1) O documento discute a pedologia, incluindo fatores de formação do solo, processos de formação, constituintes e classificação. 2) Os principais fatores de formação de solo são o material de origem, clima, organismos vivos, relevo e tempo. Isso influencia características como textura, estrutura e fertilidade. 3) Os processos de formação incluem adição, remoção, translocação e transformação de materiais, resultando na formação de horizontes distintos no solo.

1. 1
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Joyce Luiza Bonna
e-mail: bonnajoyce@hotmail.com

2. 2
PROGRAMA:
CAPÍTULO 1: GÊNESE DOS SOLOS
 Fatores de formação dos solos: material de origem, clima, organismos vivos, relevo e
tempo.
CAPÍTULO 2: PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO
 Processos gerais de formação dos solos: adição, remoção, translocação e transformação.
 Processos específicos de formação dos solos: hidromorfismo, laterização, latolização ou
latossolização, podzolização, calcificação e halomorfismo.
CAPÍTULO 3: CONSTITUINTES DOS SOLOS
 Fase sólida: minerais (primários, secundários, silicatados e não silicatados / óxidos);
matéria orgânica (MO).
 Fase líquida: solução do solo (hidrólise, lixiviação, indícios de umidade no solo e
constantes da água no solo).
 Fase gasosa: ar do solo, aeração.
CAPÍTULO 4: QUÍMICA DO SOLO
 Cargas do solo: cargas de beirada e cargas dependentes de pH.
 Capacidade de troca catiônica (CTC)
 Fertilidade do solo
CAPÍTULO 5: REAÇÃO DO SOLO – pH
 Fontes de acidez e basicidade nos solos
 Gessagem x Calagem
 Tipos de acidez nos solos
 ∆ pH
 Determinação do pH do solo
CAPÍTULO 6: MORFOLOGIA DOS SOLOS
 Descrição do solo em campo: diferenciação de horizontes, cor, textura, estrutura,
consistência, raízes e transição.
CAPÍTULO 7: CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS
 Horizontes x Camadas
 Tipos de horizontes
 Tipos de horizontes A
 Tipos de horizontes B
 Classes pedológicas
CAPÍTULO 8: PROCESSOS EROSIVOS
 Tipos de processos erosivos
 Condicionantes ambientais à erosão

3. 3
CAPÍTULO 1: GÊNESE DOS SOLOS
Os solos podem ser definidos como uma “coleção de corpos naturais, constituídos por
partes sólidas, líquidas e gasosas, tridimensionais, dinâmicos, formados por materiais minerais e
orgânicos que ocupam a maior parte do manto superficial das extensões continentais do planeta,
contém matéria viva e podem ser vegetados na natureza onde ocorrem e, eventualmente, terem
sido modificados por interferências antrópicas” (EMBRAPA, 2006, p.31).
Ao aflorar, a rocha que se consolidou em um ambiente
bem diferente daquele da superfície da terra, passa a
ser colonizada por espécies pioneiras (liquens e
musgos) que, em função do seu desenvolvimento,
liberam ácidos orgânicos e iniciam o processo de
alteração dos minerais que compõem as rochas.
Esse material inconsolidado já é capaz de reter água e
servir de substrato para espécies vegetais, o que
aumenta o processo de liberação de ácidos orgânicos e
de alteração dos minerais resultando na formação de um
1º horizonte de solo com influência da presença de
matéria orgânica (percebido pela coloração mais escura)
que é denominado horizonte A.
Posteriormente, abaixo do horizonte A desenvolve-se
uma camada de material alterado denominado horizonte
C, também chamado de saprolito ou rocha podre, por
apresentar ainda muitas características da rocha
originária.
Finalmente, ocorre o desenvolvimento do horizonte B,
através de uma alteração mais intensa do horizonte C,
que forma-se entre os horizontes A e C. A presença do
horizonte B significa maturidade, quanto mais evoluído o
solo, mais espesso é seu horizonte B.
Figura 1: Processo de evolução dos solos. Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.

4. 4
FATORES DE FORMAÇÃO DOS SOLOS
De maneira geral, pode-se dizer que: a formação do solo ocorre a partir da
alteração/intemperismo do material de origem (rocha ou sedimento) causada pelos organismos
e pelo clima, num determinado tempo e sob o controle do relevo (OLIVEIRA, 2010).
1. Material de origem
As rochas são uma associação de minerais que, por diferentes motivos geológicos,
acabam ficando intimamente unidos. Embora coesa, nem sempre é homogênea. Na agregação
mineralógica constituinte das rochas, é possível reconhecer minerais essenciais (sempre
presentes) e minerais acessórios (podem ou não estar presentes, sem que isso modifique a
classificação da rocha em questão). As rochas podem ser analisadas com base em três
parâmetros principais:
Composição química: cerca de 99% da litosfera é composta por Si+4
, Al+3
, Fe+2/+3
, Ca+2
,
Mg+2
, Na+
, K+
e O-2
, como o oxigênio é o único com carga negativa (ânion), serve de ponte de
ligação entre os elementos com carga positiva (cátion) formando a estrutura dos minerais. E entre
esses elementos, depois do Oxigênio, o Silício é o mais abundante, por isso as rochas podem ser
classificadas com base no percentual com que o Si ocorre nas rochas. Rochas com elevado teor
de Si são normalmente resistentes, pois o Si e o O formam ligações fortes, ao contrário de rochas
com baixo teor de Si, pois formam ligações fracas e a pedogênese tende a ser facilitada.
Estrutura: a presença de linhas de fraqueza nas rochas (ex.: fraturas e xistosidades)
favorece a entrada da água e, consequentemente, o intemperismo químico gerado pela água
sobre os minerais (ex.: hidrólise).
Gênese: as rochas também podem ser agrupadas de acordo com o seu modo de
formação na natureza. E sob este aspecto, podem ser divididas em três grandes grupos:
a) Ígneas
 Resultantes da consolidação direta do magma. Quando essa consolidação se dá na
superfície ou próxima a essa, são chamadas de vulcânicas ou extrusivas, e quando a
consolidação do magma ocorre em camadas mais profundas, são chamadas de
plutônicas ou intrusivas. As rochas vulcânicas se resfriam mais rapidamente, por isso
tendem a ser mais fraturadas (ex.: basalto) e menos resistentes do que as rochas
plutônicas (ex.: granito).
 Variedade composicional das rochas ígneas: consequência da variedade composicional
dos magmas a partir dos quais se consolidaram. Há rochas ígneas mais comuns, como os
granitos e basaltos. Outras são mais raras, como as rochas carbonáticas (predominam
minerais como a calcita e a dolomita). Um dos parâmetros fundamentais para a
caracterização composicional de rochas ígneas é o teor de Si, como mencionado
anteriormente. Segundo este parâmetro as rochas ígneas podem ser subdivididas em:
Teor de Si Classe Exemplo
>66% Ácidas Granito
52-66% Intermediárias Andesitos
45-52% Básicas Basalto
<45% Ultrabásicas Gabro
Em rochas básicas, os teores reduzidos de sílica implicam em um aumento no teor dos
demais componentes químicos (Mg, Fe e Ca) que, por sua vez, apresentam

5. 5
caracteristicamente cores escuras. Já em rochas ácidas e intermediárias predominam altos
teores de Si, Al, Na e K e cores claras.
Figura 2: Granito (rocha ácida) Figura 3: Granito (rocha ácida)
Figura 4: Andesito (rocha intermediária) Figura 5: Basalto (rocha básica)
Figura 6: Gabro (rocha ultrabásica) Figura 7: Rocha carbonática
 Importância: as rochas ígneas compõem a classe de rochas predominante na crosta da
Terra (mais de 70%); são muito utilizadas na produção de materiais de construção e para
fins ornamentais.
b) Sedimentares
Formadas a partir da fragmentação, deposição e consolidação dos materiais. Como se
trata de rochas que tem sua origem em um material que já foi fragmentado, tendem a ser menos

6. 6
resistentes do que as rochas ígneas. No entanto, se ricas em Si, por exemplo, mesmo sendo uma
rocha sedimentar pode ser extremamente resistente (ex.: cimento) e até mais resistente do que
uma rocha ígnea que seja pobre em Si.
Figura 8: Calcário Figura 9: Arenito
Figura 10: Siltito Figura 11: Argilito
c) Metamórficas
Podemos entender o metamorfismo como o conjunto de processos pelos quais
determinada rocha é transformada através de reações que se processam no estado sólido. Essas
modificações implicam em mudanças na estrutura, textura, composição mineralógica ou mesmo
composição química da rocha ou rearranjo dos componentes dessa. Em geral, os processos
metamórficos ocorrem associados a eventos tectônicos e os principais parâmetros físicos
envolvidos no metamorfismo são: a temperatura (o calor é promovido pelo sistema motor da
tectônica; as reações metamórficas iniciam a partir de temperaturas superiores a 200 ºC) e
pressão (varia com a profundidade). A velocidade com que essas mudanças ocorrem é muito
variável e difícil de mensurar, pois os processos metamórficos ocorrem no âmago da crosta e,
portanto, sua atuação é inacessível à observação direta.
Cabe citar ainda que os minerais (Figura 12), bem como qualquer rocha ígnea (Figura 13 e
Figura 14), sedimentar (Figura 15 a Figura 18) ou mesmo metamórfica pode sofrer transformações
e gerar uma nova rocha metamórfica. Além disso, o metamorfismo da rocha pode ser apenas
parcial (Figura 19). De forma geral, as rochas metamórficas são menos resistentes que suas
respectivas ígneas, porém, são mais resistentes que as suas respectivas sedimentares, pois o
metamorfismo torna os elementos que compõem as rochas sedimentares mais consolidados.

7. 7
Figura 12: Mica – mineral com foliação decorrente de metamorfismo.
Figura 13: Granito (rocha ígnea) Figura 14: Gnaisse (metaígnea)
Ex.1: a restruturação do granito (ígnea) para formar o gnaisse (metamórfica) leva a uma
perda de resistência, pois no gnaisse há uma organização bandada baseada na diferença de
densidade (camadas de material rico em Si e Al, alternados com material rico em Fe e Mg)
que gera linhas de fraqueza.
Figura 15: Calcário (rocha sedimentar) Figura 16: Mármore (rocha metasedimentar)
Ex.2: a reestruturação do calcário (sedimentar) formando o mármore (metamórfica) torna o
material mais consolidado e, consequentemente, mais resistente.

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Figura 17: Arenito (rocha sedimentar) Figura 18: Quartzito (metassedimentar)
Figura 19: Migmatito / rocha mista – há porções de rocha metamórfica e de rocha ígnea.
A resistência das rochas metamórficas bandadas também depende da forma com que
essas linhas de fraqueza são expostas na superfície. Quando essas camadas afloram com linhas
de fraqueza verticais, a água penetra entre as camadas da rocha, mas percola num período de
tempo muito curto, não havendo muito tempo para intemperizar as rochas; quando as camadas
afloram obliquamente, além da água penetrar entre as camadas, ela terá mais tempo para
percolar e, consequentemente, intemperizar a rocha; já quando essas camadas afloram
horizontalmente, a água não consegue penetrar entre as camadas.

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Figura 20: Formas de afloramento:
vertical, oblíquo e horizontal.
Figura 21: Ciclo das rochas.
Solos autóctones e alóctones: a maioria dos solos são originados do intemperismo da
rocha in situ (que aflorou no mesmo local onde ocorreu a formação do solo), esses solos são
denominados de autóctones ou eluviais. Mas os solos também podem ser formados a partir de
depósitos sedimentares, neste caso são chamados de alóctones e são normalmente mais difíceis
de serem caracterizados, pois são muito heterogêneos.
Solos aluviais e coluviais: depósitos aluviais são aqueles formados por sedimentos
carreados pelos rios. Já os depósitos coluviais são aqueles gerados por materiais arrastados de
um local para outro a uma distância relativamente curta.
Em síntese: o material de origem funciona como um fator controlador em que a
composição química e a estrutura do material (entre outros elementos) além de influenciar nas
características dos solos (como na textura, estrutura, cor, fertilidade, etc.), determinam a
resistência do material ao intemperismo e, portanto, influenciam na taxa de pedogênese.
2. Clima
Trata-se de um fator ativo bastante influente no desenvolvimento dos solos, pois adiciona
energia (ex.: energia solar) e matéria ao ambiente (ex.: água). A temperatura e a umidade, entre
outros fatores climáticos, influenciam diretamente na intensidade dos processos físicos e
químicos, determinando a natureza e a intensidade dos processos de intemperismo.

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Temperatura: a temperatura influencia diretamente na velocidade das reações químicas e
biológicas, de modo que: quanto mais elevada à temperatura, mais aceleradas são as reações e
maior é também o metabolismo dos organismos e, portanto, a atuação desses seres também é
intensificada. A variação da temperatura também contribui para processos de expansão e retração
das rochas, favorecendo a fragmentação das mesmas.
Precipitação: a presença da água altera significativamente os minerais em função do
processo de hidrólise (quebra pela água – ver Figura 39). Além de atuar na destruição dos
minerais, a água também é responsável pela lixiviação (carreamento) dos elementos mais
solúveis liberados a partir dessa destruição.
Grau de solubilidade dos principais componentes dos solos:
Al e Fe Baixa solubilidade
Si Média solubilidade
Ca, Mg, K e Na Alta solubilidade
Influência do clima no horizonte A dos solos:
Regiões
tropicais
O horizonte A dos solos de regiões tropicais são geralmente pouco desenvolvidos mesmo
sob vegetações exuberantes. Isso porque a presença de água e de temperaturas elevadas
favorece que o processo de decomposição da matéria orgânica (MO) seja tão rápido
quanto o processo de produção. Tendência geral:
Taxa de produção de MO < Taxa de decomposição de MO = Horizonte A raso
(elevada) (muito elevada)
Regiões
temperadas
Já em áreas temperadas, encontramos horizontes A mais espessos, pois durante o
período de temperaturas mais baixas, os organismos decompositores ficam numa espécie
de dormência, permitindo o acúmulo de MO. Tendência geral:
Taxa de produção de MO > Taxa de decomposição de MO = Horizonte A espesso
(mediana) (baixa)
Regiões
semi-áridas
Em ambientes semi-áridos por sua vez, o horizonte A dos solos normalmente são muito
pouco desenvolvidos, pois há pouca vegetação para virar MO e essa é rapidamente
decomposta devido às elevadas temperaturas. Tendência geral:
Taxa de produção de MO < Taxa de decomposição de MO = Horizonte A raso
(baixa) (muito elevada)
3. Organismos vivos
Os organismos vivos também funcionam como um fator ativo que adiciona matéria (MO e
ácidos orgânicos) e energia ao sistema.
A acidificação do solo se dá a partir da liberação de ácidos das reações metabólicas e da
decomposição da MO. Esses ácidos favorecem o intemperismo dos minerais. Além da adição,
determinados animais (formigas, minhocas, cupins, etc) são responsáveis pela homogeneização
do solo, além de decomporem parte da MO auxiliando na formação do húmus.
Quanto à cobertura vegetal, a própria penetração das raízes, bem como suas excreções
orgânicas, também auxiliam no processo de intemperismo. Em contrapartida, vale destacar que a
vegetação age como moderadora das influências climáticas e ameniza a atuação dos processos
erosivos.

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4. Relevo
O relevo é considerado um fator controlador no processo de formação do solo. Ele recebe
essa denominação devido ao controle que estabelece entre a taxa de pedogênese em relação à
taxa de erosão. De uma maneira geral, quando o terreno apresenta topografia plana, a taxa de
pedogênese é maior, gerando solos mais evoluídos. Porém, quanto mais íngreme e declivoso o
relevo, maior a taxa de erosão em relação à pedogênese, gerando nessas áreas solos mais rasos,
ou mesmo a inexistência dele. Em síntese:
Taxa de pedogênese
Taxa de erosão
Quando:
 Relevo mais plano: Taxa de pedogênese > Taxa de erosão = Solos mais profundos / desenvolvidos
 Relevo mais íngreme: Taxa de pedogênese < Taxa de erosão = Solos mais rasos / jovens
Figura 22: Influência do relevo na formação dos solos.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
Mas há exceções:
 Exemplo 1: é comum encontrarmos solos rasos em locais de relevo plano no semi-árido
brasileiro, isso porque a falta de água dificulta o intemperismo químico e,
consequentemente, a evolução dos solos nesses locais. Em síntese, trata-se de uma
região cujo fator climático tem maior peso/influência que o relevo.
 Exemplo 2: já em regiões de relevo movimentado, podem ser encontrados solos muito
evoluídos. A explicação para isso vem de estudos que demonstram que essa região já foi
plana em períodos pretéritos, isto é, bem diferente do que é atualmente. Tais ambientes
são denominamos de Paleoambientes, pois se formaram em condições ambientais
adversas às atuais.

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5. Tempo
Trata-se de um fator passivo, pois não adiciona e nem leva a perda de nada, mas é de
fundamental importância, uma vez que permite a atuação dos outros fatores citados. Há dois tipos
de tempo/idade:
 Tempo absoluto: tempo de exposição da rocha origem. Ex.: o solo x tem a idade de 200
mil anos.
 Tempo relativo: relacionado ao grau de evolução/maturidade dos solos. Ex.: o solo y é
mais evoluído que o solo x, pois é mais profundo.
Para estudos pedológicos a idade relativa é mais informativa que a idade absoluta.

13. 13
CAPÍTULO 2: PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO
A superfície terrestre apresenta uma grande diversidade de solos em função das diferentes
combinações de seus fatores e processos de formação gerais e específicos.
PROCESSOS GERAIS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS
Processos pelos quais todos os solos passam, ainda que em diferentes intensidades:
1. Adição
Pode ser de matéria (ex.: sedimentos, cinzas vulcânicas, água, ácidos, etc.) ou energia (ex.:
o sol é uma das principais fontes de energia).
O homem também pode adicionar elementos ao solo (ex.: água, fertilizantes, resíduos
industriais, calcário, etc.) e influenciar no comportamento do mesmo, mas neste caso trata-se de
um processo antrópico e não natural.
2. Remoção/Perda
Ocorre principalmente via lixiviação e erosão, em ambos o principal agente é a água,
especialmente em áreas tropicais.
Em ambientes sem interferência antrópica, apesar das plantas absorverem parte dos
nutrientes dos solos, estes retornam para os solos quando há a decomposição da MO. Já em
ambientes antropizados, os nutrientes absorvidos pelas plantas não retornam para o solo, pois o
material vegetal é retirado do solo para o consumo. O uso do solo para pastagem também leva à
perda de nutrientes. Por isso, a adubação do solo também deve ser realizada neste tipo de uso e
não apenas em áreas de cultivo.
3. Transporte/Translocação
Realocação de material dentro do perfil do solo. Pode ser ascendente (ex.: realizado pela
água sob efeito da capilaridade - fenômeno físico resultante das interações entre as forças de
adesão e coesão da molécula de água) ou descendente (ex.: água sob efeito da gravidade). Os
elementos que podem ser transportados são a água, a matéria orgânica (MO), as argila e os
materiais em solução, como sais.
Ressalta-se que o transporte implica na movimentação de material de um horizonte para
outro, mas não há perda, pois o material transportado permanece no perfil de solo, portanto, é
diferente dos processos de lixiviação e erosão.
4. Transformação
Reações químicas que ocorrem com os materiais e elementos que compõem o solo. Pode
ocorrer com os minerais, como a destruição dos minerais primários (1os
) e posterior recombinação
dos elementos que sobraram formando um mineral secundário (2º), bem como a quebra por
decomposição completa da matéria orgânica gerando húmus.

