Plantio direto: recupera a matéria orgânica do solo e reduz a emissão de CO2 para a atmosfera
J. C. M. Sá 1; C. C. Cerri2; W. A. Dick3 e R. Lal3 1 Professor do Depto de Solos e Engenharia Agrícola, Universidade Estadual de Ponta Grossa, Praça Santos Andrade S/N, Caixa Postal 992/3, 84010-330, Ponta Grossa-PR, E-mail:jcmsa@uepg.br; 2 Pesquisador do Laboratório de Biogeoquímica Ambiental, Centro de Energia Nuclear na Agricultura-USP, Av. Centenário 300, 13416-900 Piracicaba-SP; 3 Professor da School of Natural Resources, The Ohio State University, 21210 Coffey Road, Columbus, OH 43210, USA.
O reservatório global de carbono
No globo terrestre existem cinco principais reservatórios de carbono. A figura 1 apresenta de forma esquemática as inter-relações que ocorrem entre estes ”pools” (Lal, 1999). O reservatório oceânico é o maior deles e foi estimado em 38000 Pg (1 Pg = petagrama = 1015 g = 1 bilhão de toneladas métricas). O segundo maior é o reservatório geológico com 5000 Pg e é constituído pelos combustíveis fósseis: carvão, petróleo e gás natural. Este é o que mais contribui com a emissão de CO2 para a atmosfera devido ao uso expressivo desses combustíveis. O solo, o terceiro maior ”pool”, foi estimado em 2300 Pg. É constituído pelo carbono orgânico, cuja estimativa para a profundidade de 1m varia de 1220 a 1550 Pg, e pelo carbono inorgânico que varia entre 695 a 748 Pg. A maior parte deste último situa-se abaixo da profundidade de 1 m (Batjes, 1996). A atmosfera representa o quarto maior ”pool” totalizando 760 Pg de C, e a biota, o menor ”pool”, abriga 560 Pg. O estoque de carbono orgânico em solos do mundo é aproximadamente três vezes a quantidade estimada para a biota e o dobro do que existe na atmosfera (Eswaran et al., 1993; Lal et al., 1995; Batjes, 1996).
Figura 1. Reservatórios globais de carbono em fluxos para a atmosfera A perda histórica de carbono orgânico por ação antropogênica foi estimada em 66 a 90 bilhões de toneladas, sendo 19 a 32 bilhões devido à erosão dos solos e 44 a 58 bilhões devido a oxidação provocada pelo desmatamento e queima da vegetação natural e a oxidação microbiana estimulada pelo preparo do solo (Lal, 1999). Dessa forma, dependendo do sistema de manejo do solo adotado, a matéria orgânica do solo (MOS) pode ser uma fonte ou dreno do CO2 atmosférico, contribuindo diretamente no efeito estufa. O volume de CO2 emitido para a atmosfera contribui com 50% deste efeito e os sistemas agropecuários participam com 22,9% do total emitido (Lal, 1995; IPCC, 1995). Outros gases que contribuem para o aquecimento global têm uma ação muitas vezes superior ao CO2 na captura das ondas longas. Por exemplo, a molécula de CH4 e N2O é 32 e 150 vezes mais efetiva do que a molécula de CO2 em segurar a radiação das ondas longas (Lal et al., 1995). A tabela 1 apresenta a concentração desses gases na atmosfera e a sua contribuição no efeito estufa.
