+ Responder Tema
Resultados 1 al 2 de 2

Tema: Carbonização de materiais organicos para a fertilidade dos solos.

  1. #1
    Fecha de Ingreso
    10 feb, 11
    Mensajes
    1,014
    Gracias
    7,763
    3,629 gracias recibidas en 968 Posts
    Mencionado
    50 Mensaje(s)
    Etiquetado
    54 Tema(s)
    Citado
    23 Mensaje(s)

    Carbonização de materiais organicos para a fertilidade dos solos.

    Ai galera da uma lida neste texto que é muito interessante. Fala do uso da carbonização de materiais organicos para a fertilidade dos solos. Retirei as figuras para não ficar pesado, mas nada que atrapalhe o entendimento do texto.



    O CARBONO PIROGÊNICO




    O domínio do fogo foi um dos mais importantes eventos que possibilitaram a hegemonia humana sobre a Terra, sendo a primeira evidência do seu uso, ainda pelos hominídeos, datada de 1 a 1,5 milhão de anos (Crutzen & Andreae, 1990). Com o surgimento do Homo sapiens, as queimadas foram expandidas em todos os continentes (Malingreau et al., 1985) e datação de carvão em sedimentos mostra uma correlação entre as taxas de queima (incidência de fogo) e os assentamentos humanos (Crutzen & Andreae, 1990). Ainda hoje grandes queimadas são utilizadas em todo o mundo tendo como objetivo a abertura de novas áreas para uso agropecuário. No Brasil, praticamente uma área do tamanho do Estado de Alagoas é queimada anualmente na Floresta Amazônica.

    Entretanto, desde o aparecimento das gimnospermas, há cerca de 360 milhões de anos, queimadas naturais sempre ocorreram (Jones & Rowe, 1999). Altas concentrações de carbono pirogênico em sedimentos do cretáceo/terciário sugerem que o final da idade dos répteis na terra, há cerca de 65 milhões de anos, foi associado a grandes incêndios globais que emitiram para a atmosfera grandes quantidades de carbono pirogênico (Wolbach et al., 1985).

    O papel do fogo foi e ainda é de grande importância no desenvolvimento da humanidade. Povos antigos valiam-se do fogo não somente no preparo dos alimentos, como também em rituais religiosos, práticas de defesa, fertilização dos solos e atividades beligerantes. Segundo Spurr & Barnes (1973) o fogo é o fator dominante na história de ecossistemas florestais, e a grande maioria das florestas do mundo, com exceção das florestas permanentemente úmidas e de cinturões mais úmidos nos trópicos, foi queimada em intervalos freqüentes de mais ou menos mil anos, concordando com as informações de Crutzen & Andreae (1990).

    Nos incêndios naturais e provocados, na queima de combustíveis fósseis, madeira e carvão, bem como na incineração de detritos, geralmente, ocorre a combustão incompleta do material orgânico, o que leva à formação de uma série de compostos genericamente denominados carbono pirogênico. Esses compostos, pela sua recalcitrância, representam um importante reservatório de carbono estável, podendo mitigar o aumento da concentração atmosférica de CO2, e também desempenham importante papel na fertilidade dos solos, especialmente quando química e biologicamente alterados.

    DEFINIÇÕES


    Carbono pirogênico


    Smernik et al. (2000) utilizam o termo carbono pirogênico para descrever o mais inerte componente da matéria orgânica (o componente grafítico), e o termo carvão é usado para descrever uma grande variedade de materiais orgânicos de coloração preta e altamente aromáticos formados durante a combustão, mas que não precisam ter a estrutura grafítica. Por sua vez, e Cope & Chaloner (1980) consideram que a combustão de materiais derivados de plantas leva à formação de duas amplas categorias, carvão e carbono pirogênico, este é formado a temperaturas superiores a 600 ºC, aquele a temperaturas inferiores a 600 ºC.

    Novakov (1984) definiu o termo carbono pirogênico como “material produzido por combustão e que apresenta microestrutura grafítica”. Termos como carvão (chacoal), fuligem (soot) e carbono elementar são encontrados na literatura como sinônimos de carbono pirogênico apesar de não existir uma terminologia geralmente aceita (González-Pérez et al., 2004).
    Entretanto, Simpson & Hatcher (2004a) utilizam o termo carbono pirogênico para descrever diferentes produtos da combustão incompleta, tais como: fuligem, carvão e grafite. Além disso, Schmidt & Noack (2000) afirmam que não existe um consenso geral no que diz respeito a um ponto divisório entre as diferentes propriedades físicas e químicas do carbono pirogênico, ou seja, um limite entre os diversos subprodutos da combustão que têm sido considerados como carbono pirogênico.

    González-pérez et al. (2004) propuseram Uma melhor descrição para carbono pirogênico, na qual este pode ser entendido como “um contínuo entre materiais de plantas parcialmente carbonizadas, tais como carvão e material grafítico e partículas de fuligens condensadas na fase gasosa”. Nessa definição é importante acrescentar, como precursores do carbono pirogênico, todos os materiais orgânicos, sintéticos ou naturais. por conseguinte, tanto carvão, grafite e fuligem de materiais carbonáceos são considerados como carbono pirogênico, sendo essa uma forma altamente recalcitrante de carbono orgânico e, assim, embora sofra alguma degradação nos solos (Bird et al., 1999) e no ambiente, sua incorporação neste é de suma importância para o seqüestro de carbono (Schmidt & Noack, 2000; Sombroek et al., 2003).

    Substâncias húmicas


    A fração orgânica do solo representa um sistema complexo, composto de diversas substâncias, sendo sua dinâmica determinada pela incorporação de material orgânico (quer seja carbonizado ou não) e pela transformação deste pela ação de diferentes grupos de microrganismos, enzimas e da fauna do solo, além de fatores abióticos tais como: temperatura, irradiação solar e reações químicas.

    A matéria orgânica do solo, excetuando os organismos vivos, constitui-se de uma mistura de compostos vegetais e animais em vários estágios de decomposição, além de substâncias orgânicas sintetizadas química e biologicamente. Esse material complexo pode ser dividido em substâncias húmicas (ácidos húmicos, ácidos fúlvicos e huminas) e não húmicas (proteínas, aminoácidos, polissacarídeos, ácidos orgânicos de baixa massa molar, ceras e outros). Esses compostos são fortemente associados e não totalmente separados um dos outros.

    As substâncias não húmicas pertencem a grupos bem conhecidos da química orgânica e suas características físicas e químicas são assaz difundidas. Tais substâncias, Geralmente, correspondem aos compostos facilmente degradados por microorganismos, tendo, normalmente, tempo curto de vida nos solos e sedimentos. Por sua vez, as substâncias húmicas são os maiores constituintes da fração orgânica dos solos, sedimentos e águas, ocorrendo praticamente em todos os ambientes terrestres e aquáticos. Surgem da degradação de resíduos de plantas e animais e da atividade sintética de microorganismos (Kononova, 1982). As substâncias húmicas são compostos orgânicos macromoleculares (Schulten & Schnitzer, 1993) ou estruturas supramoleculares (Piccolo et al., 1996), com massa molar aparente variando de poucas centenas a diversos milhares de unidades de massa atômica. Elas diferem de biopolímeros tanto por sua estrutura, quanto por sua longa persistência no solo (Sposito, 1989; Stout et al., 1995). Elas são amorfas, de cor escura, parcialmente aromáticas, principalmente hidrofílicas e quimicamente complexas. Comportam-se como materiais polieletrólitos (Schnitzer e Khan, 1978), ou seja, quando dissociadas em solução, não apresentam uma distribuição uniforme de cargas positivas e negativas na solução, mas sim com íons de carga oposta à “macromolécula” ligados a ela e íons de mesma carga difundidos na solução.

    As substâncias húmicas podem ser fracionadas por critérios de solubilidade a diferentes valores de pH, sendo os ácidos fúlvicos solúveis a qualquer pH, os ácidos húmicos solúveis apenas em meio alcalino e as huminas insolúveis a qualquer valor de pH, essas últimas são o resíduo orgânico do solo após a extração da matéria orgânica por NaOH (Stevenson, 1994).