14. 14
PROCESSOS ESPECÍFICOS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS
Além dos processos gerais, influenciados pelos fatores e pela ação diferenciada de um ou
mais processos gerais de formação dos solos, alguns solos passam por processos específicos
que são essenciais para a determinação de suas características e particularidades. No Brasil, os
processos específicos de formação dos solos mais comuns são:
1. Hidromorfismo
ADIÇÃO (água) + TRANSFORMAÇÃO (redução do Fe3+
em Fe2+
)
Processo condicionado pelo excesso de água de ambientes encharcados na maior parte
do ano, ex.: veredas, várzeas e mangues (geralmente áreas mais baixas do relevo). Quanto maior
a quantidade de água no solo, menor é a quantidade de O2 e, consequentemente, menor é
também a quantidade de organismos decompositores, pois esses, em sua maioria são aeróbicos.
A MO pode ser decomposta tanto por microorganismos aeróbicos, quanto anaeróbicos, mas em
ambientes encharcados, esse processo é predominantemente realizado por anaeróbicos. No
entanto, além de ocorrerem em menor quantidade, os microorganismos anaeróbicos possuem um
metabolismo mais lento, favorecendo, portanto o acúmulo de MO nesses solos. Em síntese:
↑ H2O = ↓ O2 = ↓ Decomposição = ↑ Acúmulo MO
Resultado:
horizonte A profundo e escuro
Normalmente esses solos não possuem horizonte B, pois a elevada quantidade de água
impede a evolução do solo e a formação do horizonte B.
A ausência de O2 também favorece a transformação (redução) do Fe3+
(forma oxidada,
pouco solúvel) em Fe2+
(forma reduzida, solúvel). E como o Fe3+
que dá a cor ao solo e, neste
caso, esses são transformados em Fe2+
, que é pouco pigmentante, esses solos tendem a adquirir
uma coloração mais esbranquiçada ou acinzentada nos horizontes/camadas de C (que ficam
abaixo do horizonte A) – tal processo é denominado de Gleização. Em síntese:
↑ H2O = ↓ O2 = Transformação Fe3+ (pigmentante) em Fe2+ (pouco pigmentante)
Resultado:
Gleização – horizontes/camadas de C esbranquiçadas/acinzentadas
A redução do ferro também ocorre no horizonte A desses solos, mas não percebemos o
processo de gleização neste horizonte, pois o mesmo tende a ser mascarado devido à forte
presença de MO acumulada.
A vegetação desses ambientes encharcados e redutores são geralmente adaptadas, de
modo que: capturam o O2 do ar através das folhas e distribuem para o restante das plantas até as
raízes.
Solos formados por esse processo:
 Gleissolos: possuem horizonte A ou H < 40cm;
 Organossolos: possuem horizonte H ≥ 40cm.

15. 15
Observação: o processo de Hidromorfismo também pode dar início ao processo de
Laterização até o estágio de formação da plintita (maiores detalhes no tópico seguinte).
2. Laterização
TRANSFORMAÇÃO (oxidação do Fe2+
em Fe3+
)
Processo de acumulação de ferro. Inicia com o processo de Hidromorfismo, mas trata-se
de um processo diferente.
Como explicitado anteriormente, a vegetação dos solos hidromórficos tendem ser
adaptadas e possuírem a capacidade de capturar o O2 do ar atmosférico com as folhas e distribuí-
lo até as raízes. Com isso, nas áreas próximas às raízes, a presença do O2 leva à transformação
(oxidação) do Fe2+
(forma reduzida, solúvel) em Fe3+
(forma oxidada, pouco solúvel). E como o
Fe3+
é pouco solúvel e tem elevado poder de pigmentação, tende a se acumular nessas áreas
próximas as raízes gerando manchas (amarelas, vermelhas ou alaranjadas) que são
denominadas de mosqueados.
Plantas adaptadas = ↑ O2 nas raízes = Transformação Fe2+ (pouco pigmentante) em Fe3+ (pigmentante)
Resultado:
Mosqueados – manchas geradas pelo acúmulo de Fe3+ próximo as raízes das plantas
Os mosqueados podem ocorrer em todos os horizontes/camadas dos solos, mas só são
percebidos naqueles de coloração clara, logo, a MO no horizonte A dos solos hidromórficos, por
exemplo, pode inibir e até impedir a sua percepção.
A tendência é que os mosqueados se desenvolvam cada vez mais, pois o ferro tende mais
a sofrer oxidação do que redução. Quando a concentração do Fe3+
alcança um nível muito
elevado, além da coloração, esses pontos de acúmulo de ferro adquirem uma certa rigidez e
passam a ser chamados de plintita. A plintita normalmente se forma em locais em que há
variação do lençol freático. Caso este processo de variação do nível freático tenha continuidade, a
plintita poder endurecer a tal ponto que esse processo se torne irreversível e, neste caso, passa a
ser denominada de petroplintita, canga ou laterita.
Importante: apenas quando se chega ao nível da petroplintita, denominamos este
processo de Laterização. Em síntese:
Solos formados:
 Plintossolos: solos cujo material é constituído por pelo menos 15% de plintita ou
petroplintita.
Mosqueado - manchas
amarelas, vermelhas ou
alaranjadas. Processo
reversível (pode ser
destruído com a mão).
↑Acúmulo
de Fe3+
Plintita - além de
constituírem manchas,
material adquire certa
resistência. Processo
reversível (pode ser
destruído com a mão).
↑Acúmulo
de Fe3+
Petroplintita - material
adquire resistência
semelhante a uma rocha.
Processo irreversível
(não pode ser destruído
com a mão).

16. 16
3. Latolização ou Latossolização
ADIÇÃO (água e energia) + PERDA (nutrientes e Si) + TRANSFORMAÇÃO (minerais 1os
em 2os
)
O processo de Latolização ocorre em locais com elevadas taxas de precipitação e
temperaturas, cuja drenagem é livre (isto é, onde não há encharcamento do solo) e de relevo
pouco declivoso (favorecendo a infiltração da água no solo e, consequentemente o intemperismo
químico).
Devido a essas características ambientais supracitadas, esses solos sofrem muita
lixiviação (perda de elementos solúveis pela água). Lembrando que os elementos mais solúveis
são exatamente aqueles que servem de nutrientes para as plantas, como Ca, Mg, K e Na. Em
decorrência dessa elevada taxa de lixiviação, esses solos tendem a distrofia (se tornarem cada
vez mais inférteis). A perda de bases pela lixiviação também favorece a transformação de
minerais primários em secundários e como esses últimos são menores, esses solos tendem ser
mais argilosos. Já o Fe e o Al, como são muito pouco solúveis, tendem a sofrer um aumento
relativo (quando não há um aumento na quantidade efetiva/absoluta, mas apenas em termos
percentuais da constituição do solo). Em síntese:
↑ H2O + ↑ Temperatura = ↑ Lixiviação + ↑ Reações químicas = ↑ Transformação minerais
Ou
↑ H2O + ↑ Temperatura = ↓ Ca, Mg, K, Na e Si + ↑ Fe e Al = ↑ Minerais 1os → 2os
Resultado:
Solos evoluídos – distróficos/inférteis e ricos em óxidos de Fe e Al (tamanho argila)
Como esses solos estão associados a um relevo mais plano, tendem ser mais espessos,
homogêneos e geralmente resistentes a erosão (devido à alta capacidade de infiltração e retenção
de água). Logo, se adubados (uma vez que tendem a ser naturalmente mais inférteis), possuem
muita aptidão agrícola.
Solos formados:
 Latossolos: solos mais evoluídos.
4. Podzolização
TRANSPORTE descendente de material do horizonte A para o horizonte B
4.1. Podzolização de argila
Ciclos de umedecimento e secagem favorecem a dispersão da argila e como a argila é
uma partícula muito pequena e leve (tamanho coloidal), é facilmente transportada pela água
quando essa penetra no horizonte A de alguns solos (solos situados em áreas de relevo
movimentado e submetidos ao processo de dispersão da argila).
No entanto, quando a argila chega ao horizonte B encontra uma série de agregados que
funcionam como obstáculos e a argila passa a ser depositada sobre os agregados. Esse
processo de deposição da argila sobre os agregados pode formar uma espécie de “capa
brilhante” denominada cerosidade.

17. 17
O acúmulo de argila no horizonte B desses solos pode causar o “entupimento” dos poros
deste horizonte e levar a diminuição da taxa de infiltração, o que pode gerar o encharcamento do
horizonte A e, consequentemente, o aumento do escoamento superficial da água expondo esses
solos à erosão. O escoamento da água entre os horizontes A e B também pode gerar movimentos
de massa (como escorregamentos e rastejos). Ressalta-se ainda que esses solos geralmente se
encontram em áreas de relevo movimentado, o que também contribui para a maior atuação de
processos erosivos e movimentos de massa.
Quando esse processo de translocação descendente de argila é muito intenso, pode-se
formar um horizonte intermediário entre os horizontes A e B, chamado horizonte E (de
eluviação/perda de argila). Esse horizonte é praticamente constituído só por areia e, por isso,
normalmente é bem claro, já que a areia é pouco eficiente na pigmentação do solo.
Já o horizonte B desses solos passa a acumular tanta argila que quando chega a uma
determinada concentração é denominado de B textural (Bt) (devido o ganho de argila). Como a
argila diminui a taxa de infiltração da água a partir do horizonte B destes solos, acaba por diminuir
também a taxa de lixiviação, logo, esses solos tendem a ser mais férteis que os Latossolos, por
exemplo.
Figura 23: Solo formado pelo processo de Podzolização de Argila.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.

18. 18
Um dos fatores que auxiliam na percepção desses solos em campo é que os agregados do
horizonte B são tão firmes devido ao acúmulo de argila que só saem inteiros, tornando a
superfície desse horizontes bastante irregular (semelhante a uma parede de chapisco).
Em síntese, solos que passaram pelo processo de Podzolização de Argila possuem
aptidão agrícola, mas como são mais suscetíveis a erosão e movimentos de massa, demandam o
uso de técnicas de manejo e conservação dos solos para não serem rapidamente degradados.
Solos formados (na classificação antiga eram chamados de Podzólicos):
 Argissolos: solos que possuem horizonte Bt e argila de baixa atividade (Tb).
 Nitossolos: solos que possuem horizonte B nítico e argila de baixa atividade (Tb).
 Luvissolos: solos que possuem horizonte Bt ou B nítico e argila de alta atividade (Ta).
 Planossolos: solos que possuem horizonte B plânico, indicando que o processo de
Podzolização da Argila foi mais intenso.
4.2. Podzolização de húmus
O húmus geralmente se concentra no horizonte A dos solos devido a maior proximidade
com a vegetação instalada na superfície do solo e também à forte atração entre o húmus e a
argila (ambos constituem partículas coloidais carregadas).
Mas em solos arenosos, como a fração areia praticamente não tem carga, o húmus é
facilmente transportado pela água quando essa passa pelo horizonte A e parte desse húmus
passa a se acumular no horizonte B (por ser geralmente mais argiloso), deixando esse horizonte
mais escuro devido ao acúmulo de húmus e que passa a ser chamado de B espódico (Bh).
Ressalta-se ainda que quando carregada de húmus, a água se torna mais ácida e passa a
esbranquiçar a fração arenosa e desenvolve-se um horizonte entre os horizontes A e B formado
praticamente só por areia, também denominado de horizonte E, uma vez que está associado à
eluviação/perda de húmus.
Figura 24: Solo formado pelo processo de Podzolização de Húmus.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
Além de muito arenosos, esses solos são muito ácidos (ao ponto de inviabilizar a sua
correção) e, portanto, não possuem aptidão agrícola. Além disso, esses solos geralmente ocupam
áreas muito pontuais e restritas, ex.: margens do Rio Negro, cuja vegetação é a capinarama
(arbórea raquítica).
Solos formados:
 Espodossolos: solos que apresentam horizonte Bh. Na classificação antiga eram
chamados de Podzol.

19. 19
5. Halomorfismo
TRANSPORTE ascendente de sais
Trata-se de um processo natural associado a ambientes de: pouca precipitação, elevadas
temperaturas (evaporação > precipitação) e solos rasos (cerca de 1 a 2 m).
O acúmulo de água no contato solo-rocha favorece o intemperismo da rocha e o
desprendimento de sais. E como a taxa de evaporação é geralmente maior que a taxa de
precipitação, a água tende a ascender no solo carregada de sais e esses se precipitam na
superfície do solo formando manchas brancas salinas.
Figura 25: Solo formado pelo processo de Halomorfismo.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
Os solos formados por esse processo são bastante pontuais e com baixíssima utilidade,
pois o teor de sal fica tão elevado que prejudica a vegetação (essa tem dificuldade de absorver
água ou até mesmo perde água para o solo). Logo, apenas espécies adaptadas conseguem
sobreviver nestes solos, ex.: coqueiros.
Um dos fatores que podem tornar estes solos utilizáveis é a adição de água. Entretanto,
como citado anteriormente, esses solos situam exatamente nas regiões mais secas do país (ex.:
agreste e sertão nordestino).
Solos formados por esse processo não compõem uma classe pedológica específica,
ganham apenas o adjetivo de salinos. Na classificação antiga eram chamados Solonetz
Solodizado.
Quando o homem instala um sistema de irrigação sem um sistema de drenagem adequado
em regiões muito quentes, pode gerar as mesmas consequências do processo de Halomorfismo,
mas como se trata de um processo gerado pelo homem, passa a ser chamado de Salinização.
Quando isso ocorre, é muito difícil corrigir o solo, pois além de ser um processo muito oneroso,
exige uma quantidade de água que geralmente não existe nessas regiões.

20. 20
6. Calcificação
TRANSPORTE ascendente de Ca e Mg
Semelhante ao Halomorfismo, o processo de Calcificação ocorre em ambientes de: pouca
precipitação, elevadas temperaturas (evaporação > precipitação) e solos rasos (cerca de 1 a 2 m).
A diferença é que o material de origem é o calcário ou outro material com elevado teor de
carbonatos de cálcio (CaCO3) e magnésio (MgCO3).
Assim, a água penetra no solo e intemperiza a rocha liberando elementos químicos para a
solução do solo, mas como o material de origem é mais específico, há solubilização basicamente
de Ca, Mg e CO3. Consequentemente, quando a água é ascende pelo perfil de solo, parte deste
material sobe juntamente com a água e se recristaliza ao longo do perfil do solo e principalmente
no horizonte A.
Todavia, como o Ca tem uma grande afinidade geoquímica com a matéria orgânica (MO),
acaba funcionando como uma ponte de ligação entre as moléculas de matéria orgânica, tornando
essas maiores, o que, por sua vez, dificulta a sua decomposição e leva a um acúmulo de matéria
orgânica no horizonte A desses solos.
Em suma, acaba por formar um horizonte A: mais espesso (≥ 25 cm), bastante escuro e
fértil devido ao maior acúmulo de MO e sais (Ca e Mg). Esse horizonte passa a ser chamado de
horizonte A chernozêmico.
Figura 26: Solo formado pelo processo de
Calcificação. Fonte: Cristiane Oliveira, 2012.
Desenho: Breno Marent.
Figura 27: Chernossolo. Fonte: Cristiane Oliveira,
2012. Desenho: Breno Marent.
Importante: diferente do processo de Halomorfismo, no processo de Calcificação o
acúmulo de sais não atinge uma concentração que torne o solo impróprio para as plantas. Pelo
contrário, são solos de produtividade muito elevada no período chuvoso ou quando a irrigação é
realizada. A vegetação natural destes solos é a caatinga verde, trata-se de uma vegetação mais
verde e desenvolvida e com poucas cactáceas.

21. 21
Solos formados:
 Chernossolos: solos que possuem horizonte A chernozêmico e elevada fertilidade. Vale
ressaltar que nem todo Chernossolo resulta do processo de Calcificação, há outros
processos que também favorecem o acúmulo de MO no horizonte A dos solos. Na
classificação antiga esses solos eram chamados de Rendzina Brunizen.

22. 22
CAPÍTULO 3: CONSTITUINTES DOS SOLOS
O solo é um sistema trifásico e pode ser dividido em três fases: fase sólida, fase líquida e
fase gasosa, sendo essas duas últimas englobadas pelo sistema poroso.
Figura 28: Solo como um sistema trifásico. Fonte: Ruiz, 2005.
FASE SÓLIDA
1. Minerais
Elementos ou compostos químicos com composição definida, cristalizados e formados
naturalmente por meio de processos geológicos.
A origem de um mineral está condicionada aos “ingredientes químicos” e as condições
físicas do seu ambiente de formação – minerais originados no interior da Terra são diferentes
daqueles formados na superfície.
Das várias classes de minerais existentes, a dos silicatos é responsável pela constituição
de aproximadamente 97% da crosta continental.
1.1. Elementos utilizados na identificação dos minerais
a) Hábito cristalino: forma externa natural do mineral.
Hábito fibroso
(alunogênio)
Hábito maciço
(opala de fogo)
Hábito granular
(vanadinita)
Figura 29: Diferentes tipos de hábito. Fonte: CPRM, 2013.

23. 23
b) Transparência: minerais que não absorvem pouco a luz são ditos transparentes. Os que
absorvem a luz consideravelmente são translúcidos (o que depende também da espessura
do mineral). E há ainda minerais opacos, que absorvem totalmente a luz.
Transparente (cristal) Translúcido (ágata) Opaco (pirita)
Figura 30: Diferentes níveis de absorção de luz. Fonte: CPRM, 2013.
c) Brilho: quantidade de luz refletida pela superfície de um mineral.
d) Cor: resulta da absorção seletiva da luz. Há minerais idiocromáticos (com uma cor
característica, ex.: enxofre) e alocromático (com mais de uma cor, ex.: quartzo).
e) Traço: cor do pó do mineral.
f) Dureza: resistência que o mineral apresenta ao ser riscado (baseado na escala de Mohs
que varia de 1 a 10).
Escala de Mohs
Dureza Mineral
1 Talco
2 Gipsita
3 Calcita
4 Fluorita
5 Apatita
6 Ortoclásio
7 Quartzo
8 Topázio
9 Coríndon
10 Diamante
g) Fratura: superfície irregular e curva resultante da quebra de um mineral, depende da
estrutura atômica interna do mineral.
h) Clivagem: quebra sistemática da massa mineral em planos com notável regularidade.

24. 24
i) Densidade relativa: indica quantas vezes certo volume do mineral é mais pesado que o
mesmo volume de água.
j) Geminação: propriedade de certos cristais de aparecerem intercrescidos de maneira
regular.
k) Propriedades elétricas e magnéticas
1.2. Minerais dos solos
A fração mineral dos solos é constituída de minerais primários e secundários e esses
também podem ser subdivididos em grupos menores.
Minerais primários: são aqueles que ainda não sofreram alterações químicas; tendem a
predominar na fração grosseira dos solos (areia) e são constituídos principalmente por silicatos.
Há minerais primários facilmente intemperizáveis (ex.: o feldspato e a biotita) e há aqueles de
difícil intemperização (ex.: o quartzo). Nos solos das regiões tropicais úmidas, como a nossa,
praticamente o único mineral primário presente nos solos é o quartzo, devido a sua elevada
resistência.
Minerais dos
solos
Primários
Secundários
Silicatados
2:1
1:1
Não
silicatados /
Óxidos

25. 25
Minerais secundários: resultantes da decomposição dos minerais primários e da recombinação
dos produtos resultantes/restantes dessa decomposição. Esses minerais são geralmente
chamados de minerais de argila em razão da sua menor dimensão. Representam a maior parte da
fração mineral dos solos das regiões tropicais úmidas, pois a maioria dos minerais primários já
foram intemperizados nessas regiões. Podem ser divididos em dois grupos principais:
 Minerais secundários silicatados: têm como unidades básicas Tetraedros de Silício
(SiO4
4-
) e Octaedros de Alumínio (Al(OH)6
-3
).
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012.
Desenho: Breno Marent.
Figura 31: Tetraedro de Si: formado por 1 Si (carga 4+) e 4 O (carga -2). Carga total: (+4) + 4(-2) = - 4.
Como pode ser verificado na imagem, o tetraedro de Si tem um excesso de 4 cargas
negativas não neutralizadas dos átomos de Oxigênio. Essas cargas podem ser neutralizadas de
duas formas: a) através da ligação do átomo de Oxigênio com um outro átomo de Si ou b) através
da ligação do átomo de Oxigênio com outro cátion. Ex.:
Compartilhamento de Oxigênio. Tetraedros de Si ligados por outros cátions.
Figura 32: Formas de neutralizar as cargas em excesso do Oxigênio e ligar os Tetraedros de Si.
Figura 33: Octaedro de Al: formado por 1Al (carga 3+) e 6OH (carga -1). Carga total: (+3) + 6(-1) = -3. A
denominação dessa unidade está relacionada ao fato de gerarem uma forma geométrica de oito lados.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.