Gases
Concentrção em 1985
Incremento anual desde 1985 até 1995 (%)
Contribuição para o aquecimento global (%)
CO2
345 ppm
0,5
50
CH4
90 ppb
0,8
19
N2O
1,65 ppm
1,0
5
CFC++
0,24 ppb
3,0
15
Outros
---------
----
11
++Clorfluorocarbonetos oriundos de aerossóis
Fonte: Lal, 1995
Diante desse quadro, a exploração agropecuária tem um papel relevante na redução da emissão de CO2 para atmosfera através de sistemas de manejo do solo que possibilitam a recuperação da MOS. A conversão de áreas sob preparo convencional (PC) para o sistema plantio direto (SPD) e a sua manutenção por longo período tem possibilitado a recuperação no conteúdo de carbono do solo e em alguns casos alcançando nível superior ao original do solo sob a vegetação natural (Cambardella e Elliot, 1994; Dick et al., 1998; Bayer et al., 2000; Sá et al., 2000). O aumento do carbono orgânico no solo no SPD está estreitamente relacionado ao retorno dos resíduos culturais associado ao não revolvimento do solo. A decomposição lenta e gradual desses resíduos libera compostos orgânicos que estimulam a formação e a estabilidade de agregados (Tisdall and Oades, 1982). Como conseqüência, a MOS fica menos exposta aos processos microbianos, reduzindo a taxa de mineralização e resultando em um menor fluxo de CO2 para a atmosfera (Elliot, 1986; Reicosky et al., 1995). Esse mecanismo proporciona a proteção física da MOS que atua como agente de ligação entre os microagregados para a formação de macroagregados.
Figua 2. Estoque de carbono em sistemas de manejo do solo (CN = Campo nativo;PD = Plantio direto; PC = Preparo convencional) sob diferentes zonas climáticas. (A) Rio Grande do Sul - BR, Bayer, et al.,2000; (B) Kentucky - EUA, Dick et al., 1998; (C) Ponta Grossa, Sá, et al., 200; (D)Ohio-EUA, Dick, et al., 1998 Inúmeros trabalhos, realizados em diversas eco-regiões, compararam o aumento da MOS no SPD em relação ao PC e constataram que esse aumento está restrito principalmente à camada superficial e raramente ultrapassa os 15 cm de profundidade (Lal, 1997; Dick, 1983, 1998; Kern e Johnson, 1993; Bayer, 2000; Sá, 1993, 2000). Isto significa que, seja em regiões de clima temperado ou de clima tropical, o acúmulo da MOS no SPD ocorre nos primeiros 10 cm e raramente ultrapassa 15 cm do perfil de solo.
Figua 3. Conteúdo total e lábil de polissacarídeos em sistemas de manejo do solo há logo período, em duas profundidades de amostragem Este artigo tem por objetivo discutir alguns resultados de pesquisa que envolvem o sistema plantio direto adotado por longo período em regiões temperadas, subtropicais e tropicais com ênfase na MOS. Para tanto, foram selecionados alguns artigos publicados na literatura internacional e nacional para efeito de comparação.
Impacto do plantio direto a longo período no estoque de carbono
Em condições de clima temperado Kern e Johnson (1993) agruparam e avaliaram os resultados de 17 experimentos de longa duração sobre sistemas de manejo do solo, em diversas regiões dos EUA. Constataram que o ganho médio em MOS no SPD em relação ao PC foi de 28,3% na camada de 0-8 cm, 16% na camada de 8-15 e nenhum ganho abaixo de 15 cm de profundidade. Posteriormente, Reicosky et al. (1995) comentaram que os ganhos em MOS no SPD foram entre 0 a 2300 kg ha-1 ano-1, equivalente a taxa anual de 0 a 1,15 Mg ha-1 de C. Segundo esses autores, os valores mais elevados estão relacionados com as regiões mais frias ou que receberam expressivos aportes de resíduos culturais de inverno. Em regiões tropicais e subtropicais apesar da taxa de decomposição da MOS ser 5 a 10 vezes mais elevada do que em regiões temperadas (Lal e Logan, 1995), os ganhos na MOS devido a adoção do SPD tem sido similares e/ou superiores. Por exemplo, a taxa anual de seqüestro de C segundo Lal (1997) na região oeste