    EFEITOS DO FOGO
    No solo


    As queimadas, em sistemas florestais, freqüentemente exercem importantes efeitos sobre a fertilidade dos solos (Wardle et al., 1998; Kleinman et al., 1995), incluindo o aumento da decomposição da matéria orgânica mais lábil com o conseqüente aumento da disponibilidade de cátions e do pH (Tamm, 1991).

    Depois das queimadas, a liberação de nutrientes da biomassa pode torná-los disponíveis para as culturas, favorecer as perdas deles por volatilização e lixiviação ou mantê-los ligados a complexos altamente recalcitrantes (Ramakrishnan, 1992). Esses resultados são altamente dependentes da intensidade da queima, que pode ser o mais importante fator a influenciar a fertilidade do solo (Andriesse, 1987).

    A importância das cinzas, como fonte de fósforo, potássio, cálcio e magnésio em solo, tem sido reportada na literatura. Seu efeito no aumento do pH do solo e no suprimento de nutrientes foi mencionado por Sanchez et al. (1983). Entretanto, esse efeito sobre a fertilidade é curto, haja vista que, após alguns cultivos, a disponibilidade de nutrientes diminui, advindo daí a necessidade do uso de fertilizantes para a manutenção da fertilidade do solo.

    Fölster (1986) estimou que a serrapilheira e cinzas contribuem com 50-80% da fertilidade dos solos sob florestas tropicais. Essa percentagem diminui no cerrado e em pastagens (Nye & Greenland, 1960).

    A queima também favorece o aumento do pH e a diminuição da saturação de alumínio, o que é um benefício agronômico em solos ácidos (Kleinman et al., 1995). Nem todos os nutrientes são imediatamente liberados após a queima, porque muitos deles permanecem ligados às cinzas e à matéria orgânica do solo, e só são disponibilizados após a decomposição desses materiais.

    Apesar desses benefícios, a queimada pode promover a degradação dos solos. Por exemplo, quanto maior é a temperatura da queima maior é a volatilização do nitrogênio e sua perda para a atmosfera (Andriesse, 1987). Enxofre e carbono são também volatilizados durante a queima (Christanty, 1986). E assim altas temperaturas levam à perda da matéria orgânica das camadas mais superficiais dos solos (Andriesse & Koopmans, 1984).

    Em solos de baixa fertilidade natural, a perda da matéria orgânica queimada e daquela posteriormente transportada por erosão leva à diminuição da capacidade de troca catiónica (CTC) (Driessen et al., 1976), o que se torna um grande problema para a exploração agrícola em áreas tropicais, onde a maior parte da CTC dos solos é devida à matéria orgânica. Nessa situação, há necessidade de aporte de insumos para a obtenção de rendimentos satisfatórios.

    Outrossim as queimadas removem a cobertura do solo, expondo-o aos efeitos das chuvas,a erosão eólica e ao impacto direto da radiação solar. Essa exposição pode resultar no encrostamento e selamento superficiais dos solos, na volatilização de nutrientes, e por fim em erosão hídrica e eólica (Van Wambeke, 1992). Mudanças físicas são também iniciadas, incluindo a dessecação do solo via evaporação (Uhl et al., 1981), alteração da textura (Ahn, 1974), e a deterioração da estrutura do solo (Christanty, 1986). Finalmente, a queima influencia a natureza da sucessão ecológica, por prejudicar e destruir sementes e sistemas de propagação vegetativa, além de criar condições favoráveis à regeneração de espécies invasoras (Seibert, 1990).

    Na matéria orgânica do solo


    O efeito do fogo sobre a matéria orgânica do solo é altamente dependente, entre outros fatores, do tipo de fogo e da intensidade deste, do tipo de solo e umidade deste e da natureza do material carbonizado (González-Pérez et al., 2004). Knicker et al. (1996) postularam que, para se executar um estudo sistemático sobre o efeito do fogo na matéria orgânica do solo, deveria ser considerado que os resultados finais dependem, no mínimo, de três fatores: a) a entrada de plantas carbonizadas [mais genericamente: material carbonáceo]; b) as mudanças estruturais “in situ” dos compostos húmicos nativos durante a queimada e c) entradas e saídas, após a queimada, de espécies colonizadoras e dos processos erosivos favorecidos pela remoção da vegetação.

    Almendros & Leal (1990) propuseram um modelo genérico para a dinâmica da matéria orgânica após intensa carbonização (Fig. 1).

    FIGURA 1


    Baseado no esquema proposto por Almendros & Leal (1990), pode-se inferir que os grupos funcionais oxigenados das moléculas húmicas são especialmente lábeis quando submetidos ao aquecimento.

    Em queimadas naturais, parte da fração ácido húmico pode ser transformada em humina. Simultaneamente, parte da fração ácido fúlvico pode transformar-se em ácidos húmicos. Entradas adicionais de materiais de lignina alcalino-solúvel, herdados da combustão incompleta da biomassa em adição a compostos neoformados através da condensação de aminoaçúcares, contribuirá para a insolubilidade dos ácidos húmicos formados a partir dos ácidos fúlvicos (González-Pérez et al., 2004).

    O fogo exerce impacto direto sobre o solo e um desses impactos é a queima da biomassa, fonte primária da matéria orgânica do solo (Zech & Guggenberger, 1996). À alta temperatura (200 a 450 ºC), parte dos materiais orgânicos, vivos ou mortos, sofre a combustão completa resultando em CO2, água e cinzas; e parte é carbonizada, levando à formação de fumaça, fuligem, carvão e cinzas. Devido ao fato do solo, quando seco, não ser um bom condutor de calor (Skjemstad & Graetz, 2003) e, em condições ambientais, a disponibilidade de oxigênio ser limitada, a combustão é incompleta, o que favorece uma produção mais eficiente de carbono pirogênico em detrimento da combustão completa.

    Fumaça e partículas de fuligem podem deslocar-se por longas distâncias através da atmosfera (Crutzen & Andreae, 1990). Já o carvão e as cinzas normalmente permanecem onde foram formados devido ao grande tamanho das suas partículas;contudo, podem ser transportados posteriormente por processos erosivos.

    O efeito do fogo sobre a evolução da matéria orgânica do solo tem sido comparado a processos naturais de evolução, tais como: humificação e polimerização (Almendros et al., 2003). Entretanto, existem diferenças qualitativas importantes entre a estrutura molecular de substâncias húmicas afetadas pelo fogo ou irradiação solar e aquelas formadas por processos de humificação, onde as atividades enzimática e microbiana predominam. Processos bioquímicos levam à formação de constituintes moleculares contendo grupos oxigenados enquanto que, na presença do fogo, grupos oxigenados externos são removidos, favorecendo o surgimento de materiais de reduzida solubilidade e propriedades coloidais (Almendros et al., 1992).

    Estudos realizados em ecossistemas naturais, bem como em laboratório, simulando o efeito do fogo sobre o solo, têm demonstrado que o material piromórfico proveniente das queimadas consiste de substâncias macromoleculares relativamente inertes, principalmente derivadas da biomassa vegetal, e de natureza altamente aromática (Almendros et al., 1984, 1992; Knicker et al., 1996; Baldock & Smernik, 2002).

    Golchin et al. (1997), estudando o efeito da vegetação e da queima na composição química da matéria orgânica em solos derivados de cinzas vulcânicas, observaram que, em pastagens onde ocorre queima anual, a matéria orgânica do solo e os ácidos húmicos continham grandes proporções de carbono aromático e carboxilas, enquanto o carbono alifático contribuiu com apenas 19% na composição da matéria orgânica do solo, dados que corroboram os obtidos por diversos outros autores (Zech et al., 1990; Glaser et al., 2001; González-Pérez et al., 2004; Kramer et al., 2004; Cunha, 2005; Novotny et al., 2006a,b). Quando as pastagens foram tomadas pela floresta, a natureza química da matéria orgânica do solo e dos ácidos húmicos mudou. As maiores mudanças constatadas pelos autores ocorreram dos primeiros 20 a 30 anos. Essas mudanças consistiram na diminuição do carbono aromático e aumento do carbono alifático. Em solos sob floresta nativa, a matéria orgânica do solo apresentou natureza altamente alifática, onde o C-alifático contribuiu com 35% do carbono total desses solos.