26. 26
Semelhante ao Tetraedro de Si, no Octaedro de Al as cargas em excesso também podem
ser neutralizadas via: a) compartilhamento de hidroxilas ou b) através de ligações com outros
elementos químicos. Ex.:
Figura 34: Octaedros de Al compartilhando hidroxilas.
No entanto, nem todos os oxigênios e hidroxilas são compartilhados. Logo, resta um
excesso de cargas não neutralizadas nesses minerais. A fim de neutralizar essas cargas em
excesso, esses minerais tendem a formar lâminas de Tetraedros de Si alternados com lâminas de
Octaedros de Al.
Tetraedro de Si Octaedro de Al
Figura 35: Representação esquemática da camada de Tetraedro de Si e do Octaedro de Al.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
O número de camadas de Tetraedros de Si para cada camada de Octaedro de Al é o que
permite a distinção dos minerais secundários silicatados em argilas do tipo 2:1 e 1:1:
Mineral silicatado 2:1
Mineral silicatado 1:1
Figura 36: Representação esquemática dos minerais silicatados do tipo 2:1 e 1:1.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
o Minerais secundários silicatados 2:1: minerais cuja unidade cristalográfica é
composta por: 2 Tetraedros de Si para cada Octaedro de Al. A ligação entre as
unidades cristalográficas que compõem esses minerais é feita por Força de Van
Der Waals (ligação fraca e que permite a variação na distância entre uma unidade
e outra, contraindo-se e expandindo-se conforme a variação da umidade). Isso faz
com que solos que possuem esses minerais apresentem rachaduras durante o

27. 27
período de seca. Tais minerais geralmente se encontram em solos ainda jovens,
isto é, onde a lixiviação não foi forte o suficiente para remover a maior parte do Si
(elemento de solubilidade média). A presença de solos ricos em minerais 2:1 é
relativamente comum no semiárido brasileiro (região onde o clima desfavorece a
pedogênese e a lixiviação devido à baixa umidade).
Estação úmida – a água entra entre as unidades cristalográficas dos minerais 2:1 e o solo sofre expansão.
Estação seca – a água evapora e o solo tende a se contrair formando rachaduras.
Figura 37: Processo de expansão e contração dos solos com minerais 2:1.
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent.
o Minerais secundários silicatados 1:1: minerais cuja unidade cristalográfica é
composta por um Tetraedro de Si para cada Octaedro de Al. Nesse caso, a ligação
entre as unidades cristalográficas é feita por Pontes de Hidrogênio, ligações muito
fortes e que torna a distância entre elas não variável. Logo, os solos que
predominam minerais 1:1 não apresentam rachaduras no período seco, ao
contrário dos solos ricos em minerais 2:1. O mineral 1:1 mais comum nos solos
brasileiros é a Caulinita.
 Minerais secundários não silicatados / Óxidos: o termo Óxido é usado de forma
genérica para designar óxidos, hidróxidos e oxidróxidos da fração argila. Esses minerais
ocorrem em quase todos os estágios de formação/desenvolvimento dos solos. Mas em
concentrações elevadas indicam elevado grau de intemperismo e lixiviação, por isso são
mais presentes em solos evoluídos, como nos Latossolos. Os principais Óxidos presentes
nos solos são os Óxidos de Ferro (ex.: Hematita (Fe2O3) e a Goethita (FeOOH)) e os
Óxidos de Alumínio (ex.: Gibbsita (Al(OH)3)).
Considerando o que foi discutido, poderíamos estabelecer a seguinte sequência evolutiva
dos minerais em função do intemperismo e da lixiviação:
Minerais
Primários
Minerais
Secundários 2:1
Minerais
Secundários 1:1
Óxidos

28. 28
Em síntese: quanto maior a intensidade do intemperismo e da lixiviação, maior é a
tendência de formação de óxidos. Por isso, quanto mais evoluídos os solos, maior a quantidade
de óxidos.
Figura 38: Evolução da mineralogia dos solos em função da intensidade do intemperismo químico e da
lixiviação. Fonte: Adaptação de Crompton, 1960.
Todavia, as condições ambientais podem fazer com que essa sequência estacione em
alguma etapa ou mesmo salte alguma delas. Em locais com alta pluviosidade, por exemplo, a
lixiviação pode causar uma perda de silício tão intensa que os minerais primários podem formar
diretamente minerais do tipo 1:1 ou mesmo Óxidos. Logo, pode-se dizer que a sequência
mineralógica dos solos depende muito da intensidade de atuação dos fatores e processos de
formação dos solos.
2. Matéria orgânica (MO)
A MO é gerada a partir da decomposição dos resíduos de plantas e animais, mas
principalmente pelas plantas através da conversão do gás carbônico (CO2) em compostos
contendo carbono durante o processo de fotossíntese. A MO pode ser dividida em:
MO viva: corresponde apenas cerca de 4% do total de MO no solo. Engloba microorganismos da
fauna do solo (ex.: formigas, cupins, minhocas, insetos), raízes das plantas, etc.
MO morta: corresponde cerca de 96% do total de MO no solo. É basicamente constituída por
folhas e troncos caídos, dejetos animais, bem como animais mortos. A MO morta, por sua vez,
pode ser subdividida em:
MO
(100%)
Viva
(4%)
Morta
(96%)
Fração
macroorgânica
(10 a 30%)
Fração
microorgânica
(70 a 90%)
Fração não
húmica
(5 a 10%)
Fração húmica
(90 a 95%)
Nutrientes

29. 29
 Fração macroorgânica: representa cerca de10 a 30% da MO morta do solo. Trata-se da
MO ainda não decomposta ou pouco decomposta; ainda é possível identificar a fonte do
material.
 Fração microorgânica ou húmus: representa cerca de 70 a 90% da MO morta do solo.
Engloba a parte já decomposta do material orgânico; não é possível identificar a fonte do
material. Essa também pode ser subdividida em:
o Fração não húmica: varia de 5 a 10% da fração microorgânica ou húmus no solo.
Constituída por: elementos químicos, açúcares produzidos pelos microorganismos,
gels e corantes. Trata-se daquilo que podemos denominar de nutrientes da MO. E
quando a lixiviação é muito atuante, essa fração é ainda mais reduzida. Portanto,
nem sempre a presença de MO significa nutrientes disponíveis ou fertilidade para o
solo.
o Fração húmica: varia de 90 a 95% da fração microorgânica ou húmus no solo. É
basicamente constituída por ácidos orgânicos (responsáveis pela acidez do solo e
pela coloração escura do mesmo) e humina (material final do processo de
decomposição). Não constitui nutrientes.
Teor de MO no solo
Decorre da relação entre as taxas de produção e decomposição da mesma.
Teor de MO = Taxa de produção
Taxa de decomposição
No Brasil, a quantidade de MO no solo é geralmente baixa (< 3% no horizonte A dos
solos). Isso porque as condições climáticas do nosso país favorecem que tanto a taxa de
produção, quanto a taxa de decomposição de MO sejam altas, não permitindo, assim o acúmulo
de MO. Logo, para haver acúmulo de MO no solo é necessário que a taxa de produção seja maior
que a taxa de decomposição, e para isso é necessário que ocorra uma das seguintes condições
ambientais:
a) Baixas temperaturas: favorecem a diminuição do metabolismo dos organismos
decompositores e, consequentemente, a diminuição da taxa de decomposição da MO em
relação a taxa de produção;
b) Excesso de água: favorece a diminuição da quantidade de oxigênio no solo, e como os
organismos decompositores são predominantemente aeróbicos, há uma diminuição
desses organismos no solo já que necessitam de oxigênio para sobreviver. Assim, há uma
queda também na taxa de decomposição da MO em relação a taxa de produção;
c) Elevada concentração de Ca2+
: o cálcio tende a se ligar com as moléculas de MO
tornando essas muito grandes e dificultando a sua decomposição;
d) Pobreza acentuada do material de origem (rocha): solos originados de rochas pobres
em nutrientes, também são pobres. Consequentemente, poucos organismos
decompositores conseguem sobreviver nesses solos. Logo, novamente há uma queda na
taxa de decomposição em relação a taxa de produção de MO.
De maneira geral, pode-se afirmar que a MO é um componente do solo bastante sensível
às condições ambientais e, portanto, muito influenciada pelas práticas de manejo do solo. Em
síntese: os solos podem ser vistos como um sistema onde há um ponto de equilíbrio entre a taxa

30. 30
de produção e a taxa de perda de MO (via decomposição e/ou lixiviação). Logo, quando um
sistema agrícola é implantado, muda-se a cobertura vegetal, há um maior ou menor revolvimento
do solo e, consequentemente, altera-se também a quantidade de MO no solo. Por isso, é
fundamental avaliar previamente quais as possíveis mudanças que serão geradas no teor de MO
no solo para que não se atinja um ponto de degradação avançado ou irreversível.
Benefícios da MO no solo
Mesmo em pequena quantidade, a MO apresenta alta capacidade de interagir com os
outros componentes do solo alterando suas propriedades físicas, químicas e biológicas e gerando
uma série de benefícios, entre os quais:
a) Funciona como uma fonte de nutrientes: os microorganismos (MO viva) auxiliam no
intemperismo das rochas liberando nutrientes para as plantas e para os próprios
microoganismos. A fração microorgânica não húmica da MO morta também é uma fonte de
nutrientes;
b) Funciona como um agente cimentante: os gels gerados pela decomposição da MO
auxiliam na formação de agregados e, consequentemente, aumentam a estabilidade do
solo e diminui a sua propensão à erosão;
c) Eleva a capacidade de retenção de umidade do solo1
: tal característica é extremamente
importante para o desenvolvimento das plantas quando não há chuva. Essa capacidade de
retenção da água no solo também diminui o escoamento superficial da água e,
consequentemente, diminui a suscetibilidade do solo à erosão. E uma vez que a água tem
elevado calor específico, sua presença evita que a camada superficial do solo sofra
drásticas mudanças de temperatura, o que minimiza a ocorrência de ciclos de
umedecimento e secagem minimizando a dispersão da argila do solo;
d) Aumenta a CTC (Capacidade de Troca Catiônica) do solo: a MO apresenta cargas
elétricas de superfície capazes de atrair cátions, o que ameniza o processo de lixiviação e
contribui para a troca catiônica no solo.
Cálculo da MO a partir do carbono orgânico (CO)
Ainda não existe uma metodologia direta para se estimar a quantidade de MO no solo, mas
há meios de se estimar a quantidade de carbono orgânico (CO). E uma vez que se sabe que
cerca de 58% da MO é constituída por CO, a partir da quantidade de CO encontrado no solo,
podemos inferir a quantidade de MO por uma simples regra de três. Ex.: em um solo foi
encontrado 2g de CO, quanto de MO tem este solo?
100 % de MO = 58 % de CO
x g de MO 2g de CO
x = 3,44827586g de MO
1
Solos com muita matéria orgânica tendem a ser mais amarelados, pois a concentração maior de água
privilegia a da formação de goethita em detrimento da hematita.

31. 31
FASE LÍQUIDA
Solução do solo
Além da água, a solução do solo contém gases e substâncias minerais e orgânicas
dissolvidas. A composição da solução do solo pode variar conforme o material de origem, o teor
de MO, a adição de produtos químicos, o de manejo do solo, o clima e o período do ano, etc.
Na interface fase sólida – fase líquida ocorrem importantes reações e a água é
fundamental para a maioria delas, além de ser essencial para o intemperismo químico e, portanto,
para o processo de formação e evolução do solo.
Além de participar de reações químicas do solo, como a Hidrólise, a solução do solo
também é essencial para o processo de perda/lixiviação de produtos formados e/ou liberados
nessas reações. Sendo assim, a análise química da solução do solo nos permite identificar as
formas e quantidades de elementos químicos que estão sendo adicionados ao solo ou sendo
transferida para outros compartimentos do ambiente através do lençol freático.
A solução do solo também é fundamental para a vegetação, pois as plantas só conseguem
absorver os nutrientes de que necessitam quando esses se encontram livres na solução do solo.
E é também na solução do solo que as plantas liberam seus resíduos. Os microorganismos
também podem absorver elementos livres na solução do solo e quando morrem e são
decompostos, voltam a liberar esses elementos para a solução do solo.
Processos desencadeados pela solução do solo
1. Lixiviação
Consiste na transferência de íons através da solução do solo até o lençol freático.
2. Hidrólise
A maioria das rochas são compostas por: Si+4
, Al+3
, Fe+2/+3
, Ca+2
, Mg+2
, Na+
e O-2
. Observa-
se que apenas o oxigênio (O) tem carga negativa (ânion) e acaba por funcionar como uma ponte
de ligação entre esses elementos de carga positiva (cátions).
Ressalta-se ainda que a água na natureza é normalmente ácida (tem excesso de H+
) e o
Hidrogênio é o elemento de maior eletronegatividade (força que um elemento tem de atrair uma
carga contrária). Logo, quando a água entra em contato com os minerais, leva ao processo de
hidrólise, isto é: o átomo de Hidrogênio (H) tende a substituir os outros cátions para se ligar ao
Oxigênio (O).
Mas como o Hidrogênio (H) é um átomo muito pequeno comparado a outros cátions, não
consegue estabelecer o mesmo número de ligações que outros cátions estabelecem com átomos
de Oxigênio (O). Sendo assim, vários átomos de Oxigênio (O) passam a “sobrar” sem nenhuma
ligação gerando, assim, um excesso de carga negativa livre nos minerais. E uma vez que cargas
iguais se repelem, gera um desequilíbrio levando a “destruição” ou reorganização do mineral. Veja
o exemplo a seguir:

32. 32
Mineral com átomos de Potássio (K+) atraindo moléculas de água (H2O) polarizadas:
Substituição do Potássio (K+) do mineral por um átomo de Hidrogênio (H+) da água do solo. Resultado: o
Hidrogênio (H) não consegue se ligar ao mesmo número de átomos de Oxigênio (O) e esses acabam com
um excesso de carga negativa, causando repulsão e, consequentemente, desintegração do mineral.
Figura 39: Exemplo do processo de Hidrólise.
Indícios da umidade do solo
A cobertura vegetal é um dos melhores indícios da umidade do solo, pois responde ao
déficit hídrico pelo o qual o solo é submetido naquele local. Em outras palavras, a vegetação
desenvolve características/adaptações para sobreviver à falta de água do ambiente (ex.:
caducifolismo para evitar a evapotranspiração).
Classificação da vegetação quanto à disponibilidade de água no solo
Vegetação: Características do ambiente: Exemplo:
Hidrófita ou
higrófita
Ambientes encharcados ou com excesso de umidade na maior parte do ano.
Mangues, várzeas
e veredas
Floresta
perenifólia
Apesar de poder perder as folhas, não perde, indicando ausência de déficit
hídrico.
Floresta
Amazônica
Floresta
subperenifólia
Déficit hídrico de 1 a 3 meses. Apenas as espécies mais sensíveis perdem
as folhas, mas tal característica não marca a vegetação.
Floresta estacional
semidecidual
Floresta
subcaducifólia
Déficit hídrico de 3 a 5 meses. A perda de folhas começa a ser mais
significativa e perceptível
Floresta estacional
semidecidual
Floresta
caducifólia
Déficit hídrico de 5 a 7 meses. Completa perda das folhas durante todo o
período de seca (sem chuva).
Cerrado
Caatinga
hipoxerófita
Déficit hídrico de 7 a 9 meses. Neste tipo de vegetação, além a perda das
folhas durante o período de seca, as plantas desenvolvem um sistema de
retenção/acúmulo de água para conseguirem sobreviver.
Caatinga
Caatinga
hiperxerófita
Déficit hídrico maior que 9 meses. Semelhante a caatinga hipoxerófita, além
da perda das folhas, as plantas possuem um sistema de retenção/acúmulo
de água para sobreviverem.
Caatinga

33. 33
Mangue Vereda
Figura 40: Vegetação hidrófita ou higrófita.
Figura 41: Amazônia - Vegetação perenifólia. Figura 42: Mata Atlântica – Vegetação
subperenifólia.
Figura 43: Vegetação subcaducifolia. Figura 44: Cerrado – Vegetação caducifólia.

34. 34
Figura 45: Caatinga – Vegetação hipoxerófita e hiperxerófita.
Quantidade de água no solo
Está relacionada à precipitação, mas apenas essa informação não é suficiente, na
realidade, a umidade do solo também está relacionada à proximidade com o lençol freático, a
profundidade do solo (quanto mais raso o solo, menos água ele consegue reter), a textura e a
estrutura do solo, a declividade do terreno, etc.
Retenção da água no solo
Apenas os microporos têm tensão suficiente para reter a água no solo, já os macroporos
permitem a infiltração e a percolação da água – por isso ambos os tipos de poros são importantes.
“Constantes” da água no solo
a) Capacidade máxima de armazenamento de água: umidade do solo saturado, isto é,
quando todos os poros do solo se encontram preenchidos por água.
b) Capacidade de campo: quantidade de água que um solo consegue reter em condições
normais de campo.
c) Água sujeita a drenagem: água perdida por percolação. É a quantidade de água entre a
capacidade máxima de armazenamento e a capacidade de campo.
d) Ponto de murcha permanente: é quando há água no solo, mas essa não atende à
demanda atmosférica da planta. Ex.: quando toda a água disponível nos macroporos já foi
consumida ou percolada, a água fica retida no solo apenas nos microporos, portanto, não
há fluxo de água e a planta não consegue mais absorver essa água. Logo, mesmo que
haja água no solo, essa não se encontra disponível para as plantas.
Medição do teor de água no solo
Existem várias formas de se medir a água no solo, mas a maneira mais simples é coletar
uma amostra de solo em recipiente fechado, pesar o conjunto numa balança de precisão antes de
secá-lo, colocar o mesmo conjunto (porém aberto) na estufa para que a água evapore, depois é
só pesar a amostra novamente e o valor de peso perdido equivale ao valor de água no solo. No
entanto, a realidade não é tão simples assim, pois a quantidade de água no solo é muito variável
com uma série de fatores (temperatura, hora do dia, local de coleta, profundidade de coleta no
perfil de solo, etc). Sendo assim, uma das formas de medição menos errônea é através do
aparelho tensiômetro, mas mesmo assim trata-se de uma medida que só vale para aquela
amostra especificamente – isto é, naquele data, horário, profundidade, etc.

35. 35
FASE GASOSA
Ar do solo
O ar do solo encontra-se normalmente nos macroporos – onde a água não consegue ficar
retida, pois escoa facilmente. Quando não houver água retida nos microporos do solo, esses
também serão ocupados pelo ar.
Os mesmos elementos que estão no ar atmosférico estão no ar do solo, a diferença é a
proporção com que ocorrem. No caso do ar do solo, a proporção de CO2 é maior que a do ar
atmosférico. Já proporção de O2 é menor no ar do solo que no ar atmosférico. Isso ocorre porque
a respiração das raízes das plantas e dos microorganismos consome oxigênio e libera gás
carbônico, no entanto, a difusão/troca dos gases no solo é mais difícil que no ar atmosférico.
Valores médios da composição do ar atmosférico e do ar no solo
Gás % Ar atmosférico % Ar do solo
CO2 0,03% 1%
O2 21% 20%
Fonte: Ruiz, 2003.
Aeração do solo
Processo pelo qual se faz a troca de gases entre o ar do solo e o ar atmosférico. Isto é, a
renovação da composição do ar do solo tendendo a igualar a sua composição com a do ar
atmosférico. Tal processo depende do diâmetro e da continuidade dos poros no solo.
Solos bem arejados apresentam composição bastante semelhante ao ar atmosférico logo
acima da superfície. Já solos com arejamento deficiente geralmente apresentam elevada
quantidade de CO2 e uma correspondente baixa proporção de O2 em relação à atmosfera.
A composição do ar do solo também pode ser influenciada pela textura, profundidade,
conteúdo de água e estado de agregação do solo. De modo geral, mantendo constantes todas as
outras características dos solos, apresentarão menor aeração e maior teor de CO2, os solos mais
argilosos, os horizontes mais profundos e os solos mais úmidos.
Importante: o revolvimento do solo é uma forma de oxigenar o solo (aumentar a
quantidade de O2). Mas como os microorganismos decompositores terão mais O2 disponível, há
também um aumento da atividade desses microorganismos e, consequentemente, da
decomposição da MO. Assim, se o solo for muito oxigenado, a decomposição da MO pode ser
muito elevada e provocar problemas/deficiências no solo.

