

Dados para citação bibliográfica(ABNT):CAMARGO de, O. A. Reações e interações de micronutrientes no solo. 2006. Artigo em Hypertexto. Disponível em:<http://www.infobibos.com/Artigos/2006_3/micronutrientes/Index.htm>. Acesso em: 3/10/2019

Publicado no InfoBibos em 09/10/2006

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