    De modo geral, mudanças na matéria orgânica do solo causadas pelo fogo ou calor levam à definição de “húmus piromórfico” (González-Pérez et al., 2004): “material composto de substâncias macromoleculares reorganizadas, apresentando fraca propriedade coloidal e alta resistência à degradação microbiana”, conforme demonstrado em experimentos de laboratório, com amostras aquecidas tanto natural quanto artificialmente (Almendros et al., 1984). Dessa forma, durante a queima da biomassa, uma considerável reorganização das formas de carbono ocorre, e formas de carbono orgânico resistente à oxidação e refratário, com longos tempos de residência, incluindo o carbono pirogênico, são formadas (Schulze et al., 2000).

    Considerando que a formação do carbono pirogênico depende da volatilização do carbono exposto ao fogo (carbono volatilizado/carbono exposto CV/CE), Kuhlbusch et al. (1996) investigaram a formação deste material refratário em queima de pastagem em condições de campo e de laboratório em contêineres (Figura 2).

    FIGURA 2


    Na Figura 2 pode-se observar o aumento da razão black carbon (carbono pirogênico)/carbono exposto com o aumento do carbono volatilizado (CV) pelo fogo. Esta conversão diminui até o ponto onde todo carbono é volatilizado. Os autores observaram que a máxima conversão determinada, tanto em estudo de campo quanto no de laboratório, foi de 1,3 e 1,8 respectivamente.

    Baseados nesses fatores de conversão e em dados reportados por Fearnside et al. (1993), Kuhlbusch & Crutzen (1995) estimaram a taxa anual de formação de carbono pirogênico, Tabela 1.

    TABELA 1

    Na Tabela 1, adaptada de Kuhlbusch & Crutzen (1995), observa-se que a maior taxa de carbono pirogênico no resíduo, após exposição do carbono à volatilização, foi obtida com a mudança no uso da terra, seguida pela retirada permanente da floresta.

    A formação de carbono pirogênico a partir de materiais vegetais também libera oxigênio (1 mol C na planta → 1 mol de carbono pirogênico + 1,9 moles de O). Uma estimativa da liberação de oxigênio, baseada no registro mais antigo de carvão (340 milhões de anos BP) e assumindo uma média de formação de carbono pirogênico de 10%, leva à liberação de oito vezes mais O2 que os conteúdos atmosféricos atuais (Kuhlbusch, 1999).

    NAS SUBSTÂNCIAS HÚMICAS


    Durante grandes queimadas, ocorrem consideráveis rearranjos de formas de carbono, e formas de carbono orgânico, resistentes à oxidação e refratários, tais como carbono pirogênico, são formadas (Schulze et al., 2000).

    A ocorrência de queimadas em ecossistemas florestais tem efeitos duradouros tanto na composição microbiana, quanto na matéria orgânica do solo (González-Pérez et al., 2004). As alterações de ecossistemas naturais provocadas pelo fogo afetam a transformação da matéria orgânica e conseqüentemente toda a dinâmica do carbono no solo.

    Segundo Seiler & Crutzen (1980), a queima da biomassa leva a uma significativa produção de materiais vegetais carbonizados, e o aquecimento da matéria orgânica do solo resulta em considerável aumento na aromaticidade da matéria orgânica remanescente, em detrimento de grupos carboxílicos e estruturas alifáticas (Almendros et al., 1992).

    Almendros & Leal (1990) modelaram e estudaram em detalhes as possíveis transformações exercidas pelo fogo sobre as frações ácido húmico e ácido fúlvico do solo e observaram severas modificações, principalmente nas propriedades de solubilidade. Nos estágios iniciais, metade dos ácidos húmicos foi rapidamente transformada em material molecular insolúvel em meio alcalino, insolubilidade que se tornou maior à medida que aumentou o estágio de aquecimento. Similar comportamento foi observado para a fração ácido fúlvico, que primeiro foi transformada em moléculas insolúveis em meio ácido (como ácidos húmicos) e em seguida em substâncias moleculares insolúveis em meio alcalino (como a humina) (Figura 3).

    FIGURA 3


    Os autores também observaram, após oxidação alcalina da fração ácido húmico e fúlvico com permanganato, que uma quantidade variável de resíduos negros não oxidados permaneceu. Esses resíduos foram caracterizados como carbono pirogênico após caracterização química e espectroscópica.

    As principais modificações observadas por Almendros & Leal (1990) foram na solubilidade dos materiais, estando esta relacionada às mudanças na composição elementar das frações húmicas. O aquecimento diminuiu a razão H/C, sugerindo um aumento na aromaticidade das frações húmicas, e uma diminuição da razão O/C, indicando uma substancial perda de grupos funcionais contendo oxigênio. Desidratação e descarboxilação foram observadas após a queima, o que pode explicar as alterações progressivas nas propriedades coloidais dos solos afetados por queimadas (Gonzáles-Pérez et al., 2004).

    Em função do aquecimento progressivo de ácidos húmicos, Gonzáles-Pérez et al. (2004) observaram, por análise de ressonância magnética nuclear de 13C (13C RMN), uma queda substancial de grupos alifáticos e O-alifáticos e grupos carboxílicos. Entretanto, grupamentos aromáticos aumentaram com o tempo de aquecimento (Figura 4).

    FIGURA 4


    Durante a queima de materiais orgânicos, aumento na aromaticidade das frações húmicas também foi observado por Almendros et al. (1988, 1992). Constatou-se que esse aumento não é causado somente por um enriquecimento seletivo de componentes aromáticos resistentes ao aquecimento, mas principalmente por reações de neoformação endotérmica envolvendo prévia desidratação de carboidratos, aminoácidos e cadeias alquílicas não saturadas (Golchin et al., 1997).

    Do acima exposto, fica claro que o aumento da aromaticidade das substâncias húmicas devido à queima deve-se não apenas ao enriquecimento seletivo de componentes aromáticos, por conta da oxidação de materiais mais lábeis, mas também por neoformação de componentes aromáticos a partir de alterações dos componentes menos recalcitrantes.

    Estudando as substâncias húmicas de solos da Amazônia, observou-se (Cunha, 2005; Novotny et al., 2006), por análise de 13C RMN, que os ácidos húmicos originados dos solos antrópicos, com elevado teor de carbono pirogênico, contiveram maior proporção de estruturas aromáticas que os ácidos húmicos extraídos de solos que não foram submetidos a queimas intensivas ou que não receberam material carbonizado em grandes quantidades no passado (solos não antrópicos).

    Observou-se também que, entre os diferentes grupos, os ácidos húmicos em solos não antrópicos são mais ricos em grupamentos alifáticos, metoxílicos e em estruturas de polissacarídeos. As maiores concentrações de carbono aromático, incluindo também carbono fenólico, foram observadas nos ácidos húmicos provenientes dos solos antrópicos ricos em carbono pirogênico.

    A natureza dos ácidos húmicos estudados foi mais alifática que a observada em ácidos húmicos de regiões temperadas (Chen & Pawluk, 1995). A maior alifaticidade dos ácidos húmicos em solos de regiões tropicais e subtropicais, provavelmente, está relacionada à maior estabilização de estruturas alifáticas em solos com predomínio de minerais de carga variável, devido à forte interação com a matriz mineral, além da ciclagem mais rápida da MOS (Oades et al., 1989; Parfitt et al., 1997). Esses resultados são compatíveis com as variações observadas por Ussiri & Johnson (2003) para ácidos húmicos de solos florestais.