36. 36
CAPÍTULO 4: QUÍMICA DO SOLO
REAÇÃO DO SOLO – pH DO SOLO
As cargas do solo, sejam essas negativas ou positivas, estão muito relacionadas ao pH do
solo (potencial de Hidrogênio) que, inclusive, nos permite distinguir os solos em ácidos, neutros e
básicos.
Ambiente: Características: pH:
Ácido Excesso de H+ 0 a < 7
Neutro H+ = OH- = 7
Básico / Alcalino Excesso de OH- > 7 a 14
A maior parte dos solos possuem pH natural entre 3 e 11. Em regiões tropicais úmidas, o
pH do solo é geralmente mais ácido, porque são ambientes com maior abundância de vegetação
e vida. Já em ambientes áridos, como há menos vida, o pH do solo tende a ser mais básico. De
forma geral, na medida em que evoluem, os solos tendem a ser acidificados.
A água é o líquido padrão para a leitura do pH do solo por ter em sua composição H+
e
OH-
. Mas o pH do solo também pode ser realizado a partir de outras soluções, como o KCl. A
leitura do pH é comumente realizada através do aparelho pHmêtro (lê a atividade dos íons H+
em
uma solução).
CARGAS DO SOLO
As cargas do solo é que determinam se certos elementos serão ou não lixiviados e se
haverá a formação de agregados. Logo, também influenciam na fertilidade, na pegajosidade, na
porosidade, na permeablidade, etc. do solo. As cargas do solo se diferenciam em dois tipos
principais:
1. Cargas de beirada
 Também chamadas de cargas permanentes ou constantes.
 Tratam-se de cargas geralmente negativas e que ocorrem na superfície da MO e de todos
os minerais, principalmente nos secundários e óxidos (de tamanho coloidal).
(...) os minerais do solo são constituídos principalmente de tetraedros de Si e
octaedros de Al, e cada tetraedro tem um excesso de carga que é balanceada
pela ligação dos oxigênios com outros elementos. No entanto, nas beiradas dos
minerais, não há outros elementos ligados ao oxigênio, por isso, há sempre
presença de cargas, na beirada dos minerais. Nos solos, essas cargas são
importantes, mas não são as mais significativas. (OLIVEIRA, 2010).
 Os elementos químicos presentes nos solos2
são atraídos por essas cargas que se
encontram na superfície/beirada dos minerais estabelecendo uma ligação fraca: capaz de
minimizar o processo de lixiviação, mas incapaz de impedir a captação desses elementos
2 Como citado anteriormente, em sua maioria são cátions, isto é, tem cargas positivas e servem de
nutrientes para as plantas.

37. 37
pelas plantas (as plantas captam os cátions, que inclusive servem de nutrientes, e em
troca liberam H+
no solo, favorecendo a acidificação do mesmo).
2. Cargas dependentes de pH
 Cargas alteradas conforme a variação do pH do solo.
 A maior parte das cargas do solo são dependentes de pH.
 Semelhante a água, os constituintes coloidais dos solos também possuem um ponto de
neutralidade chamado ponto de carga zero (PCZ) – valor de pH onde um determinado
componente coloidal do solo tem carga nula (as cargas positivas e negativas se encontram
equilibradas), tal como ocorre no valor de pH 7 com a água (OLIVEIRA, 2010).
 Os PCZs aproximados dos principais constituintes dos solos são:
Componente: Ponto de carga zero (PCZ):
Mineral 2:1 3,5
Mineral 1:1 5
Óxidos 8
MO 2
 Quando o pH do solo está abaixo do PCZ do constituinte específico, esse gera um
excesso de carga positiva (+), e quando o pH do solo está acima do PCZ, gera um
excesso de carga negativa (-). Exemplo: o PCZ do mineral 2:1 é igual a 3,5, então toda vez
que o pH do solo for < 3,5, o mineral 2:1 gerará cargas positivas no solo. Mas quando o pH
do solo for > 3,5, o mineral 2:1 gerará cargas negativas. Já quando o pH do solo for igual a
3,5, o mineral 2:1 não gerará cargas, pois estará em equilíbrio com o pH do solo.
Exercício resolvido:
1) Imagine um solo que tivesse 25% de cada um desses componentes que podem gerar cargas e o pH do
solo fosse igual a 4. Calcule a carga gerada por cada um desses quatro componentes do solo e a carga
total do solo.
Fórmula: PCZ de cada componente – pH do solo
Mineral 2:1: 3,5 – 4 = -0.5
Mineral 1:1: 5 – 4 = +1
Óxidos: 8 – 4 = +4
MO: 2 – 4 = -2
Carga total do solo: -0,5 + 1 + 4 – 2 = +2,5
2) O que acontece com as cargas do solo do exercício se realizada a calagem (ver processo na pág. 37)?
Como a calagem eleva o pH do solo, haverá uma mudança na carga gerada por cada um dos componentes
do solo e, consequentemente, na carga total do solo também. Por exemplo, supondo que a calagem
elevasse o pH do solo de 4 para 6, o balanço de cargas passaria a ser:
Mineral 2:1: 3,5 – 6 = -2.5
Mineral 1:1: 5 – 6 = -1
Óxidos: 8 – 6 = +2
MO: 2 – 6 = -4
Carga total do solo: -2,5 - 1 + 2 – 4 = -5,5

38. 38
Em síntese: o aumento do pH do solo favorece a geração de cargas negativas no solo, o que é positivo,
pois eleva a capacidade de troca catiônica (CTC) do solo. No entanto, se mal executada, a calagem pode
gerar um excesso de cargas negativas muito grande e essas passam a se repelir levando a
dispersão/desagregação do solo, o que o torna mais suscetível à erosão.
 Em solos muito evoluídos, como os Latossolos, é relativamente comum que possuam
carga neutra ou mesmo positiva devido à grande concentração de óxidos (tendem a gerar
cargas positivas, pois possuem PCZ muito elevado). Quando o PCZ dos componentes
desses solos se encontram em equilíbrio com o pH do solo, praticamente não são geradas
cargas e atinge-se um ponto de máxima agregação/floculação do solo (inclusive, o grau de
floculação é um dos elementos necessários para a classificação dos Latossolos – ver
Latossolos no capítulo de classificação dos solos). Recomendação para estes solos:
adicionar MO e fazer calagem. Isso porque como a MO tem o PCZ muito baixo, tende a
gerar cargas negativas. Já a calagem, como aumenta o pH do solo, amplia a diferença do
pH do solo para o PCZ dos constituintes dos solos e esses passam a gerar mais cargas
negativas ou menos cargas positivas, no caso dos óxidos, por exemplo. Porque as cargas
negativas são importantes para os solos? Porque favorecem a atração de cátions, isto é,
amenizam a perda de nutrientes.
 Ao contrário dos óxidos, como os minerais 2:1 e a MO são os componentes dos solos de
menor PCZ, favorecem o acúmulo de cargas negativas nos solos, principalmente a MO,
pois dificilmente um solo alcançará um pH < 2. Por isso, solos ricos nesses dois elementos
tendem a adsorver cátions nos solos.
Importância das cargas no solo
 Favorecem a agregação dos solos: elementos/partículas que possuem cargas
favorecem a formação de agregados, pois cargas diferentes tendem a se ligarem.
Exemplo: como a fração areia praticamente não possui cargas, os solos constituídos
unicamente por essa fração não desenvolvem agregados e são mais facilmente erodidos.
Já materiais ricos em argila e MO (elementos que possuem cargas predominantemente
negativas) favorecem a adsorção3
de cátions e, consequentemente, a formação de
agregados no solo.
 Minimizam a lixiviação / favorecem a ciclagem de nutrientes: os elementos que
servem de nutrientes para as plantas (Ca, Mg, K, Na) são exatamente os mais facilmente
lixiviados. Mas solos ricos em cargas negativas são capazes de amenizar este processo,
pois adsorvem esses cátions “prendendo-os” ao solo. Importante: como o átomo de H+
é
mais eletronegativo que os outros cátions, ao liberarem um átomo de H+
no solo, as
plantas e os organismo vivos conseguem absorver esses elementos que lhes servem de
nutrientes. Se o H+
não fosse mais atraído pelas cargas negativas dos solos que os outros
cátions, as plantas teriam muita dificuldade de absorver os nutrientes dos solos. Além
disso, se não existisse o processo de adubação artificial ou a ciclagem natural, restaria
apenas átomos de H+
e Al3+
no solo, o que seria um grande problema para as plantas.
CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA (CTC)
É a quantidade de cargas negativas (ânions) que o solo tem para atrair cargas positivas
(cátions). Essa atração é tecnicamente chamada de adsorção e atrai principalmente os seguintes
3
A adsorção é uma atração superficial; é relativamente semelhante a um imã que gruda em metais.

39. 39
elementos: Ca2+
, Mg2+
, K+
, Na+
, Al3+
e H+
, sendo que os 4 primeiros servem de nutrientes para as
plantas.
A adsorção é muito importante para a nutrição das plantas e microorganismos dos solos,
porque elementos que ficam na solução do solo (não adsorvidos) são suscetíveis à lixiviação.
Entretanto, as plantas só conseguem absorver elementos que estão na solução do solo. Ou seja,
ao mesmo tempo em que é importante que os nutrientes não sejam rapidamente perdidos por
lixiviação, eles devem estar disponíveis na solução do solo para serem aproveitados pelas
plantas. Esse “problema” é resolvido através da atração estabelecida entre as cargas negativas
dos constituintes do solo com os cátions e varia de elemento para elemento, conforme
demonstrado na seguinte sequência: H+
>>> Al3+
> Ca2+
≈ Mg2+
, > Na+
> K+
(...) quando a raiz das plantas libera H+ como resultado do seu metabolismo, este
é imediatamente atraído pelas cargas negativas do solo, e os elementos com
menor atração são liberados, ficando livres para a planta poder absorvê-los.
Entretanto, as moléculas negativas ficam preenchidas por H+ e Al+3, que não são
nutrientes. Para reverter este quadro, é necessária a realização de adubação ou
calagem, que disponibilizam novamente os elementos nutritivos em alta
concentração, liberando o H+ e Al+3 presos nas moléculas. As possíveis fontes
naturais para estes elementos seriam a rocha e a matéria orgânica natural do solo,
que caracterizam os adubos químicos e orgânicos. (OLIVEIRA, 2012).
Solos com pHs neutros e básicos são problemáticos para o desenvolvimento das plantas,
pois não favorecem a capacidade de troca catiônica (CTC) no solo. Todavia, solos com pHs muito
ácidos também são problemáticos, pois significa que há muito H+
para competir com os outros
elementos que servem de nutrientes para as plantas. Então qual o pH ideal para a agricultura? Em
torno de 6 e 6,5, isto é, ligeiramente ácido.
Quantificação da CTC do solo
Como a quantificação das cargas negativas do solo é muito difícil de ser obtida,
quantificam-se as cargas positivas, pois são geralmente iguais. Portanto, a CTC é calculada por
um método indireto.
CTC do solo = Ca + Mg + K + Na + Al + H + NH4
Obs.: em solos de regiões tropicais como os nossos, os cátions trocáveis Na+
e NH4
+
geralmente
tem magnitude desprezível e, por isso, muitas vezes nem são contabilizados.
* Exemplo de cálculo - Anexo I
FERTILIDADE DO SOLO
Além da CTC, podemos calcular a soma de bases (SB), que é a soma apenas dos
elementos que servem de nutrientes para as plantas.
SB = Ca + Mg + K + Na + NH4
Ou
SB = CTC do solo – (Al + H)
SB = CTC do solo – Acidez trocável
* Exemplo de cálculo - Anexo I

40. 40
A SB também pode ser chamada de Valor V% quando obtida em porcentagem. Para
converter a soma de bases (SB) em porcentagem (Valor V%), aplica-se uma simples regra de
três. Para tanto, é necessário considerar o valor encontrado para a CTC do solo como o equivalente
a 100%. Em síntese:
CTC do solo = 100%
SB V%
Logo
V% = (SB x 100)
CTC do solo
 Solo eutrófico: quando o Valor V% é ≥ 50%.
 Solo distrófico: quando o Valor V% é < 50%.
* Exemplo de cálculo - Anexo I
Teor de alumínio (Al)
Quando o solo é distrófico, calcula-se também o teor de alumínio (Al). Além de não ser um
nutriente, o Al é tóxico para as plantas em certas concentrações, pois tornam as raízes muito
grossas e as plantas não conseguem se desenvolver em extensão, o que acaba por dificultar a
absorção de nutrientes e água (exceto espécies adaptadas). O teor de Al é calculado da seguinte
forma:
Teor de Al (%) = [Al] x 100
[Al + SB]
 Solo alumínico: quando o Al (%) é ≥ 50% (ou maior que 4 cmolc/kg).
 Solo não alumínico: quando o Al (%) é < 50% (ou menor que 4 cmolc/kg).
* Exemplo de cálculo - Anexo I
Importante: ao afirmar que um solo é alumínico, subentende-se que o mesmo é distrófico,
pois apenas solos distróficos são alumínicos, mas o contrário não é verdadeiro, pois nem todo
solo distrófico é alumínico.

41. 41
CAPÍTULO 5: REAÇÃO DO SOLO – pH
FONTES DE ACIDEZ NOS SOLOS
1. Minerais de argila
a) Átomos de H+
presente no complexo de troca (solução do solo)
Na medida em que as cargas negativas das partículas coloidais reagem com outros
elementos positivos (cátions), liberam átomos de H+
(anteriormente adsorvidos) para a solução do
solo.
b) Átomos de Al 3+
presente no complexo de troca (solução do solo)
Ao reagir com a água o Al forma um componente muito instável e o processo reativo tem
continuidade até que se forme um mineral estável. No entanto, durante essa cadeia de reações,
observa-se que a cada átomo de Al liberado no ambiente, três átomos de H+
são liberados, por
isso o Al é uma importante fonte de acidez.
Al(H2O)6
3+ + H2O ↔ [Al(H2O)5(OH)]2+ + H2O + H+
Instável
[Al(H2O)5(OH)]2+ + H2O ↔ [Al(H2O)4(OH)2]+ + H2O + H+
Instável
[Al(H2O)4(OH)2]+ + H2O ↔ [Al(H2O)3(OH)2]0 + H2O + H+
Instável
[Al(H2O)3(OH)2]0 + desidratação ↔ Al(OH)3 + H2O
Passível de desidratação Estável
Resumo da reação: Al(H2O)6
3+ + 3H2O ↔ Al(OH)3 + 6H2O + 3H+

42. 42
c) Al estrutural
Quando o mineral é intemperizado, o Al que está na estrutura do mineral pode ser liberado
para o sistema se tornando um Al em solução (trocável). Caso esse processo ocorra, o Al
desencadeará a mesma cadeia de reações retratada no tópico anterior. Todavia, trata-se de uma
reação mais difícil de ocorrer, pois depende primeiramente da “destruição” do mineral.
2. Matéria orgânica (MO)
A MO tem cargas dependentes de pH e PCZ muito baixo (= 2). Logo, na maioria dos solos
o pH é maior que o PCZ da MO. Sendo assim, a tendência da MO é gerar cargas negativas.
Diante disso, a fim de buscar um equilíbrio e também por afinidade geoquímica, a MO passa a
liberar átomos de H+
para o sistema para adsorver os cátions livres na solução dos solos, o que
acaba contribuindo para a acidificação dos solos.
3. Grupos ácidos da MO
Algumas reações com determinados compostos orgânicos podem liberar H+
no sistema.
Ex.:
 Carboxílicos: – C – C – COOH ↔ – C – C – COO + H2O + H+
 Fenóicos: – C – C – OH ↔ – C – C – O + H2O + H+
4. Ácidos orgânicos solúveis
Os ácidos orgânicos são produzidos pelos microorganismos durante a decomposição da
MO. Como não são sólidos, são passíveis de deslocamento, apesar disso, são mais concentrados
no horizonte A, local onde são mais produzidos.
5. Compostos orgânicos com N ou S na sua composição
O nitrogênio (N) e o enxofre (S) se encontram no ar atmosférico. Entretanto, podem ser
fixados por microorganismos desencadeando reações que levam a liberação de átomos de H+
no
sistema. Ex.:
 NH4 + 3/2 O2 ↔ NO-
2 + H2O + 2H+
 S + 3/2 O2 ↔ SO4
-2
+ 2H+

43. 43
FONTES DE BASICIDADE NOS SOLOS
1. Metais alcalinos e alcalinos terrosos4
(Ca, Mg, K e Na) do complexo de troca
(solução dos solos)
Quando partículas coloidais adsorvem o H+
(elemento mais eletronegativo), liberam esses
cátions (Ca, Mg, K e Na) para a solução dos solos.
2. Metais alcalinos e alcalinos terrosos (Ca, Mg, K e Na) estruturais
Esses elementos compõem os minerais que, por sua vez, compõem as rochas que
originam os solos. No entanto, quando em contato com a água, esses minerais são
intemperizados e liberam parte desses elementos para o sistema. Ao serem liberadas, estas
bases podem ter três destinos diferentes:
a) Serem lixiviadas: neste caso não influenciam no pH do solo, pois saem do sistema;
b) Serem absorvidas pelas plantas: neste caso também não influenciam no pH do solo, pois
saem do sistema;
c) Serem adsorvidos pelas partículas coloidais: neste caso, passam a compor o complexo de
troca e influenciam no pH do solo conforme explicado no tópico anterior.
CALAGEM
 Adição de CaCO3 ao solo.
 Recomendada para solos que não possuam Ca e Mg e que tem pH baixo (ácido). Pois,
além de adicionar bases ao solo, neutraliza os átomos de H+
liberados no sistema.
Reação química:
H2 + CaCO3 = Ca + CO2 + H2O
Ou
Solo com excesso de H+ + Carbonato de Ca = Solo com disponibilidade de Ca e acidez corrigida
4 I e II coluna da tabela periódica.