da Nigéria foi de 0,17 Mg ha-1, contrastando com os resultados obtidos por Corazza et al. (1999) na região dos cerrados brasileiros, que atingiu a taxa de 2,18 Mg ha-1 ano-1 de carbono. A grande diferença entre esses dois locais foi o maior aporte de resíduos culturais no experimento da região dos cerrados. Na região Sul do Brasil, resultados similares foram obtidos por Amado et al. (1999), Bayer et al. (2000) e Sá et al. (2000), com taxa anual de seqüestro de carbono de 1,6 Mg ha-1, 1,33 Mg ha-1 e 0,99 Mg ha-1, respectivamente. A figura 2 apresenta o estoque de carbono em quatro locais, sendo dois sob clima temperado (Ohio, EUA – 30 anos de SPD e Kentucky – 20 anos de SPD, 40º 40’ e 38º 07’ LN, respectivamente – Dick et al., 1998) e dois em clima subtropical (Porto Alegre, BR – 15 anos de SPD, 30º 50’ LS, Bayer et al., 2000; Ponta Grossa, BR - 25º 20’ LS, Sá, et al., 2000). Esses locais foram selecionados por apresentarem alguns pontos em comum tais como conteúdo de argila e longo período de adoção do SPD e PC e climas contrastantes. Em dois locais, (Kentucky-EUA, Ponta Grossa-BR), o estoque de C no SPD foi superior ao obtido sob vegetação natural. A comparação entre o ga-nho de C no SPD em relação ao PC apresentou a mesma tendência em todos os locais, porém, as taxas de seqüestro foram diferentes. Nas áreas sob clima subtropical as taxas variaram entre 0,99 a 1,33 Mg ha-1 ano-1 de C e nas áreas sob clima temperado variaram entre 0,21 a 0,66 Mg ha-1 ano-1 de C. Levanta-se daí a questão: Porque ocorre maior acúmulo de MOS no SPD em algumas situações sob clima subtropical e/ou tropical em relação a regiões sob clima temperado? A resposta parece estar relacionada com a taxa de agregação. Se por um lado, sob clima tropical há maior decomposição dos resíduos culturais em função de condições favoráveis, há também maior liberação de compostos orgânicos que atuam como agentes da agregação. Neste caso, ocorre um aumento na quantidade de macroagregados que promoveriam a proteção física da MOS. Este argumento pode ser amparado pelos dados obtidos por Neufeldt, et al., (1999) em solo sob vegetação de cerrado. Observaram que os polissacarídeos foram os principais agentes de agregação e, sob pastagem de Brachiaria decumbens, obtiveram os melhores resultados. Sá et al. (2000) avaliaram o conteúdo de polissacarídeos total e lábil no solo e observaram maior conteúdo no SPD do que no PC e sob vegetação natural (figura 3). A diferença significativa ocorreu somente na camada de 0-2,5 cm, exatamente onde ocorre o maior impacto dos resíduos culturais. Em diversas regiões brasileiras é possível cultivar duas, até três culturas por ano, possibilitando o retorno constante de resíduos culturais com diferentes composições fitoquímicas. Em geral, as leguminosas normalmente usadas para formação de coberturas verdes (ervilhacas, tremoços, mucunas e crotalárias), liberam elevadas quantidades de polissacarídeos enquanto as gramíneas (milho, sorgo, trigo, centeio, brachiaria e outras) são ricas em polifenóis. A combinação das culturas em rotação como base do SPD parece proporcionar um efeito intermitente na formação de macroagregados na camada superficial. Esta hipótese sendo aceita, a contribuição do SPD em regiões subtropicais e tropicais na redução da emissão de CO2 passa a ter um papel de destaque no cenário global. Considerando a área sob SPD no território brasileiro (13,37 milhões de hectares, Febrapdp, 2000) e os dados acima citados, a redução na emissão de CO2 seria estimada em: 31,5 a 50,9 milhões de toneladas para a região Sul e 28,2 a 38,5 milhões de toneladas para os cerrados. Dessa forma, 59,7 a 89,4 milhões de toneladas por ano de CO2 deixariam de emitidas para a atmosfera.
Literatura
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