    Um importante parâmetro que pode ser obtido de análise por 13C RMN é o grau de aromaticidade, que é a proporção, em porcentagem, de grupos aromáticos (arila e O-arila) na composição dos ácidos húmicos (Baranciková et al., 1997; Hatcher et al., 1981; Pérez et al., 2004). Os resultados dessa análise indicaram que os ácidos húmicos extraídos dos solos antrópicos ricos em carbono pirogênico têm grau de aromaticidade mais elevado (36%) em relação aos dos solos não antrópicos (25%). Estes estão de acordo com valores médios observados para a maioria das substâncias húmicas, que é de aproximadamente 35% (Malcolm, 1989). A menor concentração do carbono aromático nos ácidos húmicos originados dos solos não antrópicos foi acompanhada de uma maior percentagem do carbono alifático em comparação aos solos antrópicos.

    No que diz respeito ao efeito das queimadas sobre a estrutura orgânica de materiais vegetais (madeira pesada e madeira leve) submetidos à queima, Czimczik et al. (2002) informaram que a carbonização a 340 ºC resultou em perda de estruturas O-alifáticas e di-O-alifáticas, e um grande aumento do carbono aromático. Foi observado pequeno aumento na intensidade de grupos fenólicos e largo sinal na região alifática, incluindo metil e pequenas cadeias alifáticas ligadas ao carbono aromático.

    Com o aumento da temperatura, a característica aromática dos materiais carbonizados aumentou (Czimczik et al., 2002), enquanto carbonos fenólicos e estruturas alifáticas diminuíram. Do exposto acima, percebe-se que a temperatura é o fator de controle na determinação da composição qualitativa dos materiais carbonizados.

    Gonzáles-Vila et al. (2002) reportaram a formação de carbono orgânico refratário em solos naturais afetados por fogo, utilizando estudos de pirólise e 13C RMN. Os produtos da pirólise liberados pelo solo, que não sofreram efeito de queimada (controle), incluíram uma ampla variedade de moléculas provenientes de carboidratos, lignina, lipídeos e proteínas. No solo afetado pelo fogo, a maioria das moléculas encontradas no solo controle estava ausente e a dominância de material aromático altamente refratário (não pirolisável) foi observada.

    Em resumo, o fogo afeta grupos funcionais contendo oxigênio nas substâncias húmicas. Parte do ácido húmico formado pode ser transformada em humina. Simultaneamente, parte dos ácidos fúlvicos pode transformar-se em ácidos húmicos. A entrada adicional de materiais lignínicos alcalino-solúveis provenientes da combustão incompleta da biomassa, juntamente com produtos formados a partir da condensação de açúcares redutores e grupos aminados provenientes de aminoácidos e peptídeos com posterior formação de melanoidinas (reação de Maillard), podem contribuir para que os ácidos húmicos formados passem para uma forma insolúvel (humina).

    FORMAÇÃO DO CARBONO PIROGÊNICO - O MODELO CONTÍNUO DE COMBUSTÃO

    Nesse modelo, o carbono pirogênico é um contínuo de produtos da combustão incompleta, abrangendo desde material orgânico levemente carbonizado até fuligem e carbono pirogênico grafítico altamente condensado e recalcitrante. Todos os componentes desse contínuo têm um alto conteúdo de carbono, são quimicamente heterogêneos e predominantemente aromáticos (Masiello, 2004).

    A aromaticidade do carbono pirogênico aumenta conforme o aumento da temperatura ou tempo de carbonização. A espectroscopia de ressonância magnética nuclear de 13C na região do infravermelho tem mostrado que a carbonização da madeira leva à perda de sinais atribuídos à celulose (carboidratos) e lignina, e ao ganho de sinais nas regiões aromáticas e O-aromáticas (Baldock & Smernik, 2002).

    No outro extremo do contínuo encontra-se a fuligem, cuja formação é fundamentalmente diferente do carvão. O carbono pirogênico, na forma de fuligem, forma-se durante a queima, pela condensação de pequenas partículas voláteis na fase gasosa, que são recombinadas por reações de radicais livres, formando estruturas aromáticas condensadas com diferentes números de anéis. O resultado dessas reações é uma variedade de compostos, incluindo hidrocarbonetos policíclicos aromáticos (PAH) e materiais altamente grafitizados (Schmidt & Noack, 2000) (Figura 5).

    FIGURA 5


    Masiello (2004), em sua revisão da literatura, afirma que, embora os integrantes do contínuo de combustão compartilhem a mesma origem e apresentem estrutura básica semelhante (aromáticas condensadas e deficientes em hidrogênio), há importantes diferenças quanto a sua morfologia, tamanho e reatividade.

    O carvão guarda características físicas e químicas de seus precursores de tal forma que é possível identificar o composto orgânico que lhe deu origem. Já na fuligem, que é formada da condensação de compostos voláteis simples, essa identificação não é possível, exceto eventualmente por técnicas isotópicas tais como espectroscopia de massa (δ 13C). Visto que medidas de δ 13C em materiais vegetais artificialmente queimados mostraram que os valores de δ 13C para o carbono pirogênico podem ser relacionados ao tipo da vegetação submetida à queima (Bird & Gröcke, 1997).

    Normalmente as partículas de carvão são muito maiores que as de fuligem, o que limita em muito seu transporte, destarte, a sua presença indica proximidade do local do fogo. Por sua vez, as partículas de fuligem de escala micrométrica podem permanecer em suspensão na atmosfera por meses e, desse modo, serem transportadas a longas distâncias.

    A reatividade do carbono pirogênico também varia no contínuo de combustão; contudo, a decomposição do carvão é muito mais rápida que a da fuligem, quando expostos a oxidantes químicos em condições de laboratório. Experimentos de campo também indicam que a labilidade do carvão, em condições ambientais, é muito maior que a da fuligem, devido à degradação biológica e foto-oxidação (Masiello, 2004).

    A quantidade e tipo de carbono pirogênico produzido pelo fogo não somente é influenciada pelo tipo de combustível, como também pelas condições, intensidade e duração da queima (Kuhlbusch et al., 1996). Conseqüentemente, a quantidade de carbono pirogênico produzida e a sua composição podem variar bastante. A produção de carbono pirogênico tem aumentado durante os últimos séculos, devido às grandes queimadas de florestas e à queima de combustíveis fósseis pela indústria. Esta última é uma importante fonte de carbono pirogênico, principalmente, em países altamente industrializados (Schmidt & Noack, 2000), como Estados Unidos, Japão e alguns países da Europa (Crutzen & Andreae, 1990).

    Apesar da importância do fogo na formação do carbono pirogênico, existe muito pouca informação sobre as taxas de produção de carvão em eventos de queimas naturais (Skjemstad & Graetz, 2003).


    CONSIDERAÇÕES FINAIS


    O carbono pirogênico está presente em diversos ambientes e apresenta diversas propriedades de extremo interesse ambiental e agronômico. Exemplos dessas propriedades são: (a) sua alta estabilidade, devido à presença de estruturas aromáticas condensadas, o que desempenha importante papel no seqüestro de carbono; (b) sua elevada reatividade, decorrente da oxidação parcial de sua estrutura aromática, dando origem a grupos funcionais ácidos e recalcitrantes, principalmente carboxílicos, que contribuem significativamente para o aumento da capacidade de troca catiônica, especialmente nos solos altamente intemperizados, normalmente constituídos por minerais de baixa atividade, tais como caulinitas, goetita e gibsita e (c) sua elevada porosidade e área superficial, o que serve de refúgio para microorganismos, tais como micorrizas, que produzem mucopolissacarídeos importantes para a agregação dos solos e que, em associação com o sistema radicular das plantas, podem aumentar a capacidade de absorção destas.

    O melhor conhecimento dessas propriedades, assim como a tentativa de elucidar a tecnologia ancestral empregada para a formação de certos solos antropogênicos, em especial as Terras Pretas de Índio, em muito contribuirá para o desenvolvimento de novas tecnologias visando a resolver ou, ao menos, mitigar problemas atuais, tais como a emissão de gases e a procura por práticas de agricultura sustentável.