44. 44
Importante: todo processo de combate à acidificação é temporário e limitado, pois o
próprio processo de evolução dos solos é um processo de acidificação, até porque há muito mais
fontes de acidez que de basicidade, como pôde ser observado. Além disso, o solo tem um efeito
tampão, isto é, tende a resistir a alterações no seu pH.
TIPOS DE ACIDEZ DO SOLO
O solo se comporta como um ácido fraco: libera poucos átomos de H+
para o sistema de
forma constante. Tal característica, gera dois tipos de acidez nos solos:
1. Acidez ativa: disponível na solução do solo.
2. Acidez potencial: retida no complexo de troca, isto é, adsorvida pelas partículas coloidais,
mas pode ser liberada na medida em que os átomos de H+
da solução do solo (acidez ativa)
são consumidos. Em síntese: a acidez potencial que alimenta a acidez ativa.
MEDIÇÃO pH DO SOLO
Observação: a acidez ativa é muito menor que a acidez potencial, por isso é considerada
insignificante em relação a acidez potencial. Logo, quando se mede o pH do solo, não é
necessário subtrair a acidez ativa da acidez potencial.
Medição da acidez potencial (Al+H): substituem-se os átomos de Al+H por outro elemento
que seja adsorvido pelas partículas coloidais do solo (ex.: K) e posteriormente mede-se o Al+H em
solução através de um aparelho pHmêtro.
 Método colorimétrico: utiliza papel tornassol para inferir se o sistema é ácido ou básico,
mas não informa o valor do pH, por isso não é muito utilizado para fins agrícolas.
 Aparelho pHmetro: mede a acidez através da condução elétrica do átomo de hidrogênio
(H+
). Quanto menor for a corrente, maior é a quantidade de H+
. Trata-se de um método de
leitura direta, simples de ser realizado e, portanto, bastante utilizado.
Leitura de pH do solo (EMBRAPA, 1997)5
:
Material: amostras de solos secos e peneirados em peneira de 2mm; cachimbo para medir as amostras;
recipientes de acrílico; bastão de vidro; proveta graduada; conta gotas; aparelho pHmêtro; água destilada;
solução de KCl.
Leitura pH em água:
1. Calibrar o aparelho pHmetro com amostras de pH conhecidos;
2. Medir 10 cm3 da amostra de solo (Terra Fina Seca ao Ar – TFSA);
3. Acrescentar 25 ml de água destilada;
4. Agitar a mistura;
5. Aguardar 60 minutos para que a acidez do solo (íons H+) seja liberada para a água;
6. Agitar novamente antes de realizar a leitura a fim de evitar o efeito de suspensão6;
7. Ambientar o aparelho pHmetro com a amostra sob análise;
8. Realizar a leitura das amostras de solo no pHmêtro;
9. Realizar no mínimo 3 repetições por amostra.
5 EMBRAPA. Manual de métodos de análise de solo. Centro Nacional de Pesquisa de Solos, Rio de
Janeiro/RJ. 2ª edição revisada e atualizada. Rio de Janeiro, 1997. 212 p.
6 Após aguardar o tempo de reação da mistura, cada ponto da mistura terá uma concentração diferente de
água e solo. Por isso, a posição de onde é instalado o eletrodo (além do tempo), interfere nos resultados.
Para evitar tal efeito, recomenda-se que anter da leitura do pH repita a agitação da mistura. Além do efeito
de suspensão, há outros elementos que interferem na leitura do pH do solo, dos quais citam-se: o efeito de
diluição, efeito de sais solúveis, efeito da pressão de CO2, efeitos estacionais, efeito local ou de coleta.

45. 45
Leitura pH em KCl:
1. Calibrar o aparelho pHmetro com amostras de pH conhecidos;
2. Medir 10 cm3 de amostra de solo (Terra Fina Seca ao Ar – TFSA);
3. Acrescentar 25 ml de solução de KCl;
4. Agitar a mistura;
5. Aguardar 60 minutos para que a acidez do solo (íons H+) seja liberada para a solução;
6. Agitar novamente antes de realizar a leitura a fim de evitar o efeito de suspensão;
7. Ambientar o aparelho pHmetro com a amostra sob análise;
8. Realizar a leitura das amostras de solo no pHmetro;
9. A medição em KCl tem menor variabilidade nos resultados, por isso exige menos repetições que a
leitura do pH em água.
Em solos eletronegativos, a leitura do pH em KCl gera valores mais baixos que a leitura do
pH em água. Isso porque ao contrário da água, o KCl libera o K para a solução e esse passa a ser
adsorvido pelas partículas coloidais em substituição aos átomos de H+
que, por sua vez, passam a
ser liberados na solução do solo.
Figura 17: Medição da amostra de solo.
Fotografia: Joyce Bonna, 2011.
Figura 18: Acréscimo de volume conhecido de água
para leitura do pH em água, ou KCl para leitura do
pH em KCl. Fotografia: Joyce Bonna, 2011.
Figura 19: Agitação da mistura.
Fotografia: Joyce Bonna, 2011.
Figura 20: Leitura de pH através do aparelho
pHmetro. Fotografia: Joyce Bonna, 2011.

46. 46
∆pH
Diferença entre o pH medido em KCl e o pH medido em água. Indica se o solo tem mais
cargas positivas ou negativas. Logo, nos permite inferir o grau de evolução do solo, pois quanto
mais evoluído o solo, mais cargas positivas ele tem.
∆pH = pH KCl – pH H2O
Em síntese, quando:
 ∆pH negativo: indica que o solo também é negativo.
 ∆pH positivo: indica que o solo também é positivo.
* Exemplo de cálculo – Anexo I
Essas análises de pH só são realizadas na fração argila (partículas coloidais) dos solos e
no horizonte B, pois esse, ao contrário do horizonte A, não é muito influenciado pelo manejo do
solo.
FATORES QUE AFETAM A DETERMINAÇÃO DO PH
1. Efeito de diluição
Quanto maior a quantidade de água colocada na experiência de medição do pH, maior
será a o valor do pH (isto é, mais básico), pois os átomos de H+
ficarão mais espalhados na
solução e, portanto, o eletrodo conseguirá detectar menos átomos de H+
.
Figura 21: Efeito de diluição na mensuração do pH.
Comprovação quantitativa:
Relação SOLO: H2O pH solo 1 pH solo 2
10:10 7,45 4,95
10:25 7,60 5,00
10:100 7,80 5,20
10:1000 8,15 6,20

47. 47
2. Efeito de suspensão
Após aguardar o tempo de reação da mistura, cada ponto da mistura terá uma
concentração diferente de água e solo. Logo, a posição onde é instalado o eletrodo interfere nos
resultados, assim como o tempo. Por isso recomenda-se que agite novamente a mistura antes de
realizar a leitura com o aparelho pHmetro.
Figura 22: Efeito de suspensão.
3. Efeito de sais solúveis
Trata-se de um efeito muito comum em solos salinos. Quando acrescentamos água ao
solo, os sais do solo passam a ficar livres na água e conseguem deslocar o H+
para a solução do
solo enquanto são adsorvidos pelas cargas negativas dos colóides. Como resultado, a leitura do
pH se apresenta mais baixo (isto é, mais ácido) do que ocorre na realidade (sem o acréscimo de
água ao solo). É como se a leitura do pH em água tivesse os mesmos resultados que uma leitura
em KCl.
4. Efeito da pressão de CO2
Nas análises laboratoriais utiliza-se terra fina seca ao ar e peneirado (TFSA), logo, a
pressão sobre a amostra é muito semelhante à pressão do ar atmosférico. Já nas análises de
campo, a concentração de CO2 no solo é maior, pois o ar tem mais obstáculos para circular dentro
do solo. Consequentemente, a pressão é maior no solo em campo do que em laboratório. Além
disso, o solo em campo não se encontra completamente seco e a conjugação da pressão com a
umidade do solo em campo leva a seguinte reação:
CO2 + H2O ↔ H+
+ HCO3
+
Resultado: liberação de átomos de H+
no solo, consequentemente, o pH se apresenta mais
baixo (isto é, mais ácido) em campo do que em laboratório.

48. 48
5. Efeitos estacionais
A leitura do pH EM CAMPO apresenta diferentes resultados se realizada na estação seca
ou na estação úmida. Quando a leitura é realizada na estação chuvosa, o eletrodo capta os
átomos de H+
livres na solução. Já na estação seca é necessário umedecer o solo para que os
átomos de H+
sejam solubilizados e se realize a leitura do pH. Entretanto, mesmo acrescentando
água no solo, a concentração de água no período chuvoso é maior que na estação seca,
favorecendo, portanto, o efeito de diluição. Resultado:
 Na estação seca o pH é menor = mais ácido.
 Na estação úmida o pH é maior = menos básico (devido a atuação do efeito de diluição).
6. Efeito local ou de coleta
Abrange situações peculiares: coletar amostra em um local onde houve alteração
antrópica; onde há maior concentração de urina de animais, etc. Solução: observar previamente o
local de coleta das amostras.

49. 49
CAPÍTULO 6: MORFOLOGIA DOS SOLOS
O reconhecimento do solo é realizado através de informações obtidas em campo e
laboratório.
DESCRIÇÃO DO SOLO EM CAMPO
É recomendável que o perfil de solo seja descrito até 2m de profundidade (obviamente,
quando o solo atinge tal profundidade). A descrição do perfil de solo em campo consiste nas
seguintes etapas:
1. Diferenciação dos horizontes
 Processo muito associado à cor.
 Quanto mais velho o solo, mais difícil é de realizar a diferenciação dos horizontes, pois o
solo se torna cada vez mais homogeneizado.
 No caso de Minas Gerais, normalmente os horizontes apresentam a seguinte coloração:
horizonte A marrom, horizonte B alaranjado e horizonte C rosado.
2. Medição da espessura dos horizontes
Consiste na medição dos horizontes a partir do uso de uma fita métrica ou trena. Começa
com o zero na superfície do solo e sempre que se inicia um novo horizonte indica o valor final do
último horizonte medido. Ex.: horizonte A (0 – 40 cm), horizonte B (40 – 160 cm), horizonte C (160
- 200+
cm – o símbolo +
representa que aquele horizonte pode ir além ou não de 200 cm, mas
aquela foi a maior profundidade perfurada no perfil de solo e, portanto, não se tem certeza do que
há por baixo).
3. Medição da cor dos horizontes
 A identificação da cor deve ser feita em cada um dos horizontes do solo.
 Quando a cor do solo é variegada (possui mais de uma cor) ou possui mosqueados,
também é necessário que se identifique todas as cores presentes no solo.
 É recomendável que se realize a caracterização da cor do solo em um torrão seco e em
um torrão úmido. Mas como o solo pode se encontrar naturalmente úmido, nem sempre é
possível fazer a descrição da cor do solo seco. Além dessas formas recomendadas, pode-
se realizar a descrição da cor com o solo peneirado e/ou úmido amassado.
 A cor está muito relacionada aos agentes pigmentantes dos solos, dentre os quais os
principais são:
a) Matéria Orgânica (MO): quanto maior a concentração de MO no solo, mais escuro este se
apresentará.
b) Ferro: o poder pigmentante da hematita é muito maior que o da goethita, logo, conclui-se
que em solos vermelhos há hematita e goethita, pois a hematita encobre a cor da goethita,
já em solos amarelos afirma-se que há apenas goethita, pois se houvesse hematita seria
vermelho.
Padrão de cores
O padrão de cores utilizado para os solos é a Caderneta de Munsell. Nessa, cada cor é
dividida em três elementos:
a) Matiz: equivale às páginas da caderneta. Define a tonalidade da cor, isto é, se o solo é
mais vermelho ou amarelo: Y = yellow/amarelo e R = red/vermelho. Característica
influenciada pela presença ou não de hematita e goethita no solo.

50. 50
b) Valor: equivalente às linhas da caderneta. Representa a intensidade da cor, se essa é
mais clara ou escura – é a MO que influencia nessa característica do solo.
c) Croma: equivalente à coluna da página da caderneta. Define a pureza da cor, isto é, o
quanto a cor real do solo (seja essa vermelha ou amarela, por exemplo) está sendo
mascarada pela presença de MO. Ex.: o croma 0 não se vê nada da cor original, já no
croma 8, se vê a cor original totalmente.
Nomenclatura da cor: matiz valor/croma – nome da cor. Ex.: 5 YR 5/3 – Bruno avermelhado.
Figura 23: Exemplo de página da Caderneta de Munsell.

51. 51
4. Determinação da textura
 A textura é uma das características mais estáveis e essenciais para a classificação dos
solos, pois nos fornece informações sobre o processo de formação do solo, bem como
sobre o comportamento do mesmo, ex.: solos arenosos normalmente retém pouca
umidade; solos siltosos são mais erodíveis.
 A análise textural em campo consiste na indicação do que é predominante em cada
horizonte, ex.: textura arenosa, textura média, textura silto-argilosa, etc.
 Já a análise textural em laboratório deve ser indicada em dag/kg ou em porcentagem e
nomeada conforme o triângulo textural.
Partícula: Tamanho: Descrição:
Cascalho > 2 mm Há muito pouco em nossos solos devido a elevada taxa de intemperismo.
Areia 2 - 0,05 mm
Pode ser dividida em areia grossa (2 - 1 mm) e areia fina (1 - 0,05).
Sensação ao tato: atrito.
Silte
0,05 - 0,002
mm
Sensação ao tato: sedosa (tipo um talco); sai da pele com facilidade (pois
praticamente não tem carga).
Argila < 0,002 mm Sensação ao tato: pegajosa, grudenta (devido a presença de cargas).
Figura 46: Triângulo textural.
5. Determinação da estrutura
 É definida pela organização das partículas minerais e da MO formando agregados.
 É analisada para cada um dos horizontes dos solos e só é realizada em campo.
 A primeira análise que se realiza é se existe ou não estrutura:

52. 52
 Caso haja estrutura, avalia-se a forma, o tamanho e o grau de desenvolvimento dos
agregados. Obs.: a escrita da descrição da estrutura é na ordem inversa da realizada em
campo, ex.: forte muito pequena granular (grau de desenvolvimento, tamanho e forma).
Forma:
Forma: Descrição:
Granular
Agregados arredondados. Dá ao solo uma permeabilidade muito grande, pois gera muitos
espaços vazios entre os agregados. É encontrado principalmente no horizonte A devido à
mistura do solo feita pelos microorganismos. O horizonte B dos Latossolos também
normalmente possui estrutura granular, devido à mineralogia geralmente rica em argilas
(óxidos) e o elevado grau de evolução desses solos (a partícula arredondada é a forma mais
estável). No caso de solos argilosos, o que comanda a permeabilidade do solo não é a
textura, mas a estrutura.
Blocos
Agregados que podem ser angulares (ângulos de aproximadamente 90º) ou subangulares
(bordas do agregado ligeiramente arredondadas). Este tipo de estrutura é muito comum em
horizontes B textural (Bt). Tal estrutura dificulta a infiltração da água no solo, pois deixa menos
espaços vazios.
Prismática
Agregados que assumem a forma de prismas. O tipo de argila que irá comandar a estrutura
do solo neste caso. Ex.: trata-se de uma estrutura muito comum em solos ricos em argila 2:1,
onde o movimento de contração e expansão leva a formar ângulos. Essa estrutura pode sofrer
uma variação chamada Colunar, comum em solos salinos – onde a água cai desenvolve
planos de fraqueza gerando formas mais arredondadas.
Laminar
Estrutura na forma de lâminas. Só ocorre naturalmente em locais submetidos a congelamento,
em que o próprio gelo leva a este formato. Antropicamente ocorre em locais onde há a
compactação do solo devido o peso excessivo das máquinas. Em solos com este tipo de
estrutura a permeabilidade é extremamente baixa, mesmo que haja elevada porosidade.
 A estrutura é um fator determinante para o grau permeabilidade do solo (ver ) e está
diretamente relacionado à suscetibilidade do solo à erosão. Ex.: quando se destrói a
estrutura do solo, destroem-se os seus macroporos, que é justamente o que determina a
taxa de infiltração e percolação da água do solo. Pode-se afirmar, portanto, que a
estabilidade da estrutura é muito influenciada pela ação antrópica.
Tem estrutura?
Não
Grãos soltos: sem
agregados; geralmente
ocorre em solos
arenosos.
Maciça: o material forma
uma massa de material
contínuo, sem torrões.
Sim
Avalia-se os
agregados quanto:
Forma
Tamanho
Grau

53. 53
Granular Blocos
Prismática Laminar
Figura 47: Influência da estrutura do solo na infiltração da água no solo.
Tamanho:
 Muito pequena
 Pequena
 Média
 Grande
 Muito grande
Grau de desenvolvimento:
 Fraca
 Moderada
 Forte

54. 54
6. Determinação da consistência
 Resposta do solo às forças externas que tentam deformá-lo.
 Está relacionada às forças físicas de coesão e adesão conforme a variação da umidade.
o Coesão: força que une as partículas de solo ou materiais de mesma natureza, ex.:
argila-argila, MO-MO, água-água.
o Adesão: força que une as partículas de solo a outros materiais, isto é, materiais de
natureza diferente, ex.: argila-MO, argila-água, MO-água.
 A avaliação da consistência do solo é realizada com o solo em três estágios de umidade:
Grau de umidade: Elemento avaliado:
Seco – não há adesão e a coesão é
máxima.
Dureza – torrão seco é apertado entre o polegar e o indicador.
Úmido – há uma diminuição da coesão
e um aumento da adesão.
Friabilidade – torrão úmido é apertado entre o polegar e o
indicador.
Molhado – a coesão desaparece e a
adesão é máxima.
Plasticidade – faz-se um fio de barro com o solo e ao dobrá-lo
avalia-se o tempo que demora para quebrar/rachar.
Pegajosidade – verifica-se o quanto o solo adere aos dedos
(polegar e indicador).
Fonte: adaptação de Resende et al., 2007.
Figura 48: Gráfico de consistência com base na variação da umidade.
Fonte: OLIVEIRA, 2012.
 A mudança na consistência do solo pode ser exemplificada como segue: se em um solo
extremamente seco, portanto, plasticamente não moldável, adicionarmos
progressivamente pequenas quantidades de água, o solo tornará cada vez mais dócil à
deformação. Em síntese:
o A partir de uma determinada umidade U1 o solo se tornará friável.
o Continuando a adicionar água, o mesmo solo atingirá uma umidade U2, a partir da
qual o mesmo será plástico, permitindo ser moldado.
o Continuando a adicionar mais água, o mesmo solo vai se tornando cada vez mais
mole até que, ao atingir a umidade U3, passará a atuar como um líquido viscoso.

55. 55
LC: limite de contração; separa o estado sólido para o semi-sólido
LP: limite de plasticidade; separa o estado semi-sólido para o plástico
LL: limite de liquidez; separa o estado plástico para o estado líquido
A consistência influencia:
 A resistência de penetração de raízes;
 A estrutura (estabilidade dos agregados);
 A erodibilidade dos solos;
 As condições de preparo e cultivo. Ex.: solos plásticos podem ser problemáticos para a
agricultura, pois são mais facilmente compactados e solos pegajosos também, pois
dificultam o uso de máquinas agrícolas. Resultado: a manutenção do solo deve ser
realizada com o solo umedecido (mas não molhado/encharcado), nessa situação a
consistência é baixa e o solo sofrerá menos impacto em sua estrutura.
7. Raízes
 As raízes também são avaliadas em cada horizonte quanto à quantidade e o diâmetro ou
espessura.
Quantidade:
 Ausentes
 Raras
 Poucas
 Comuns
 Muitas
Diâmetro:
 Muito finas
 Finas
 Médias
 Grossas
 Muito grossas
8. Transição
 Avalia a mudança/passagem de um horizonte pra outro.
o Abrupta: facilmente percebida, o limite entre os horizontes é uma linha perfeita.
o Clara: vê que há dois horizontes, mas a diferenciação de um para o outro não é
uma linha perfeita.
o Gradual: parece que os horizontes se misturam até se separarem.
o Difusa: de difícil percepção; parece haver apenas um horizonte.
o Ondulada: só ocorre em relevos movimentados.
LC LP LL
Friabilidade Plasticidade Viscosidade
Sólido
Semi-
sólido Plástico Líquido
U2 U3
U1

56. 56
Considerações a respeito da realização de Levantamentos Pedológicos:
Previamente a abertura de trincheiras para a descrição de perfis pedológicos, deve-se
observar alguns fatores a fim de se evitar trabalhos desnecessários ou avaliações incorretas. Por
isso é importante ressaltar que:
 Áreas planas normalmente têm solos diferentes de áreas declivosas; assim como cada tipo
de vegetação tem um tipo de solo, etc.
 É fundamental se trabalhar com a correlações do tipo, isto é, se dois topos têm o mesmo
tipo de solo, então se o terceiro tem o mesmo material de origem e clima, também deve ter
o mesmo tipo de solo, logo, não é necessário abrir uma trincheira naquele 3º topo.
 A escala do mapeamento/levantamento de solos irá variar com os objetivos do trabalho.

57. 57
CAPÍTULO 7: CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS
SISTEMA BRASILEIRO DE CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS (SBCS)
O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos baseia-se nos processos morfogenéticos –
características dos horizontes/camadas que estão relacionadas aos processos de formação. O
SBCS alcança 4 níveis categóricos e 13 classes pedológicas.
Horizontes X camadas
 Horizontes: seções que formam o perfil de solo e que resultam dos processos
pedogenéticos; formados pela alteração da rocha in situ.
 Camadas: seções que formam o perfil de solo, mas cujas características não são
influenciadas pelos fatores de formação; associadas a processos erosivos e de deposição
de material.
Horizontes Hísticos
Horizontes de constituição mineral e cujas características (ex.: cor, estrutura e
consistência, etc.) são influenciadas pela elevada concentração de matéria orgânica (%CO ≥ 8%
ou 80 g/kg). Este horizonte pode ocorrer na superfície ou estar soterrado por material mineral e
deve atender a um dos seguintes requisitos de espessura:
 ≥ 20 cm ou;
 ≥ 10 cm quando houver contato lítico (horizonte imediatamente sobre a rocha) ou;
 ≥ 40 cm quando 75% ou mais do volume do horizonte for constituído por restos vegetais
mortos, mas que ainda se identifica a fonte (ex.: caule, folhas, raízes, etc.).
Tipos de horizontes hísticos:
Tipos de horizonte hístico
H
Sempre é um horizonte e tem constituição orgânica, a porcentagem de carbono orgânico
(%CO) é ≥ 8% ou 80 g/kg. É formado em condições de excesso de água por longos períodos
ou por todo o ano. Comumente presente em veredas e várzeas. Equivale ao horizonte A
desses solos.
O
Sempre é um horizonte e também tem constituição orgânica, %CO ≥ 8% ou 80 g/kg. A
diferença deste horizonte para o horizonte H é que o horizonte O não é formado em locais
com excesso de água. Ele é formado em condições de umidade mais elevada em razão da
grande camada de serapilheira ou em climas úmidos e frios e de vegetação alto-montana.
Sua medida é feita da seguinte forma, ex.:
Horizonte O 10-0 cm → Indica instabilidade
Horizonte A 0-20 cm
Horizonte B 20-130 cm
Horizonte C 130-200 cm
Solos com esses horizontes podem ser enquadrados nos Organossolos ou Gleissolos.

58. 58
Outros horizontes/camadas
O primeiro horizonte de solo formado é o horizonte A, seguidamente, forma-se o horizonte
C e quando a pedogênese é ainda mais atuante, forma-se o horizonte B entre os horizontes A e
C. De maneira geral, os horizontes podem ser divididos em: H, O, A, E, B e C, mas nem todos os
solos apresentam todos esses horizontes. Os solos mais evoluídos geralmente apresentam
horizontes A, B e C.
Tipos de horizontes/camadas
A
Sempre é horizonte, tem constituição mineral e suas características (ex.: cor, estrutura e
consistência) são influenciadas pela presença de matéria orgânica decomposta.
E
Sempre é horizonte, tem constituição mineral; suas características marcam a perda de
material pela qual esse horizonte passou (seja de argila ou de matéria orgânica); está sempre
relacionado ao processo de podzolização.
B
Sempre é horizonte, tem constituição mineral. Constituem o principal horizonte diagnóstico,
pois suas características estão muito relacionadas aos fatores de formação, ex.: nos
Argissolos o horizonte B (Bt) parece uma parede de chapisco em razão do acúmulo de argila.
C
Será horizonte quando resultante do intemperismo da rocha, neste caso é chamado de
saprolito; e será camada quando originado do processo de sedimentação (deposição), onde
sua sequência será assim nomeada: A – C1 – C2 – C3 (...), ex.:
R
É a rocha matriz não intemperizada; classificada como camada, pois não passou ainda pelo
processo de pedogênese.
Os principais horizontes diagnósticos do solo são os horizontes A e B. No caso de não
haver tempo ou recurso suficiente para a análise de todos os horizontes para fins de classificação,
recomenda-se que se faça a análise dos horizontes B, pois a maior parte das classes de solos são
baseadas nas características desse horizonte, apenas os Chernossolos são classificados com
base no horizonte A. Mas caso não exista B, o horizonte mais importante para a classificação de
solos é o A.

59. 59
TIPOS DE HORIZONTES A
Tipo de
horizonte A:
Características que o horizonte A deve ter:
A
chernozêmico
- Estrutura moderada ou forte;
- Não admite-se: estrutura maciça; estrutura em prismas com dimensão > 30 cm; consistência seca
dura, muito dura ou extremamente dura;
- Cor: croma ≤ 3 (amostra úmida), valor: ≤ 3 (amostra úmida) e ≤ 5 (amostra seca);
- Valor V% ≥ 65 %;
- %CO ≥ 0,6% (ou 6 g/Kg);
- Espessura ≥ 10 cm quando houver contato lítico (horizonte A imediatamente sobre a rocha) e ≥ 25
cm nos outros casos.
- Observações complementares: geralmente ocorre em locais de solos jovens onde ainda é mais
rico em nutrientes devido à baixa lixiviação, ou em locais cujo material de origem tende a gerar solos
mais férteis. Ex.: no Brasil é encontrado no semiárido associado a calcário e no RS em locais de
material basáltico.
A proeminente
- Estrutura moderada ou forte;
- Não admite-se: estrutura maciça; estrutura em prismas com dimensão > 30 cm; consistência seca
dura, muito dura ou extremamente dura;
- Cor: croma ≤ 3 (amostra úmida), valor: ≤ 3 (amostra úmida) e ≤ 5 (amostra seca);
- Valor V% < 65 %;
- %CO ≥ 0,6% (ou 6 g/Kg);
- Espessura ≥ 10 cm quando houver contato lítico (horizonte A imediatamente sobre a rocha) e ≥ 25
cm nos outros casos.
- Observações complementares: Idem A chernozêmico em: estrutura, consistência, cor, %CO e
espessura; difere apenas no requisito Valor V% que deve ser < 65% (ou seja, pode ser eutrófico ou
distrófico, mas comparado ao A chernozêmico é menos fértil). Comum em locais de maiores altitudes
e com menores temperaturas (o que favorece o acúmulo de MO) e maiores precipitações (o que
favorece a lixiviação e a maior perda de nutrientes). No Brasil é comum no RS.
A húmico
- Cor: valor e croma ≤ 4 (amostra úmida);
- Valor V% < 65 %;
- Espessura ≥ 10 cm quando houver contato lítico (horizonte A imediatamente sobre a rocha) e ≥ 25
cm nos outros casos;
- %CO < 8% ou 80 g/kg (isto é, inferior ao limite mínimo para caracterizar o horizonte hístico) e que
atenda a seguinte equação:
(CO em g/kg do horizonte A) x (Espessura horizonte A em dm) ≥ 60 + (0.1 x argila do horizonte A em
g/kg)
* Exemplo de cálculo - Anexo I
- Observações complementares: Idem A proeminente em espessura e Valor V%. Geralmente
ocorre próximo a solos com horizonte A proeminente.
A fraco
- Cor: valor ≥ 4 (amostra úmida) e ≥ 6 (amostra seca);
- Estrutura: grãos simples ou maciça ou com grau de desenvolvimento fraco;
- %CO < 0,6 (ou 6 g/Kg) ou;
- Todo horizonte A cuja espessura é < 5 cm (independente dos outros fatores citados acima).
- Observações complementares: comum em regiões com vegetação pobre, como o semiárido
brasileiro; suas características estão relacionadas ao baixo teor de MO.
A moderado - Todo horizonte A que não se encaixa em nenhum dos outros tipos de horizonte A.
- Observações complementares: 60% dos horizontes A no Brasil são A moderado.

60. 60
TIPOS DE HORIZONTES B
Tipo de
horizonte B:
Características que o horizonte B deve ter:
B plânico
- Textura ≥ 20% argila (ou 200 g/Kg);
- Espessura > 15 cm;
- Estrutura:
 Forma: prismática ou colunar ou em blocos angulares ou subangulares;
 Tamanho: grande ou média;
 Ou, excepcionalmente maciça.
- Ter horizonte E sobre o horizonte B ou;
- Ter mudança textural abrupta, que pode ocorrer de duas formas:
 1º caso: quando o horizonte A (ou E, na presença de E) tiver ≤ 20% de argila (ou 200 g/Kg):
% argila horizonte B ≥ 2x % argila horizonte A (ou E, na presença de E)
 2º caso: quando o horizonte A (ou E, na presença de E) tiver > 20% de argila (>200 g/Kg):
% argila horizonte B ≥ % argila horizonte A (ou E, na presença de E) + 20
ou;
- Ter transição de horizontes abrupta e gradiente textural (GT) ≥ 1,5
GT = % argila horizonte B________ ≥ 1,5
% argila horizonte A (ou E, na presença de E)
- Cor demonstra problemas de drenagem no solo:
 1º caso: Matiz 10YR ou mais amarelo e croma ≤ 3 ou;
 2º caso: Matiz 7,5 YR ou 5YR e croma ≤ 2 ou;
 3º caso: ter cor variegada (mais de uma cor com uma dessas atendendo ao 1º caso) ou;
 4º caso: massa do solo de Matiz 10YR e croma ≥ 4 apresentando mosqueados cuja cor
atenda ao 1º caso.
* Exemplo de cálculos - Anexo I
- Observações complementares: trata-se de um tipo especial de Bt, pois também passa pelo
processo de podzolização de argila, mas no caso do B plânico há tanta argila no horizonte que esse
acaba desenvolvendo problemas de drenagem (permeabilidade lenta ou muito lenta). Geram os
Planossolos.
B textural
(Bt)
- Textura ≥ 20% argila (ou 200 g/Kg);
- Espessura > 15 cm;
- Ter horizonte E sobre o horizonte B ou;
- Ter mudança textural abrupta (idem B plânico) ou;
- Ter gradiente textural (GT) ≥ 1,5 (idem B plânico).
* Exemplo de cálculo - Anexo I
- Observações complementares: tem as mesmas características de B plânico, exceto a transição
de horizontes abrupta e os requisitos de cor. Podem gerar Argissolos ou Luvissolos.
B nítico
- Gradiente Textural (GT) < 1,5;
- Espessura ≥ 30 cm;
- Teor de argila ≥ 35% (ou 350 g/Kg);

61. 61
- Estrutura em blocos ou prismática com grau de desenvolvimento moderado ou forte;
- Ter cerosidade7
moderada ou forte;
- Atividade de argila ou CTC argila8
< 17 cmolc/kg
CTC argila = (CTC solo x 100%) < 17
(% argila)
* Exemplo de cálculo - Anexo I
- Observações complementares: geralmente ocorre em solos cujo material de origem gera solos
muito argilosos, por isso o Gradiente Textural (GT) é baixo. A presença de cerosidade é o principal
indicador desses solos de que está havendo movimentação de argila. São formados a partir de
rochas pobres em sílica e muitas vezes ricas em basalto. Geram Nitossolos ou Luvissolos.
B espódico (Bh)
- Espessura ≥ 2,5 cm;
- Pode ou não ter um horizonte E entre os horizontes A (ou um horizonte hístico) e B;
- Estrutura: grãos simples ou maciça ou qualquer outro tipo desde que o grau de desenvolvimento
seja fraco;
- Cor escura:
 1º caso: Matiz 5YR ou mais vermelho ou;
 2º caso: Matiz 7,5 YR, valor ≤ 5 e croma ≤ 4 ou;
 3º caso: Matiz 10YR, valor e croma ≤ 3.
- Observações complementares: geralmente rico em areia e silte; formado pelo processo de
podzolização de húmus, por isso é comumente confundido com um horizonte A enterrado, pois
apresenta coloração típica de A. Geralmente a água na região também é escura. São encontrados
principalmente nas margens do Rio Negro (AM). Geram Espodossolos.
B plíntico
(Bf)
- % plintita ≥ 15% do material que compõe o horizonte B do solo – essa porcentagem é inferida
visualmente;
- Espessura ≥ 15 cm;
- Cor usualmente variegada (mais de uma cor):
 Parte clara: Matiz 2,5Y a 5Y ou Matiz 10YR a 7,5YR e croma ≤ 4;
 Parte escura: Matiz 10R a 7,5YR e croma > 4 ou 10YR e croma > 6 ou 2,5 Y ou 5Y.
- Observações complementares: horizonte cujas características indicam que há concentração de
Fe. Geram Plintossolos.
B latossólico
(Bw)
- Espessura ≥ 50 cm;
- Estrutura muito pequena ou pequena granular ou em blocos subangulares de grau fraco ou
moderado;
- Textura franco-arenosa ou mais fina;
- Relação silte/argila < 0,6;
% silte horizonte B < 0.6
% argila horizonte B
- Se tiver cerosidade, essa deve ser pouca e fraca;
- Atividade da argila ou CTC argila < 17 cmolc/kg (idem B nítico);
- Coeficiente de intemperismo (Ki) ≤ 2,2:
Ki = __(% SiO2)__ ≤ 2,2
(% Al2O3 x 1,7)
* Exemplo de cálculo - Anexo I
- Observações complementares: todas as características exigidas para B latossólico visam
garantir que sejam solos evoluídos. Ex.1: quanto mais evoluído o solo, maior a concentração de
argila em relação ao silte, por isso a exigência da relação silte/argila. Ex. 2: quanto mais evoluído o
7
Cerosidade: quando a argila forma uma espécie de crosta sobre os agregados gera um certo brilho aos
agregados, além de deixá-los com a superfície mais lisa.
8 O cálculo da CTC argila é como se imaginássemos como seria a CTC solo se o solo fosse constituído apenas
por argila.

62. 62
solo, maior é a perda de Si e maior é a concentração relativa de Al, logo, quanto mais evoluído o
solo, menor o Ki. Geram os Latossolos.
B incipiente
(Bi)
- Todo horizonte B que não se encaixa em nenhum dos outros tipos de horizontes B.
- Observações complementares: solos em que o processo de formação não foi suficientemente
forte e/ou não durou tempo suficiente para gerar características específicas no horizonte B do solo.
Geram os Cambissolos.
CLASSES DE SOLOS
1. NEOSSOLOS
 Solos jovens que não possuem horizonte B. Divide-se em quatro subclasses:
a) Neossolo Litólico9
 Solos bastante rasos;
 Sequência de horizontes/camadas: A(ou hístico)-R (rocha) ou A(ou hístico)-C-R, desde
que a soma da espessura de A-C seja ≤ 50cm;
 Tendem a ocorrer em locais de relevo movimentado, em que a erosão é mais intensa que
os processos de formação do solo. Exceção: no semi-árido do Brasil ocorrem em áreas
planas, pois a falta de água limita a evolução do solo;
 Mesmo quando férteis (associados a rochas ricas) tem um potencial agrícola muito limitado
devido à pequena profundidade.
b) Neossolo Regolítico10
 Sequência de horizontes/camadas: A-C-R, sendo A-C > 50 cm;
 É comum em locais de relevo movimentado, mas também podem ocorrer em áreas de
relevo plano em que o clima é mais seco, ex.: agreste brasileiro;
 Potencial de uso um pouco maior que os Neossolos Litólicos, já que são um pouco mais
profundos, porém é muito suscetível a erosão e a movimentos de massa, uma vez que o
9 Denominação antiga: Solos Litólicos ou Litossolos.
10 Denominação antiga: Regossolo.

63. 63
horizonte C está muito próximo da superfície (horizonte rico em silte – partícula mais
instável do solo).
c) Neossolo Quartzarênico11
 Sequência de horizontes/camadas: A-C-R, sendo A-C ≥50 cm;
 Teor de areia de A e C ≥ 70%;
 São solos que praticamente não retém água, por isso eram considerados sem aptidão
agrícola. Mas com o desenvolvimento da irrigação por gotejamento juntamente com a
adição de nutrientes à água passaram a ser muito utilizados;
 A grande vantagem destes solos é que não possuem “doenças do solo” (ex.: fungos e
bactérias) que são comuns em solos que armazenam água, logo, também não exigem o
uso de agrotóxicos;
 Mas como a areia não forma agregados, são muito suscetíveis a erosão;
 Cerca de 15% do cerrado brasileiro é constituído por Neossolos Quartzarênicos. Estão
associados às áreas de arenito (rochas sedimentares – logo, ocorrem em áreas mais
planas).
11 Denominação antiga: Areia Quartzoza.

64. 64
d) Neossolo Flúvico12
 Formados por sedimentos aluviais;
 Sequência de horizontes/camadas: horizonte A sobre um horizonte ou camada de C que
apresente caráter flúvico (camadas com variações irregulares) dentro de 150 cm de
profundidade;
 São bastante heterogêneos e difíceis de serem caracterizados, uma vez que cada camada
tem características diferentes;
 Normalmente ocorrem nas margens de rios, exatamente por isso, são muito utilizados,
mesmo quando empobrecidos pela excessiva lixiviação. Apenas na Amazônia esses solos
são férteis, pois o rio Amazonas traz material dos Andes que ainda foram pouco lixiviados.
2. ORGANOSSOLOS13
 Solos com presença de horizonte hístico, H ou O (no Brasil, geralmente apresentam
horizonte H) atendendo aos seguintes requisitos:
a) Com horizonte H
 Na presença de horizonte H, esse tem que ser > 40 cm;
 Geralmente encontramos H sobre Cg (horizonte C gleizado - apresenta cores
claras/acinzentadas e mosqueados);
 Geralmente ocupam áreas pontuais, mas são encontrados por todo Brasil, sendo muito
comuns em várzeas, planícies de inundação, etc.;
 Todas as áreas destes solos são Áreas de Preservação Permanente (APP), apesar disso,
são muito utilizados para horticultura e o cultivo de arroz, pois tem água o ano todo.
b) Com horizonte O
 O horizonte O deve ser ≥ 20cm quando sobrejacente a R e ≥ 40 cm quando sobrejacente a
A, B ou C;
 Solos mais comuns em climas temperados;
 São mais raros no Brasil, mas quando ocorrem, geralmente estão associados às áreas de
clima mais frio e com altas altitudes, onde há uma produção de vegetação no período mais
quente, mas há também uma queda acentuada das folhas. Quando a temperatura diminui,
12 Denominação antiga: Solos Fluviais.
13 Denominação antiga: Solos Orgânicos.

65. 65
há uma inibição da decomposição da matéria orgânica e essa passa a se acumular no
solo.
3. GLEISSOLOS14
 Solos que passaram pelo processo de hidromorfismo;
 Sequencia de horizontes/camadas: A-Cg ou H-Cg (desde que o H tenha < 40 cm);
 Muitas vezes apresentam mosqueados;
 Geralmente ocupam APPs, mas são muito utilizados para horticultura;
 Não é um solo que tem uma mancha contínua, geralmente são encontrados juntos aos
Organossolos.
Mosqueado
4. VERTISSOLOS
 Material de solo nos 20 cm superficiais devem apresentar teor de argila ≥ 30% (ou 300
g/kg);
 Fendas verticais no período seco ≥ 1 cm de largura (trata-se de solos ricos no mineral 2:1
expansivo, por isso, desenvolvem rachaduras no período de seca e estão submetidos ao
processo de inversão – material superficial cai nas rachaduras e material mais profundo
passa a aflorar na superfície);
14 Denominação antiga: Solos Glei (com horizonte H) e Glei Pouco Húmico (com horizonte A).

66. 66
 Sequência de horizontes/camadas: A-Cv (C com características vérticas)-R; não possuem
B e quando possuem, esses são muito pequenos (Bi), pois o processo de inversão dificulta
a sua evolução nesses solos;
 Popularmente chamados de Massapê e muito comuns no agreste do sertão nordestino;
 São geralmente muito férteis, já que foram pouco lixiviados. Apesar disso, como são muito
rasos e ocorrem em locais mais secos, apenas plantas adaptadas sobrevivem nesses
solos;
 Limitações para uso agrícola: quando secos são muito duros (forte coesão), então as
máquinas acabam tendo que fazer muito esforço. Já quando molhados, ficam muito
plásticos e pegajosos, devido o tipo de argila predominante (2:1) e o material gruda nas
máquinas e ferramentas dificultando o trabalho. Considerava-se que estes solos não
possuíam aptidão agrícola, mas nos últimos anos passaram a ser utilizados com a
irrigação por gotejamento, o que tem gerado produções elevadas, o problema é que estão
localizados exatamente em locais de baixa disponibilidade hídrica.
5. CHERNOSSOLOS15
 Único solo classificado com base no horizonte A: sempre tem a presença de A
chernozêmico;
 Sequencias de horizontes/camadas: A chernozêmico – R (rocha); A chernozêmico-C-R; A
chernozêmico-B-C-R;
 São solos muitos ricos em MO e geralmente férteis;
 Áreas de ocorrência: comum no semi-árido, mas não em áreas tão secas, como o agreste,
ex.: Chapada do Apodi (RN), associados a um processo de calcificação dos solos; também
são encontrados no sul do Brasil;
 Quando usados para a agricultura tem uma produtividade muito alta.
15
Denominação antiga: Rendizina (A-C), Brunizen (A-Bi-C) e Brunizen Avermelhado (A-Bt-C).