    REFERÊNCIAS


    AHN, P.M. Some observations on basic and applied research in shifting cultivation. FAO Soils Bull. v.24, p.123-154, 1974.

    ALEMANY, L. B.; GRANT, D. M.; PUGMIRE, R. J.; ALGER, T. D.; ZILM, K. W. Cross polarization and magic angle spinning NMR spectra of model organic compounds. 2. Molecules of low or remote protonation. Journal of the American Chemical Society, Washington, v. 105, p. 2142-2147, 1983.

    ALMENDROS, G.; GONZÁLEZ-VILA, F. J.; MARTIN, F.; FRÜND, R.; LÜDEMANN, H. D. Solid state NMR studies of fire-induced changes in the structure of humic substances. Science of the Total Environment, Amsterdam, v. 117/118, p. 63-74, 1992.

    ALMENDROS, G.; KNICKER, H.; GONZÁLEZ-VILA, F. J. Rearrangement of carbon and nitrogen forms in peat after progressive isothermal heating as determined by soli-state 13C nd 15N NMR spectroscopies. Organic. Geochemistry, Elmsford, v. 34, p. 1559-1568, 2003.

    ALMENDROS, G.; LEAL, J. A. An evaluation of some oxidative degradation methods of humic substances applied to carbohydrate-derived humic-like polymers. Journal of Soil Science, Oxford, v. 41, n. 1, p. 51-59, 1990.

    ALMENDROS, G.; MARTIN, F.; GONZÁLES-VILA, F. J. Effects of fire on humic and lipid fractions in a Dystric Xerochrept in Spain. Geoderma, Amsterdam, v. 42, p. 115-127, 1988.

    ALMENDROS, G.; POLO, A.; LOBO, M. C.; IBÁÑEZ, J. J. Contribución al studio de la influencia de los incendios forestales in las caracteristics de la materia orgánica del suelo. ll. transformaciones del humus por ignición en condiciones controladas de laboratorio. Revue d`Écologie et de Biologie du Sol, Paris, v. 21, p. 154-160, 1984.

    ANDRIESSE, J.P. & KOOPMANS, T. A monitoring study on nutrient cycles in soils used for shifting cultivation under various climatic conditions in tropical Ásia. I. The influence of simulated burning on form and availability of plant nutrients. Agric. Ecosyst. Environ. V.12, p.1-16, 1984.

    ANDRIESSE, J.P. Monitoring project of nutrient cycling in soils used for shifting cultivation under various climatic conditions in Asia. Part I, Text. Research Report, Royal Tropical Institute, Amsterdam, 141p., 1987.

    BALDOCK, J. A.; SMERNIK, R. J. Chemical composition and bioavailability of thermally altered Pinus resinosa (Red pine) wood. Organic Geochemistry, Almsford, v. 33, n. 1, p. 93-109, 2002.

    Barancíková, G.; Senesi, N.; Brunetti, G. Chemical and spectroscopic characterization of humic acids isolated from different Slovak soil types. Geoderma, Amsterdam, v.78, p. 251-266, 1997.

    BENITES, V.M.; MENDONÇA, E.S.; SCHAEFER, C.E.G.R.; NOVOTNY, E.H.; REIS, E.L. & KER, J.C. Properties of black soil humic acids from high altitude rocky complexes in Brazil. Geoderma, v.127, p.104-113, 2005.

    BIRD, I.; GRÖCKE, D. R. Determinatio of the abundance and carbon isotope composition of elemental carbon in sediments. Geochimica et Cosmochimica Acta, Oxford, v. 61, p. 3413-3423, 1997.

    BIRD, M. I.; MOYO, C.; VEENENDAL, E. M.; LlOYD, J.; FROST, P. Stability of elemental carbon in savanna soil. Global Biogeochemistry Cycles, Washington, v. 13, p. 923-932, 1999.

    BOULET, R.; PESSENDA, L. C. R.; TELLES, E. C. C.; MELFI, A. J. Une evaluation de la vitesse d`accumulation superficielle de matière par la faune du sol à partir de la datation des charbons et de l`humane du sol. Exemple des latosol des versants du lac Campestre, Slitre, Minas Gerais, Brésil. Paris: C.R. Academic Science. 320 série lla: p. 278-294, 1995.

    CHEN, Z.; PAWLUK, S. Structural variations of humic acids in two sola of Alberta Mollisols. Geoderma, Amsterdam, v. 65, p.173-193, 1995.

    CHRISTANTY, L. Shifting cultivation and tropical soils: patterns, problems, and possible improvements. In: MARTEN, G.G. (Editor), Traditional Agriculture in Southeast Asia. Westview Press, Boulder, CO, p. 226-240, 1986.

    COPE, M. J.; CHALONER, W. G. Fossil charcoal as evidence of past atmospheric composition. Nature, London, v. 283, p. 647-649, 1980.

    CRUTZEN, P. J.; ANDREAE, M. O. Biomass burning in the tropics: impact on atmospheric chemistry and biogeochemical cycles. Science, Washington, v. 250, p. 1669-1678, 1990.

    CUNHA, T.J.F. Ácidos húmicos de solos escuros da Amazônia: Terra Preta de Índio. 2005. Tese (Doutorado) – Universidade Federal Rural do Rio de Janeiro, 2005. 118p.

    CZIMCZIK, C. I.; PRESTON, C. M.; SCHMIDT, M. W. I.; SCHULZE, E. D. How surface fire in Siberian Scots pine forest affects soil organic carbon in the forest floor: stocks, molecular structure, and conversion to black carbon (charcoal). Global Biogeochemical Cycles, Washington, v. 17, n. 20, p. 1-14, 2003.

    CZIMCZIK, C. I.; PRESTON, C.; SCHMIDT, M. W. I.; WERNER, R. A.; SCHULZE, E. D. Effects of charring on mass, organic carbon, and stable carbon isotope composition of wood. Organic Geochemistry, Elmsford, v. 33, p. 1207-1223, 2002.

    DERENNE, S.; LERGEAU, C. A review of some important families of refractory macromolecules: composition, origin, and fate in soil and sediments. Soil Science, Baltimore, v. 116, n. 11, p. 833-847, 2001.

    DRIESSEN, P.M.; BUURMAN, P. & PERMADHY. The influence of shifting cultivation on a “podzolic” soil from Central Kalimantan. In: Peat and Podzolic Soils and their Potencial for Agriculture in Indonesia. Soil Research Institute, Bogor. P. 95-115, 1976.

    DRUFFEL, E.R.M. Comments on the importance of black carbon in the global carbon cycle. Mar. Chem., v.92, p.197-200, 2004.

    ELIAS, V.O. Evaluating Levoglucan as an indicator of biomass burning in Carajas, Amazonia: a comparison to the charcoal record. Geochim. Cosmochim. Acta, v. 65, p.267- 272, 2001.

    FEARNSIDE, P. M. Global warming and tropical land-use change: greenhouse gas emissions from biomass burning, decomposition and soils in forest conversion, shifting cultivation and secondary vegetation. Climatic Change, Dordrecht, v. 46, n. 1/2,p. 115-158, 2000.

    FEARNSIDE, P. M.; GRAÇA, P. M. L. A.; LEAL FILHO, N.; RODRIGUES, F. J. A.; ROBINSON, J. M. Tropical forest burnig in Brazilian Amazonia: measurements of biomass loading, burning efficiency and charcoal formation at Altamira, Pará. Forest Ecololy Manegement, Amsterdam, v. 123, p. 65-79, 1999.

    FEARNSIDE, P. M.; GRAÇA, P. M. L. de A.; RODRIGUES, F. J. A. Burning of Amazonian rainforests: burning efficiency and charcoal formation in forest cleared for catte pasture near Manaus, Brazil. Forest Ecology and Management, Amsterdam, v. 146, p. 115-128, 2001.

    FEARNSIDE, P. M.; LEAL FILHO, N.; FERNANDES, F. M. Rainforest burning and the global carbon budget: biomass combustion efficiency and charcoal formation in the Brazilian Amazon. Journal of Geophysics Research Atmospheres, v. 98, n. D9, p. 16733-16743, 1993.

    FÖLSTER, H. Nutrient loss during forest clearing. In: LAL, R.; SANCHEZ, P.A. & CUMMINGS Jr., R.W.(Editors), Land Clearing and Development in the Tropics. A.A. Balkema, Rotterdam, p. 241-256, 1986.

    GLASER, B.; GUGGENBERGER, G.; HAUMAIER, L.; ZECH, W. Persistence of soil organic matter in archaeological soils (Terra Preta) of the Braziian Amazon region. In: REES R. et al. (Ed). Sustainable management of soil organic matter. Wallingford: CAB International, 2000. p. 190-194.

    GLASER, B.; HAUMAIER, L.; GUGGENBERGER, G.; ZECH, W. Black carbon in soils: the use of benzenecarboxylic acids as apecific markers. Organic Geochemistry, Elmsford, v. 29, p. 811-819, 1998.

    GLASER, B.; HAUMAIER, L.; GUGGENBERGER, G.; ZECH, W. The “Terra Preta” phenomenon: a model for sustainable agriculture in the humic tropics. Naturwissenschafter, v. 88, p. 37-41, 2001.

    GLASER, B.; LEHMANN, J.; ZECH, W. Ameliorating physical and chemical properties of highly weathered soil in the tropics with charcoal – a review. Biology and Fertility of Soils, Berlin, v. 35, p. 219-230, 2002.

    GLASER. B. & AMELUNG. W. Pyrogenic carbon in native grassland soils along a climosequence in North America. Global Biogeochem. Cy., v. 17, p.1064, 2003.

    GOLCHIN, A.; CLARKE, P.; BALDOCK, J. A.; HIGASHI, T.; SKJEMSTAD, J. O. ; OADES, J. M. The effects of vegetation and burning on the chemical composition of soil organic matter of a volcanic ash soil as shown by 13C NMR spectroscopy. I. Whole soil and humic acid fraction. Geoderma, Amsterdam, v. 76, p. 155-174, 1997.

    GOLDBERG, E. D. Black carbon in the environment: properties and distribution. Jonh Wiley & Sons, New York, 1985.

    GONZÁLES-PÉREZ, J. A.; GONZÁLES-VILA, F. J.; ALMENDROS, G.; KNICKER, H. The effect of fire on soil organic matter – a review. Environment International, Elmsford, v. 30, p. 855-870, 2004.

    GONZÁLES-PÉREZ, J. A.; GONZÁLES-VILA, F. J.; POLVILLO, O.; ALMENDROS, G.; KNICKER, H.; SALAS, F.; COSTA, J. C. Wildfire and black carbon in Andalusian Mediterranean forest. In: VIEGAS D. X.(Ed.). Forest fire research and wildland fire safety. Rotterdam: Millpress, 2002. 1 CD-ROM.

    GONZÁLES-VILA, F. J.; GONZÁLES-PÉREZ, J. A.; POLVILLO, O.; ALMENDROS, G.; KNICKER, H. Nature of refractory forms of organic carbon in soils affected by fires. Pyrolytic and spectroscopic approaches. In: VIEGAS, D.X. (Ed.). Forest fire research and wildland fire safety. Rotterdam: Millpress, 2002.

    GRAÇA, P. M. L. A.; FEARNSIDE, P. M.; CERRI, C. C. Burning of Amazonian forest in Ariquemes, Rondônia, Brazil: biomass, charcoal formation and burning efficiency. Forest Ecology Management, Amsterdam, v. 120, p. 179-191, 1999.

    GRIFFIN, J. J.; GOLDBERG, E. D. The fluxes of elemental carbon in coastal marine sediments, Limnology and Oceanography, Seattle, v. 20, p. 456-463, 1975.

    GRIFFIN, J.J. & GOLDBERG, E.D. Morphologies and origin of elemental carbon in the environment. Science, v. 206, p.563-565, 1979.

    GUSTAFSSON, O.; BUCHELI, T. D.; KUKULSKA, Z.; ANDERSON, M.; LARGEAU, C.; ROUZAUD, J. N.; REDDY, C. M.; EGLINTON, T. I. Evaluation of a protocol for the quantification of black carbon in sediments. Global Biogeochemical Cycles, Washington, v. 15, p. 881-890, 2002.

    GUSTALSSON, O.; GSCHWEND, P. M. The flux of black carbon to surface sediments on the New England continental shelf. Geochimica et Cosmochimica Acta, Oxford, v. 62, p. 465-472, 1998.

    HATCHER, P.G.; SCHNITZER, M.; DENNIS, L.W. & MACIEL, G.E. Aromaticity of humic substances in soils. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 45, p.1089-1094, 1981.

    HAUMAIER, L.; ZECH, W. Black carbon – possible source of highly aromatic compenents of soil humic acids. Organic Geochemistry, Elmsford, v. 23, p. 191-196, 1995.

    HEDGES, J. I.; OADES, J. M. Comparative organic geochemistries of soils and marine sediment. Organic Geochemistry, Elmsford, v. 27, p. 319-361, 1997.

    JONES, T.P. & ROWE, N.P. The earliest known occurrences of charcoal in the fossil record. 9th Annual V.M. Goldschmidt Conference, Houston, USA. Harvard University, Cambridge, USA.: Lunar and Planetary Institute, p. 143, 1999.

    KLEINMAN, P.J.A.; PIMENTEL, D. & BRYANT, R.B. The ecological sustainability of slash-and-burn agriculture. Agric. Ecosyst. Environ. V. 52, p.235-249, 1995.

    KNICKER, H.; ALMENDROS, G.; GONZÁLES-VILLA, F. J.; MARTIN, F.; LUDERMANN, H. D. 13C AND 15N NMR spectroscopic examonation of the transformation of organic nitrogen in plant biomasa buring termal treatment. Soil Biology and Biochemistry, Oxford, v. 28, p. 1053-1060, 1996.

    KONONOVA, M.M. Matéria orgânica del suelo: su naturaleza, propriedades y métodos de investigación. Barcelona, Oikos-Tou. 1982. 365p.

    KRAMER, R.W.; KUJAWINSKI, E.B. & HATCHER, P.G. Identification of black carbon derived structures in a volcanic ash soil humic acid by fourier transform ion cyclotron resonance mass spectrometry. Environ Sci Tech, v. 38, p.3387-3395, 2004.

    KUHLBUSCH, T. A. J. Black carbon and global carbon and oxygen cicle. Ninth Annual V. M. Goldschmidt Conference, p. 7360. pdf, 1999.

    KUHLBUSCH, T. A. J. Black carbon and the carbon cycle. Science, Washington, v. 280, n. 1903-1904, 1998.

    KUHLBUSCH, T. A. J.; ANDREAE, M. O.; CACHIER, H.; GOLDAMMER, J. G. LACAUX, J. P.; SHEA, R.; CRUTZEN, P. J. Black carbon formation by savanna fires: measurements and implications for the global carbon cycle. Journal of Geophysical Research, v. 101, n. 23, p. 651-657, 1996.

    KUHLBUSCH, T. A. J.; CRUTZEN, P. J. Toward a global estimate of black carbon in residues of vegetation fires representing a sink of atmospheric CO2 and a source of O2. Global Biogeochemical Cycles, Washington, v. 9, p. 491-501, 1995.

    KUMADA, K. Carbonaceous materials as a possible source of soil humus. Soil Science and Plant Nutrition, Tokyo, v. 29, p. 383-386, 1983.

    MADARI, B.E.; SOMBROEK, W.G. & WOODS, W.I. Research on Anthropogenic Dark Earth soils. Could it be a solution for sustainable agricultural development in the Amazon? In: GLASER, B. & WOODS, W.I. (Eds). Amazonian dark Earths: Explorations in Space and Time. Springer-Verlag, Heidelberg. pp 169-182, 2004.