67. 67
6. ESPODOSSOLOS16
 Solos cujo processo de formação é a podzolização de húmus;
 Sequência de horizontes/camadas: A(ou hístico)-Bh-C ou A(ou hístico)-E-Bh-C;
 Trata-se de solos mais arenosos, por isso não conseguem prender o húmus na superfície;
 São extremamente ácidos devido à forte presença de MO e um bom indicativo da
presença deste solo são águas mais escuras nas proximidades;
 São geograficamente pouco representativos no Brasil e geralmente associados ao
quartzito. No Brasil são comumente encontrados nas margens do Rio Negro na Amazônia,
cuja vegetação é chamada de Campinarama (aparência raquítica);
 Considerados marginais para a agricultura, não pelo fato de serem arenosos, mas devido à
acidez muito elevada.
Água escurecida devido à forte presença de MO.
16
Denominação antiga: Podzol.

68. 68
7. ARGISSOLOS17
 Formados pelo processo de podzolização da argila;
 Sequência de horizontes/camadas: A-Bt-C ou A-E-Bt-C;
 Bt tem argila de baixa atividade (Tb) ou de alta atividade (Ta), mas se de alta atividade,
essa deve ser conjugada com saturação por bases baixa (Valor V% < 50%) – Cálculo
atividade da argila ou CTC argila:
CTC argila = CTC solo x 100% < 27
% argila
Quando:
CTC argila é ≥ 27, indica que a argila é de alta atividade (Ta)
CTC argila é < 27, indica que a argila é de baixa atividade (Tb)
* Exemplo de cálculo - Anexo I
 Tendem a ocorrer em áreas de relevo movimentado/
 Por ocorreram nas áreas de relevo mais movimentado e a translocação da argila poder
levar a um entupimento dos poros do horizonte Bt, é comum a diminuição da infiltração da
água nesse horizonte tornando esses solos mais suscetíveis a erosão e movimentos de
massa. Apesar disso, são muito utilizados, no entanto, exigem o emprego de técnicas de
manejo e conservação;
 A fertilidade desses solos é bastante variável, mas geralmente são mais férteis que os
Latossolos, pois como se encontram em área de relevo mais movimentado, a taxa de
infiltração e, consequentemente lixiviação são menores;
 É a segunda classe de solos mais comum no Brasil.
Argissolo com horizontes A-Bt Argissolo com horizontes A-E-Bt
17 Denominação antiga: Podzólicos.

69. 69
Processo erosivo e de movimento de massa em Argissolo
8. NITOSSOLOS18
 Também são formados pela podzolização da argila;
 Tanto o horizonte A, quanto o B, devem ter % argila ≥ 35% (ou 350 g/kg);
 Sequência de horizontes: A-B nítico-C;
 B nítico tem argila de baixa atividade (Tb), isto é, < 27;
Exemplo de cálculo - Anexo I
 Verifica-se muita cerosidade no horizonte B desses solos devido ao acúmulo de argila
sobre os agregados. Inclusive, o horizonte B desses solos parece uma parede de chapisco
devido à forte agregação em razão do forte acúmulo de argila;
 Semelhante aos Argissolos, também tendem a ocorrer em áreas de relevo mais declivoso;
 A grande diferença dos Nitossolos para os Argissolos é o material de origem. Os
Nitossolos estão geralmente associados a rochas básicas, isto é, pobres de Si ou Sílica e
que tem muita argila. Logo, são tão argilosos que mesmo havendo a translocação da
argila, não há grandes diferenças texturais entre os horizontes A e B desses solos. Ex. de
ocorrência: Sul do Brasil; também são comuns em áreas de calcário e argilitos;
 Possuem aptidão agrícola um pouco melhor que os Argissolos e são muito utilizados para
a agricultura, apesar de também exigirem técnicas de manejo e conservação, já que são
suscetíveis à erosão e movimentos de massa.
18 Denominação antiga: Terra bruna/roxa estruturada.

70. 70
9. LUVISSOLOS19
 Também formados pelo processo de podzolização da argila;
 Sequências de horizontes/camadas: A-Bt-C; A-E-Bt-C e A-B nítico-C;
 Bt ou B nítico devem ter argila de alta atividade (Ta), ou seja, > 27, conjugada com
saturação por bases alta (Valor V% ≥ 50%).
Exemplo de cálculo - Anexo I
 Tais solos se encontram em locais onde quase não há precipitação, mas quando ocorre,
essa é capaz de carregar os materiais mais finos, deixando o material mais grosseiro, por
isso possuem elevada pedregosidade superficial (ex.: sertão nordestino) e são muito
férteis, pois praticamente não foram lixiviados;
 É comum a presença de A fraco (pobres em MO) nesses solos, pois estão associados a
locais onde a vegetação não é muito desenvolvida;
 Podem ser utilizados com irrigação, mas essa deve ser muito bem realizada, pois, do
contrário, esses solos podem sofrer salinização, já que se encontram em locais quentes e
são muito férteis.
19 Denominação antiga: Bruno não cálcico.

71. 71
Elevada pedregosidade.
10. PLANOSSOLOS20
 Também são formados pelo processo de Podzolização da argila;
 Sequência de horizontes/camadas: A-B plânico-C ou A-E-B plânico-C;
 Como a água não consegue infiltrar no B plânico, esses solos são mais facilmente
inundados e por isso são muito utilizados para o cultivo de arroz;
 Esses solos são encontrados no sul e no semi-árido do Brasil, porém, na região do semi-
árido, esses solos têm alta saturação por sódio (além de Podzolização de argila, passaram
pelo Halomorfismo), que apesar de ser um nutriente, quando muito concentrado se
comporta como um elemento tóxico para a vegetação, quando sofrem o processo de
Halomorfismo além da Podzolização da Argila, são chamados de Planossolos Solódicos.
20
Denominação antiga: Solonetz-solodizado.

72. 72
11. PLINTOSSOLOS
 Sequência de horizontes/camadas: A-Bf-C ou A-E-Bf-C;
 A forte presença de plintita demonstra que em algum momento o solo sofreu problemas de
drenagem: em alguma época do ano a drenagem é impedida, o que leva a transformação
do Fe2+
(solúvel) em Fe3+
(não solúvel) e este último passa a se acumular e a formar
plintitas;
 Quando o impedimento de drenagem ocorre há mais de 1m de profundidade, este solo
pode ser usado para pastagem e/ou culturas anuais comuns. Mas quando o impedimento
da drenagem ocorre há menos de 1m, este solo pode até ser utilizado, mas é difícil, pois a
saturação pode chegar à superfície dificultando seu manejo;
 Locais no Brasil em que ocorre: Acre, Goiás e Tocantins.
 Quando ocorre mais na área do cerrado, geralmente é chamado de Plintossolo Pétrico,
pois neste caso o processo de laterização tem continuidade até formar a petroplintita
(laterita, canga).

73. 73
Solo com petroplintita
12. LATOSSOLOS
 Formados pelo processo de Latossolização;
 Sequência de horizontes/camadas: A-Bw-C;
 Trata-se da classe de solos mais comum no país (cerca de 60% do território brasileiro).
Predominam em todas as regiões país, exceto no NE, mas também ocorrem lá;
 Existe quatro tipos de Latossolos:
a) LATOSSOLO VERMELHO
 Cor: Matiz igual a 2,5 YR ou mais vermelho na maior parte dos primeiros 100 cm do
horizonte B (inclusive BA);
 A diferenciação dos Latossolos Vermelhos está muito associada ao teor de Fe.
Latossolo Vermelho Perférrico21
 Saturação por bases (Valor V%) < 50% e;
 Teor de % Fe2O3 ≥ 36% (ou 360 g/kg);
 Material de origem: itabirito ou rochas itabiríricas;
 Sofrem uma forte atração magnética devido à elevada concentração de magnetita e
maghematita;
 Não possuem aptidão agrícola, pois o teor de Óxido de Fe é muito elevado, logo,
praticamente só possui cargas positivas e não possuem CTC – neste caso, não adianta
fazer adubação, pois os nutrientes não conseguem ficar presos ao solo e todo o adubo é
lixiviado numa primeira chuva. Atualmente: tem-se utilizado estes solos para cultivos
menos exigentes, como o eucalipto, mas ainda assim, neste solo, estes cultivos
demandam mais tempo para crescer;
 As principais áreas de ocorrência no Brasil são o Quadrilátero Ferrífero/MG e a Serra dos
Carajás (Pará).
21 Denominação antiga: Latossolo Ferrífero.

74. 74
Latossolo Vermelho Distroférrico
 Saturação por bases (Valor V%) < 50% e;
 Teor de % Fe2O3 ≥ 18% (ou 180 g/kg) e < 36% (ou 360 g/kg);
 Material de origem: basalto ou rochas máficas;
 Também possuem atração magnética;
 Apesar de ricos em óxidos de Fe, não chegam a ter uma CTC prejudicial para os solos;
 Por serem associados ao basalto, não são férteis, mas como o basalto tem muitos
minerais ricos em ferros magnesianos e que tem uma atração geoquímica por
micronutrientes (que são insolúveis - B, Co, Cu, Fe, Mo, Mn, Zn), uma simples adubação
em macronutrientes (Ca, Mg, K, Na, P, N e S) torna esses solos muito férteis. Já os solos
que não tem micro, nem macronutrientes, tem que ser feita à adubação dos dois, o que é
muito mais oneroso;
 Ocorrência: Sul do Brasil, SP, parte do Triângulo Mineiro.

75. 75
Latossolo Vermelho Eutroférrico
 Saturação por bases (Valor V%) ≥ 50% e;
 Teor de % Fe2O3 ≥ 18% (ou 180 g/kg) e < 36% (ou 360 g/kg);
Latossolo Vermelho Distrófico
 Saturação por bases (Valor V%) < 50% e;
 Teor de % Fe2O3 < 18% (ou 180 g/kg);
 Não tem especificidade de material de origem;
 Muito comum no cerrado e no semi-árido brasileiro;
 Apesar de distróficos têm potencial agrícola se adubados.
Latossolo Vermelho Eutrófico
 Saturação por bases (Valor V%) ≥ 50% e;
 Teor de % Fe2O3 < 18% (ou 180 g/kg);
 Não tem especificidade de material de origem.
b) LATOSSOLO VERMELHO-AMARELO
 Cor: Matiz mais amarela que 2,5YR e mais vermelho que 7,5YR;
 Não tem material de origem pré-estabelecido;
 Tem potencial agrícola;
 Ex. de ocorrência: mares de morro em MG (antigas planícies).
c) LATOSSOLO AMARELO
 Cor: Matiz igual a 7,5 YR ou mais amarelo na maior parte dos primeiros 100 cm do
horizonte B (inclusive BA);
 Não tem material de origem pré-estabelecido;
 Tem potencial agrícola se adubado;
 Ex. de ocorrência: parte mais úmida do cerrado, Amazônia, tabuleiros costeiros;
 São os Latossolos mais comuns do Brasil.

76. 76
d) LATOSSOLO BRUNO
 Cor: Matiz 5 YR ou mais amarelo com valor ≤ 4 e croma ≤ 6 (amostra úmida)
 Material de origem: basalto;
 Sempre vem acompanhado de A proeminente ou A húmico devido à localização em áreas
mais elevadas e frias que favorecem o acúmulo de MO;
 O acúmulo de MO favorece o efeito antihematítico – ambientes ricos em MO são mais
úmidos e favorecem a transformação do Fe3+
(hematita) em Fe2+
(goethita – óxido de Fe
hidratado). Além disso, a MO adsorve parte do Fe, logo, o que sobra só consegue formar
goethita, pois essa precisa de menos Fe para ser formada do que a hematita;
 É comum nestes solos a presença de 2 tipos de horizonte B: um de cor mais bruno (devido
a influência da MO que favorece a goethita) e outro mais vermelho (sob menor influência
da MO, logo, com mais hematita);
 Devido a sua localização em áreas mais elevadas e frias é comum sob vegetação da mata
de araucária - Área de ocorrência bem limitada, ex: planalto do sul.

77. 77
13. CAMBISSOLOS
 Sequência de horizontes/camadas: A-Bi-C;
 Solos que não se encaixam efetivamente em nenhuma das classes anteriores. Por isso é
uma classe muito heterogênea, possui solos tanto com alta aptidão agrícola, quanto com
baixa aptidão agrícola;
 De modo geral, estão associados a relevos mais movimentados e em que a erosão é
maior que a pedogênese.
Observação: as imagens utilizadas neste texto de classificação de solos foram obtidas e
disponibilizadas pela professora Cristiane Valéria de Oliveira (IGC-UFMG).

78. 78
CAPÍTULO 8: PROCESSOS EROSIVOS
A erosão é um processo natural que envolve as seguintes etapas: remoção de partículas,
transporte e deposição lenta ou acelerada dos materiais, sejam eles constituídos por materiais
rochosos, solos ou depósitos superficiais inconsolidados.
8.1. Tipos de processos erosivos
a) Erosão geológica ou natural
A superfície terrestre não é estática e desde tempos mais remotos que rios, ventos,
geleiras e enxurradas deslocam, transportam e depositam continuamente as partículas do solo.
Por intermédio desse processo é que foram esculpidos vales e depositados os deltas dos rios. Em
condições naturais, o ciclo do desgaste erosivo é equilibrado pela renovação/formação dos solos
(ABGE, 1998 & LEPSCH, 2002).
b) Erosão antrópica
Quando o homem cultiva a terra para o seu sustento, o equilíbrio pode ser rompido, uma
vez que na maior parte dos sistemas de cultivo, é preciso retirar a cobertura vegetal natural e
revolver a camada mais superficial dos solos. Quando essas operações são efetuadas sem o
devido cuidado, apressam a remoção dos horizontes superficiais numa intensidade superior à da
formação do solo, não permitindo a recuperação natural da paisagem.
Além dos agricultores – madeireiros, lenhadores, carvoeiros e mineradores – também
contribuem para a destruição de florestas, facilitando os processos erosivos (LEPSCH, 2002 &
DAEE, 1989).
Os processos erosivos também podem ser divididos quanto ao agente transportador:
a) Erosão eólica
Caracterizada pela remoção e a deposição do solo pelo vento, é significativa quando o
solo se encontra em uma situação rarefeita de proteção.
b) Erosão glacial
Ocorre quando as águas das chuvas que penetram entre as rochas congelam quando em
condições de temperaturas muito baixas – isso porque a água no seu estado sólido ocupa mais
espaço que quando líquida, sendo assim, essas águas congeladas passam a exercer maior

79. 79
pressão sobre as rochas que acabam fraturando. Outra forma de erosão glacial ocorre quando os
blocos de gelo se desprendem de geleiras, deslizam pelas encostas e acabam desgastando as
rochas, mas vale destacar que esse tipo de erosão não ocorre no Brasil, já que não há geleiras no
país.
c) Erosão hídrica
Consiste na remoção e no transporte dos horizontes pela ação da água, principalmente os
horizontes superficiais. Apesar da erosão hídrica ser presente em praticamente todo o Brasil, ela é
particularmente importante nas regiões de Domínio Tropical Úmido, porque nesses locais é muito
comum problemas erosivos desencadeados pela ação do escoamento superficial e subsuperficial,
ou ainda pela ação gravitacional (movimentos de massa) diante do decréscimo de resistência dos
materiais sob saturação ou próximos à saturação em água (COELHO NETTO, 1998).
8.2. Erosão hídrica
A erosão hídrica se processa da seguinte forma: a desagregação das partículas de solo é
ocasionada tanto pelo impacto direto das gotas de chuva (erosão em splash ou erosão por
salpicamento22
), quanto pelas águas que escorrem na superfície. Após a desagregação,
dependendo do tamanho das partículas23
, grande quantidade de partículas suspensas na água é
transportada, removendo uma relativa quantidade de solo.
Erosão em splash
Além da erosão em splash, três tipos principais de erosão hídrica são reconhecidos:
a) Erosão laminar
Quando o solo está saturado, a capacidade de infiltração da água é excedida, inicia-se um
processo de escoamento superficial (GUERRA & CUNHA, 2005) e/ou o próprio fluxo difuso da
22
Promove a ruptura dos agregados do solo e os transforma em materiais mais finos que, além de serem facilmente
transportados, preenchem os poros da camada superficial do solo, dificultando a infiltração da água, favorecendo o
escoamento superficial e, consequentemente, à erosão (GUERRA & CUNHA, 2005).
23
Devido seu pequeno porte, a argila, o silte e a matéria orgânica são as partículas mais facilmente carregadas pela água
(LEPSCH, 2002).

80. 80
água pluvial sobre o solo é capaz de remover uma camada fina e contínua do solo. É um tipo de
desgaste que pode ocorrer mesmo em terrenos com inclinações pequenas, porém, devido à
dificuldade de ser detectado, quando o é, parte do horizonte A geralmente já foi carreado
(LEPSCH, 2002).
b) Erosão em sulcos e ravinas
Esse tipo de erosão resulta de irregularidades na superfície do solo que geram canais
preferenciais de escoamento da água e que formam pequenas incisões na superfície do terreno
sob a forma de sulcos que podem evoluir por aprofundamento para ravinas. É um tipo de erosão
facilmente detectada (ABGE, 1998).
c) Voçorocas
É o estágio mais avançado e complexo de erosão e, portanto, mais difícil de ser contido.
Pode envolver uma série de processos como: à passagem gradual da erosão laminar para
erosões em sulco e ravinas, as quais têm suas dimensões aumentadas; a ação das águas
subterrâneas também é uma das causas do desenvolvimento lateral e a remontante das

81. 81
voçorocas; pipings24
, etc. (ABGE, 1998). As voçorocas ainda podem evoluir a partir de
movimentos de massa, tais como antigos deslizamentos de terra através do escoamento
subsuperficial concentrado na cicatriz do deslizamento (BRAGA, 2007).
Tais processos são condicionados pelo fato de esta forma erosiva geralmente atingir em
profundidade o lençol freático, induzindo o aparecimento de surgências d’água (DAEE, 1989), o
que pode inclusive facilitar a contaminação dos recursos hídricos. Entre as causas deste tipo de
erosão, cita-se que:
A evolução dos sulcos para voçorocas é normalmente causada por aradura,
semeadura e cultivo alinhados no sentido morro abaixo, que facilita o arraste do
solo. Também a pecuária, com animais trilhando em direção da maior inclinação
da encosta, e estradas mal planejadas podem concorrer para a formação de
voçorocas. (LEPSCH, 2002, p.157).
A ocorrência de voçorocas está intimamente relacionada com o ambiente que a cerca,
principalmente o relevo, o tipo de solo e a cobertura vegetal. De acordo com a Embrapa (2008),
um aspecto importante a ser considerado a respeito do desenvolvimento de voçorocas é a
profundidade do horizonte C. Em locais onde esses horizontes são muito profundos e os
horizontes superficiais menos desenvolvidos, a decapitação dos horizontes superficiais em
alguma parte da encosta, acaba por expor o horizonte C e como esse geralmente não é
estruturado, os processos erosivos ocorrem de modo acelerado.
Este tipo de feição, “rasgos” disseminados nas encostas, pode atingir a profundidade de
dezenas de metros e até centenas de comprimento, indicando a perda total do solo – o que
constitui um altíssimo índice de degradação da superfície da terra, impedindo a realização de
atividades humanas de fundamental importância, como usos agrícolas e urbanos.
24
Processo erosivo subsuperficial, descrito pela formação de túneis/dutos ou vazios no interior do solo que podem levar
ao colapso da superfície situada acima (GUERRA & CUNHA, 2005). São normalmente provocados pela dissolução,
dispersão e arraste de partículas de solo, relacionadas às condições hidráulicas e geoquímica dos solos (SANTOS,
2001).