    MALCOLM, R. L. Applications of solid-state 13C NMR spectroscopy to geochemical studies of humic susbstances. In: HAYES, M.H.B. et al. (Ed.). Humic substances II. In search of structure. New York: John Wiley & Sons, 1989. p. 309-372.

    MALINGREAU, J.P.; STEPHENS, G & FELLOWS, L. Remote-sensing of forest-fires – Kalimantan and North-Borneo in 1982-83. Ambio, v.14, p.314-321, 1985.

    MASIELLO, C.A. New directions in black carbon organic geochemistry. Mar. Chem.,v. 202, p.201-213, 2004.

    MASIELLO, C. A.; DRUFFEL, E. R. M. Black carbon in deep-sea sediments. Science, Washington, v. 280, p. 1911-1913, 1998.

    NOVAKOV, T. The role of soot and primary oxidants in atmospheric science. Science of the Total Environment, Amsterdam, v. 36, p. 1-10, 1984.

    NOVOTNY, E. H. Estudos espectroscopicos e cromatográficos de substâncias húmicas de solos sob diferentes sistemas de preparo. 2002. 251 f. Tese (Doutorado)-Universidade de São Paulo; Instituto de Química, São Paulo.

    NOVOTNY, E.H.; deAZEVEDO, E.R.; BONAGAMBA, T.J.; CUNHA, T.J.; MADARI, B.E.; BENITES, V.M. & HAYES, M.H.B. Studies of the Compositions of Humic Acids from Amazonian Dark Earth Soils. Environ. Sci. Tech. (in press), 2006a.

    NOVOTNY, E.H.; HAYES, M.H.B.; deAZEVEDO, E.R.; BONAGAMBA,T. J.; BENITES, V.M.; MADARI, B.E.; CUNHA, T.J.F. Caracterização do carbono pirogênico por ressonância magnética nuclear. VI Encontro Brasileiro de Substâncias Húmicas, Rio de Janeiro, 2005. p. 28-31. Resumos expandidos, 2005.

    NOVOTNY, E.H.; HAYES, M.H.B.; deAZEVEDO, E.R. & BONAGAMBA, T.J. Characterisation of Black Carbon rich samples by 13C solid-state nuclear magnetic resonance. Naturwissenschaften, v. 93, p. 447-450, 2006b.

    NYE, P.H. & GREENLAND, D.J. The soil under Shifting Cultivation. Technical Communication 51, Commonwealth Bureau of Soil, Harpenden, UK, 156p, 1960.

    OADES, J. M.; GILLMAN, G. P.; UEHARA, G. Interactions of soil organic matter and variable-charge clays. In: COLEMAN, D. C.; OADES, J. M.; UEHARA, G. (Ed.) Dynamics of soil organic matter in tropical ecosystems. Honolulu: University of Hawaii, 1989. p. 69-95.

    OBERLIN, A.; BOULMIER, J. L.; VILEY, M. Electron microscopic study of kerogen microstructure. Selected criteria for determining the evolution path and evolution stage of kerogen. In: DURAND, B. (Ed.). Kerogen: insoluble organic matter from sedimentary rocks. Pariz: Techip, 1980. p.191-241.

    OHTA, S.; SUZUKI, A. & KUMADA, K. Experimental studies on the behavior of fine organic particles and water-soluble organic matter in mineral soil horizons. Soil Sci. Plant Nutr, v. 32, p.15-26, 1986.

    PARFITT, R.L.; THENG, B. K. G.; WHITTON, J. S.; SHEPHERD, T. G. Effects of clay minerals and land use on organic matter pools. Geoderma, Amsterdam, v. 75, n. 1/2, p. 1-12, 1997.

    Pérez, M. G.; MARTIN-NETO, L.; SAAB, S.C.; NOVOTNY, E. H.; MILORO, D. M. B. P.; BAGNATO, V. S.; Colnago, L. A.; MELO, W. J.; KNICKER, H. Characterization of humic acids from a Brazilian Oxisol under different tillage systems by EPR, 13C NMR, FTIR and fluorescence spectroscopy, Geoderma, Amsterdam, v. 118, p.181-190, 2004.

    PICCOLO, A.; PIETRAMELLARA, G. & MBAGWU, J.S.C. Effects of coal-derived humic substances on water retention and structural stability of Mediterranean soils. Soil Use Manege., v.12, p.209-213, 1996.

    POIRIER, N.; DERENNE, S.; ROUZAUD, J. N.; LAGEAU, C.; MARIOTTI, A.; BALESDENT, J.; MAQUET, J. Chemical structure and source of the macromolecular, resistant, organic fraction isolated from a forest soil (Lacadee, Southwest France). Organic Geochemistry, Elmsford, v. 31, p. 813-827, 2000.

    POIRIER, N.; DRENNE, S.; BALEDENT, J.; ROUZAUD, J. N.; MARIOTTI, A.; LARGEAU, C. Abundance and composition of the refractory organic fraction of an ancient, tropical soil (Pointe Noire Congo). Organic Geochemistry, Elmsford, v. 33, p. 383-391, 2002.

    PONOMARENKO, E.V. & ANDERSON, D.W. Importance of charred organic matter in black chernozem soils of Saskatchewan. Can. J. Soil Sci., v. 81, p.285-297, 2001.

    RAMAKRISHNAN, P.S. Shifting Agriculture and Sustainable Development. Man and Biosphere Series, vol 10. UNESCO, Pariz, 424 p., 1992.

    ROSCOE, R.; BUURMAN, P.; VELTHORST, E.J. & VASCONCELLOS, C.A. Soil organic matter dynamics in density and particle size fractions as revealed by the 13C/12C isotopic ratio in a Cerrado's oxisol. Geoderma, v. 104, p.185-202, 2001.

    SALDARRIAGA, J. G.; WEST, D. C. Holocene fires in the nortern Amazon basin. Quaternary Research, San Diego, v. 26, p. 358-366, 1986.

    SANCHEZ, P.A.; VILLACHIA, J.H. & BANDY, D.E. Soil fertility dynamics after clearing tropical rainforest in Peru. Soil Sci. Soc. Am. J., v. 47, p.1171-1178, 1983.

    SCHMIDT, M. W. I.; NOACK, A. G. Black carbon in soils and sediments: analysis, distribution, implications, and current challenges (review). Global Biogeochemical Cycles, Washington, v. 14, p. 77-79, 2000.

    SCHMIDT, M. W. I.; SKJEMSTAD, J. O.; CZIMCZINK, C. I.; GLASER, B.; PRENTICE, K. M.; GELINAS, Y.; KULBEUSCH, T. A. Comparative analysis of black carbon in soil. Global Biogeochemical Cycles, Washington, v. 15, p. 163-167, 2001.

    SCHMIDT, M. W. J.; SKJEMSTAD, E. GEHRT, E.; KÖEL-KNABNER, I. Charred organic carbon in German chernozemic soils. European Journal of Soil Science, Oxford, v. 50, p. 351-365, 1999.

    SCHMIDT, M.W.I.; KNICKER, H.; HATCHER, P.G. & KÖGEL-KNABNER, I. Impact of brown coal dust on the organic matter in particle-size fractions of a Mollisol. Org. Geochem. v. 25, p.29-39, 1996.

    SCHNITZER, M. & KHAN, S.U. Soil Organic Matter. Amsterdam, Elsevier, 1978.

    SCHULTEN, H.-R. & SCHNITZER, M. A state of the art structural concept for humic substances. Naturwissenschaften, v. 80, p. 29-30, 1993.

    SCHULZE, E. D.; WIRTH, C.; HEIMANN, M. Maneging forests after Kyoto. Science, Washington, v. 289, p. 2058-2059, 2000.
    SEIBERT, S.F. Hillside farming, soil erosion, and forest conservation in two Southeast Asian national parks. Mt. Res. Dev., v. 10, p.64-72, 1990.

    SEILER, W.; CRUTZEN, P. J. Estimates of gross and net fluxes of carbon between the biosphere and the atmosphere from biomass burning. Climatic Change, Dordrecht, v. 2, p. 207-247, 1980.

    SHINDO, H.; MATSUI, Y.; HIGASHI, T. A possible source of humic acid in volcanic ash soils in Japan-charred residue of Miscanthus sinensis. Soil Science, Baltimore, v. 141, p. 84-87, 1986b.

    SHINDO, H.; MATSUI, Y.; HIGASHI, T. Humus composition of charred plant residues. Soil Science and Plant Nutrition, Tokyo, v. 32, p. 475-478, 1986a.

    SHNEOUR, E. A. Oxidation of graphitic carbon in certain soils. Science, Washington, v. 151, p. 991-992, 1966.

    SIMPSON, M. J.; CHEFETZ, B.; DESHMUKH, A. P.; HATCHER, P. G. Comparison of polycyclic aromatic hydrocabon distribution and sedimentary organic matter characteristics in contaminated, coastal sediments from Pensacola Bay. Marine Environmental Research, Florida, v. 59, p. 139-163 2004.

    SIMPSON, M. J.; HATCHER, P. G. Determination of black carbon in natural organic matter by chemical oxidation and solid-state 13C nuclear magnetic resonance spectroscopy. Organic Geochemistry, Elmsford, v. 35, p. 923-935, 2004a.

    SIMPSON, M.J. & HATCHER, P.G. Overestimates of black carbon in soils and sediments. Naturwissenschaften, v. 91, p.436-440, 2004b.

    SKJEMSTAD, J. O.; CLARKE, P.; TAYLOR, J. A.; OADES, J. A.; McCLURE, S. G. The chemistry and nature of protected carbon in soil. Australian Journal of Soil Research, Victoria, v. 34, p. 251-271, 1996.

    SKJEMSTAD, J. O.; GRAETZ, R. D. The impact of burning on the nature of soil organic matter in Australia. Agronomina, v. 37, n. 2, p. 85-90, 2003.

    SKJEMSTAD, J. O.; REICOSKY, D. C.; WILTS, A. R.; McGOWAN, J. A. Charcoal carbon in US Agricultural Soil. Soil Science Society of the America Journal, Madison, v. 66, p. 1249-1255, 2002.

    SKJEMSTAD, J. O.; TAYLOR, J. A.; SMERNIK, R. J. Estimation of charcoal (char) in soil. Communications in Soil Science Society of Amarica Journal, Madison, v. 66, p. 2283-2298, 1999.

    SMERNIK, R. J.; SKJEMSTAD, J. O.; OADES, J. M. Virtual fractionation of charcoal from soil organic matter using solid state 13C NMR spectral editing. Australian Journal of Soil Research, Victoria, v. 38, p. 665-683, 2000.

    SMITH, D. M.; CHUGHTAI, A. R. The surface-structure and reactivity of black carbon. Colloids and Surfaces, Amsterdam, v. 105, p. 47-77, 1995.

    SOMBROEK, W. G. Amazonas soils. A reconnaissance of the soils lf the Brazilian Amazon region. Wageningen: Centre for Agricultural Publication and Documentation, 1966. 292 p.

    SOMBROEK, W.; RUIVO, M. de L.; FEARNSIDE, P. M.; GLASER, B.; LEHMANN, J. Amazonia dark earths as carbon stores and sinks. In: LEHMANN, J. et al. (Ed). Amazonian dark earths. Dordrecht: Kluwer Academic Publishers, 2003. p. 124-139.

    SPOSITO, G. The Chemistry of Soils. New York, Oxford University, 1989.

    SPURR, H. S.; BARNES, B. V. Forest ecology. 2nd ed. New York: The Ronald Press Company, 1973. p. 347.

    STEVENSON, F. J. Humus chemistry: genesis, composition, reactions. 2nd ed. New York: J. Wiley, 1994. 443 p.

    STOUT, J.D.; GOH, K.M. & RAFTER, T.A. Chemistry and turnover of naturally occurring resistant organic compounds in soil. In: Paul, E.A. & Ladd, J.N. (Eds.). Soil Biochemistry. Marcel Dekker, New York. v.5, p. 1-73, 1995.

    TAMM, C.O. Nitrogen in terrestrial ecosystems. Springer, Berlin Heidelberg New York, 1991.

    TATE, K. R.; YAMAMOTO, K.; CHURCHMAN, G. J.; MEINHOLD, R.; NEWMAN, R. H. Relationships between the type and carbon chemistry of humic acids from some New Zealand and Japanese soils. Soil Science and Plant Nutrition, Tokyo, v. 36, p. 611-621, 1990.

    THINON, M. Phytoécologie-la pédoanthracologie: une nouvelle méthode d`analyse phytochronologique depuis de néolithique. Comptes Rendus de l`Académie des Sciences série D, Paris, p. 1203-1206, 1978.

    UHL, C.; CLARK, K.; CLARK, H. & MURPHY, P. Early plant succession after cutting and burning in the Upper Rio Negro of the Amazon Basin. J. Ecol., v. 69, p.631-649, 1981.

    USSIRI, D.A.N.; JOHNSON, C. E. Characterization of organic matter in a northern hardwood forest soil by 13C NMR spectroscopy and chemical methods. Geoderma, Amsterdam, v. 111, p.123-149, 2003.

    VAN WANBEKE, A. Soils of the Tropic: Properties and Appraisal, McGraw-Hill, New York, 343p., 1992.

    VERADO, D. J. Charcoal analysis in marine sediments. Limnology and Oceanography, New York, v. 42, p. 192-197, 1997.

    WARDLE, D.A.; ZACKRISSON, O. & NILSSON, M.C. The charcoal effect in Boreal forests: mechanisms and ecological consequences. Oecologia. v. 115, p.419-426, 1998.

    WOLBACH, W. S.; LEWIS, R. S.; ANDERS, E. Cretaceous extinctions: evidence for wildfires and search for meteoritic material. Science, Washington, v. 230, p. 167-170, Oct. 1985.

    WOLBACH, W.S. & ANDERS, E. Elemental carbon in sediments: determination and isotopic analysis in the presence of kerogen. Geochim. Cosmochim. Acta, v. 53, p.1637–1647, 1989.

    ZECH, W.; GUGGENBERGER, G. Organic matter dynamics in forest soils of temperate and tropical ecosystems. In: PICCOLO, A. (Ed.). Humic substances in terrestrial ecosystems, Amsterdam: Elsevier Science,1996. p. 101-170.

    ZECH, W; HAUMAIER, L, & HEMPFLING, R. Ecological aspects of soil organic matter in tropical land use. In: McCARTHY, P.; CLAPP, C.E.; MALCOLM, R.L. & BLOOM, P.R. (eds). Humic substances in soil and crop sciences: Selected Readings. Madison, ASA/SSSA. Humic substances in soil and crop science, selected readings, p.187-201, 1990.

  2. Los siguientes 7 Usuarios dan las gracias a OZELADOR por este Post:

    Chuin (07/04/2011), Harvest*Time (27/10/2013), Jim*Morrison (07/04/2011), Meshuga (09/11/2013), Muhhamad (17/08/2012), Thulle (18/11/2013), Verdim (07/05/2011)

  3. #2
    Fecha de Ingreso
    24 oct, 11
    Ubicación
    sudeste do brazil
    Mensajes
    55
    Gracias
    294
    96 gracias recibidas en 38 Posts
    Mencionado
    8 Mensaje(s)
    Etiquetado
    0 Tema(s)
    Citado
    7 Mensaje(s)

    Re: Carbonização de materiais organicos para a fertilidade dos solos.

    Muito interesante o texto! imagino se conseguimos aplicar isso em pequena escala...

    Errar é humano, mais perdoar é divino!

    Baruch ata Adonai, Eloheynu melech ha-olam
    She-he-che-yanu, v'ki-y'manu, v'higiyanu lazman ha-zeh

+ Responder Tema

Usuarios Etiquetados

Permisos de Publicación

  • No puedes crear nuevos temas
  • No puedes responder temas
  • No puedes subir archivos adjuntos
  • No puedes editar tus mensajes