82. 82
8.3. Condicionantes ambientais à erosão
A maior ou menor suscetibilidade de uma área à erosão depende de uma série de fatores
condicionantes, dentre os quais se destacam:
a) Clima
Relacionado principalmente a distribuição, quantidade e intensidade das chuvas. Quanto
mais intensas as chuvas, menos tempo os solos terão para que a água infiltre, logo, formam-se
aguaceiros e enxurradas intensificadoras da erosão laminar ou em lençol, bem como a água das
chuvas podem vir a se concentrar em canais preferenciais que, ao longo do tempo, podem gerar
sulcos, evoluir para ravinas e até voçorocas.
A quantidade total de chuva distribuída também é de fundamental importância, pois
mesmo que uma chuva não seja intensa, se ela durar um período de tempo muito longo, pode
tornar o solo saturado e provocar processos erosivos e movimentos de massa, como colapsos e
escorregamentos.
b) Cobertura vegetal
A cobertura vegetal tem como uma de suas principais funções proteger o solo dos efeitos
da chuva. Ao encontrarem uma barreira, as gotas de chuva perdem velocidade gotejando mais
lentamente no solo, bem como têm mais tempo para infiltrar, diminuindo o escoamento superficial
da água.
Também é importante que a cobertura vegetal englobe estratos vegetais de diversos
tamanhos, podendo diluir a energia da chuva em diferentes alturas. Ao reter em suas estruturas
parte da água das chuvas, a vegetação também contribui para que parte da água evapore antes
mesmo de chegar à superfície, dissipando parte da energia e intensidade das chuvas, e
amenizando, por exemplo, os efeitos erosivos da erosão em splash (BERTONI & LOMBARDI
NETO, 1999).
Além disso, a cobertura vegetal permite o aumento de matéria orgânica e húmus
resultando em solos mais porosos (BUENO, 2009). As raízes das plantas podem gerar canais nos
solos e também torná-los mais porosos. A maior porosidade facilita a infiltração da água nos
solos, logo, reduz o escoamento superficial e, consequentemente, os processos erosivos
associados a esse, como a erosão laminar.
A vegetação também ameniza os efeitos da erosão sub-superficial acelerada através da
redução do fluxo interno, da estruturação do solo e da redução da velocidade do fluxo pelas raízes
(MAGALHÃES JR. et al., 2006).

83. 83
c) Características topográficas
A declividade do terreno influencia na concentração, na dispersão e na velocidade da
enxurrada e, em consequência, no maior ou menor arrastamento superficial das partículas de solo
(LEPSCH, 2002). De modo que em terrenos planos ou levemente inclinados, a água das chuvas
tende a escoar com menor velocidade e tem mais tempo para infiltrar no solo.
Como exemplo da influência da declividade, pode-se citar que em vertentes com
declividades superiores a 20%, a formação de solos é retardada uma vez que a água é dispersa
mais rapidamente, consequentemente, menos desenvolvidos e mais rasos são esses solos.
Portanto, são também menos utilizados para fins agrícolas, o que contribui para que sejam menos
atingidos pela erosão de origem antrópica. Em contrapartida, a maior quantidade de material
perdido por erosão ocorre em áreas de relevo ondulado – áreas em que há uma declividade que
já começa a ser atuante, mas essa não impede a intensa utilização pelo homem.
O comprimento de rampa também influencia nos processos erosivos de uma vertente, pois
quanto maior a rampa, maior é a quantidade de água que passa sobre ela e, na medida em que
essa água escoa, adquire mais velocidade e força favorecendo ação erosiva dos solos (BERTONI
& LOMBARDI NETO, 1999).
Quanto à forma da vertente, áreas convexas são dispersoras e áreas côncavas são
receptoras ou acumuladoras de materiais (água, sedimentos, dentre outros).
d) Manejo do solo
O modo como a terra é manejada também é um fator condicionante de uma maior ou
menor propensão aos processos erosivos, visto que a desagregação e o transporte das partículas
podem variar de acordo com o sistema de cultivo empregado no solo. Como exemplo, Lepsch
(2002) cita que solos com culturas sazonais ou anuais (ex.: milho, algodão e soja) são mais
expostos à erosão que cultivos com plantas perenes (ex.: seringueira, laranjeira e café) ou
semiperenes (ex.: cana-de-açúcar), porque ao contrário das plantas perenes ou semiperenes,
essas culturas exigem que o solo seja periodicamente revolvido, o que torna esse mais exposto às
intempéries. Por isso afirma-se que toda atividade agropecuária deve aplicar práticas
conservacionistas com vistas a proteger o solo.
e) Natureza do solo
Dependendo dos constituintes dos solos, suas características físicas e propriedades
decorrentes – das quais destacam a permeabilidade, a estrutura, a textura e a profundidade –
alguns solos podem ser mais suscetíveis à erosão.

84. 84
A permeabilidade é a propriedade do material (solo ou rocha) de se deixar atravessar pela
água, logo, está ligada a porosidade do material e depende tanto do tamanho dos poros, quanto
da conexão entre eles. Materiais argilosos, por exemplo, apesar de possuírem alta porosidade,
geralmente são mais impermeáveis, pois seus poros são muito pequenos, o que dificulta a
passagem da água que acaba por ficar aprisionada nesses poros. Enquanto que em materiais
rochosos e sem porosidade, a permeabilidade pode ser elevada devido à abundância de fraturas
abertas e interconectadas. (KARMANN apud TEIXEIRA, 2003).
A porosidade pode ser aumentada por inúmeros fatores como a atividade de organismos
presentes no solo, pelas raízes das plantas, e também pode ser reduzida pelo uso de máquinas,
pela compactação humana e de animais (SELBY, 1985, p.607).
A estrutura é um fator extremamente importante quanto à permeabilidade do solo, pois ao
se destruir a estrutura do solo, os poros mais afetados são os poros maiores que 0,06 mm e que
permitem a movimentação da água no solo, consequentemente, determinam a taxa de infiltração
(KER et al., 1997). Logo, solos bem estruturados são mais porosos.
A estruturação do solo é condicionada pela presença de elementos agregantes como:
argilas, matéria orgânica, óxidos de Fe e Al (MAGALHÃES JR. et al., 2006). A presença desses
elementos e a proporção com que ocorrem nos solos influenciam diretamente na formação dos
agregados e nas suas características, tais como forma, tamanho, estabilidade e grau de
desenvolvimento, bem como na permeabilidade do material.
O conteúdo de matéria orgânica, por exemplo, é de grande importância no controle da
erosão. Segundo Bertoni & Lombardi Neto (1999), a matéria orgânica:
Nos solos argilosos, modifica-lhes a estrutura, melhorando as condições de
arejamento e de retenção de água, o que é explicado pelas expansões e
contrações alternadas que redundam de seu umedecimento e secamento
sucessivos. Nos solos arenosos, a aglutinação das partículas, firmando a estrutura
e diminuindo o tamanho dos poros, aumenta a capacidade de retenção de água. A
matéria orgânica retém de duas a três vezes seu peso em água, aumentando
assim a infiltração, o que resulta uma diminuição nas perdas por erosão. (p.62).
A estabilidade da estrutura também é altamente influenciável pelas atividades humanas
que alteram a disponibilidade dos elementos25
que auxiliam na formação de agregados e/ou os
destroem através da compactação do solo, com o uso de animais e maquinaria pesada.
A textura interfere nos processos erosivos na medida em que algumas frações
granulométricas do solo são removidas com maior facilidade (BUENO, 2009). Apesar das
partículas menores exigirem maiores velocidades críticas de erosão devido às forças de coesão
entre elas, as texturas siltosas e arenosas finas favorecem a erosão, uma vez que não
apresentam a coesão das argilas e nem a permeabilidade e o diâmetro das areias médias e
grossas (MAGALHÃES JR. et al., 2006).
25
Exemplo: quando o homem retira ou modifica a cobertura vegetal do solo, altera a disponibilidade de matéria
orgânica – na maior parte das vezes, há uma diminuição no teor de matéria orgânica nos solos cultivados.

85. 85
Quanto mais arenoso o solo, mais soltas são as partículas, logo, essas são removidas
mais facilmente pelo escoamento superficial e menor é a retenção de umidade, sendo assim, nem
todo tipo de vegetação consegue se adaptar e se fixar em solos arenosos, o que pode torná-lo
ainda mais suscetível à erosão.
Solos ricos em silte também são facilmente erodidos, porque o silte é uma partícula muito
fina, instável e que dificulta a estruturação do solo. Solos desse tipo possuem baixa
permeabilidade já que suas partículas são muito pequenas e tendem a ficar encaixadas,
dificultando a passagem da água e facilitando os processos erosivos.
Nos solos argilosos, apesar da infiltração tender a ser menor devido a sua menor
permeabilidade, a argila tem maior capacidade de formar agregados, logo, são solos mais
estáveis e com maior resistência à erosão (BERTONI & LOMBARDI NETO, 1999).
Quanto à profundidade,
[...] solos rasos são mais erodíveis que os profundos, porque neles a água da
chuva acumula-se acima da rocha ou camada adensada, que é impermeável,
encharcando mais rapidamente o solo, o que facilita o escoamento superficial e,
consequentemente, o arraste do horizonte superficial (LEPSCH, 2002, p.158).
Lepsch (2002) acrescenta ainda que a fertilidade do solo também influencia na
erodibilidade dos solos, visto que um bom desenvolvimento das plantas lhe propicia melhor
proteção.
A quantidade de matéria orgânica também é fundamental, uma vez que auxilia na
agregação de partículas, melhorando a estrutura do solo, facilitando o fluxo de ar e a retenção de
água, entre outros benefícios que gera para o solo (MAGALHÃES JR. et al., 2006).

86. 86
ANEXO I – SÍNTESE FÓRMULAS E EXEMPLOS
TEOR DE MATÉRIA ORGÂNICA (MO)
É sabido que 58% da MO é composta de CO, logo, aplica-se a seguinte regra de três para se inferir o teor de
MO num solo:
MO = CO
100% 58%
Ex.: em um solo foi encontrado 2g de CO, quanto de MO tem este solo?
MO = CO
100% 58%
→
MO = 2g
100% 58%
→ 58 MO = 2 x 100 →
MO = 200
58
→ MO = 3,45 g
CTC DO SOLO
Soma dos cátions; equivale a quantidade de cargas negativas que o solo tem para adsorver cátions.
CTC do solo = Ca + Mg + K + Na + NH4+ Al + H
Ex.: Cálculo da CTC do Solo A a partir dos dados da Tabela 1.
Tabela 1: Dados Solo A
Elementos Solo A
Ca2+ 1,8
Mg2+ 0,9
K+ 0,4
Na+ 0,1
NH4 0.0
H+ 0,6
Al3+ 2,9
CTC do solo = Ca + Mg + K + Na + NH4 + Al + H
CTC do solo = 1,8 + 0,9 + 0,4+ 0,1 + 0.0 + 2,9 + 0,6 = 6,7
SOMA DE BASES (SB)
Soma apenas dos elementos da CTC do solo que servem de nutrientes para as plantas, isto é, CTC do solo menos
a acidez trocável (Al + H).
SB = Ca + Mg + K + Na Ou SB = CTC do solo – (Al + H)
Ex.: Cálculo da SB do Solo A a partir dos dados da Tabela 1.
SB = Ca + Mg + K + Na = 1,8 + 0,9 + 0,4+ 0,1 = 3,2
Ou
SB = CTC do solo – (Al + H) = 6,7 – (2,9 + 0,6) = 6,7 – 3,5 = 3,2

87. 87
VALOR V %
Equivale a SB convertida em percentual (%). Para tanto, aplica-se uma simples regra de três onde a CTC do
solo equivale a 100%.
CTC do solo = SB
100% V%
→ (CTC do solo) (V%) = (SB x 100%) → V% = (SB x 100)
CTC do solo
Quando o Valor V% é ≥ 50%, o solo é considerado fértil / eutrófico e quando o Valor V% é < 50%, o solo é
considerado infértil / distrófico.
Ex.: Cálculo do Valor V% do Solo A a partir dos dados da Tabela 1.
V% = (SB x 100) = (3,2 x 100) = 320 = 47,76
CTC do solo 6,7 6,7
O Solo A pode ser classificado como infértil / distrófico.
TEOR DE Al (%)
Teor de Al (%) = (Al) x 100
(Al + SB)
Quando o Teor de Al é ≥ 50%, o solo é considerado alumínico e quando o Teor de Al é < 50%, o solo é
considerado não alumínico. Apenas solos distróficos podem ser alumínicos, logo, não se calcula o teor de Al% para
solos eutróficos.
Ex.: Cálculo do teor de Al% do Solo A a partir dos dados da Tabela 1.
Teor de Al (%) = (Al) x 100 = 2,9 x 100 = 290 = 47.54%
(Al + SB) (2,9 + 3,2) 6,1
O Solo A pode ser classificado como não alumínico.
∆pH
Indica se o solo tem mais cargas positivas ou negativas.
∆pH = pH KCl – pH H2O
Quando o ∆pH é negativo, indica que o solo também é negativo e quando o ∆pH é positivo, indica que o solo
também é positivo.
Ex.:
Solo 1
pH KCl = 4
pH H2O = 5
∆pH = 4 – 5 = -1
Solo negativo
Solo 2
pH KCl = 6
pH H2O = 5
∆pH = 6 – 5 = 1
Solo positivo
O solo 2 é mais antigo/intemperizado que o solo 1, uma vez que quanto mais antigo o solo, mais cargas positivas
possui.

88. 88
CLASSIFICAÇÃO HORIZONTES A
A húmico
 Teor de matéria orgânica
(CO em g/kg do horizonte A) x (Espessura horizonte A em dm) ≥ 60 + (0.1 x argila do horizonte A em g/kg)
Ex.:
- Espessura horizonte A: 120 cm = 12 dm
- % CO = 9% = 90 g/kg
- % argila horizonte A = 40% = 400 g/kg
Então:
(CO em g/kg do horizonte A) x (Espessura horizonte A em dm) ≥ 60 + (0.1 x argila do horizonte A em g/kg)
(90 g/kg) x (12 dm) ≥ 60 + (0.1 x 400 g/kg)
1080 ≥ 100
Pode ser enquadrado como A húmico se além do teor de MO tiver as outras características necessárias para enquadrar
nesse horizonte.
CLASSIFICAÇÃO HORIZONTES B
B plânico
 Gradiente Textural ≥ 1,5
GT = % argila horizonte B__________ ≥ 1,5
% argila horizonte A (ou E, na presença de E)
Ex. 1: quando não há presença de E entre A e B
- % argila horizonte B = 45%
- % argila horizonte A = 40%
Então:
GT = % argila horizonte B = 45 = 1,125 ≥ 1,5
% argila horizonte A 40
Não pode ser enquadrado no B plânico, pois o GT deu < 1,5.
Ex. 2: quando há presença de E entre A e B
- % argila horizonte B = 85%
- % argila horizonte E = 10%
Então:
GT = % argila horizonte B = 85 = 8,5 ≥ 1,5
% argila horizonte E 10
Pode ser enquadrado no B plânico se além de GT tiver as outras características exigidas para esse horizonte.
 Mudança Textural Abrupta
Pode ocorrer de duas formas:
1º caso: quando o horizonte A (ou E, na presença de E) tiver ≤ 20% de argila (ou 200 g/Kg).
Quando textura estiver em %:
(% argila horizonte B) ≥ 2x (% argila horizonte A ou E, na presença de E)
Quando textura estiver em g/Kg:
(quant. argila horizonte B) ≥ 2x (quant. argila horizonte A ou E, na presença de E)

89. 89
Ex.:
- % argila horizonte B = 45%
- % argila horizonte A = 15% (não há presença de E)
Então:
(% argila horizonte B) ≥ 2x (% argila horizonte A)
45% ≥ 2x (15%)
45% ≥ 30%
Pode ser enquadrado no B plânico se além de mudança textural abrupta tiver as outras características exigidas para
esse horizonte.
2º caso: quando o horizonte A (ou E, na presença de E) tiver > 20% de argila (ou 200 g/Kg).
Quando textura estiver em %:
(% argila horizonte B) ≥ (% argila horizonte A ou E, na presença de E) + 20%
Quando textura estiver em g/Kg:
(quant. argila horizonte B) ≥ (quant. argila horizonte A ou E, na presença de E) + 200
Ex.:
- % argila horizonte B = 65%
- % argila horizonte E = 35% (há presença de E)
Então:
(% argila horizonte B) ≥ (% argila horizonte E) + 20
65% ≥ 35% + 20
65% ≥ 55%
Pode ser enquadrado no B plânico se além de mudança textural abrupta tiver as outras características exigidas para
esse horizonte.
B textural (Bt)
 Gradiente Textural ≥ 1,5 – Idem B plânico.
 Mudança Textural Abrupta – Idem B plânico.
B nítico
 Não ter Gradiente Textural (GT) ≥ 1,5 – Ver exemplo B plânico, se não enquadrar nessa característica, pode
ser um B nítico se tiver todas as outras características exigidas para esse horizonte.
 Atividade da argila ou CTC argila < 17 cmolc/kg
CTC argila = (CTC solo x 100%) < 17
(% argila)
Ex.:
- CTC solo horizonte B = 1,70
- % argila horizonte B = 36%
Então:
CTC argila = (CTC solo x 100%) = (1,70 x 100%) = 170 = 4,72 <17
(% argila) 36 36
Pode ser enquadrado no B nítico se além da atividade da argila tiver todas as outras características exigidas para esse
horizonte.

90. 90
B latossólico (Bw)
 Relação silte/argila < 0,6
% silte horizonte B < 0.6
% argila horizonte B
Ex.:
- % silte horizonte B = 65%
- % argila horizonte B = 35%
Então:
% silte horizonte B = 65 % = 1,85 < 0.6
% argila horizonte B 35%
Não pode ser enquadrado no B latossólico, pois a relação silte argila não é < 0,6.
 Coeficiente de intemperismo (Ki) ≤ 2,2
Ki = __(% SiO2)_ _≤ 2,2
(% Al2O3 x 1,7)
Ex.:
- % SiO2 horizonte B = 150
- % Al2O3 horizonte B = 130
Então:
Ki = __(% SiO2)__ = __150 __ = 255 = 1,15 ≤ 2,2
(% Al2O3 x 1,7) 130 x 1,7 221
Pode ser enquadrado no B latossólico se além de Ki tiver todas as outras características exigidas para esse horizonte.
 Atividade da argila ou CTC argila < 17 cmolc/kg – Idem B nítico.
CLASSIFICAÇÃO DOS SOLOS
Argissolos
 Atividade da argila ou CTC argila < 27
Quando a CTC argila é < 27, indica que a argila é de baixa atividade (Tb) e para ser um Argissolo a atividade da
argila deve ser baixa (Tb).
CTC argila = (CTC solo x 100%) < 27
(% argila)
Ex.:
- CTC solo horizonte B = 2
- % argila horizonte B = 60%
Então:
CTC argila = (CTC solo x 100%) = (2 x 100%) = 200 = 3,33 < 27
(% argila) 60 60
Pode ser enquadrado no Argissolo se além da atividade da argila tiver todas as outras características exigidas para
esse solo.
Nitossolos
 Atividade da argila ou CTC argila < 27 – Idem Argissolos.

91. 91
Luvissolos
 Atividade da argila ou CTC argila ≥ 27
Quando a CTC argila é ≥ 27, indica que a argila é de alta atividade (Ta) e para ser um Luvissolo a atividade da
argila deve ser alta (Ta).
CTC argila = (CTC solo x 100%) ≥ 27
(% argila)
Ex.:
- CTC solo horizonte B = 9
- % argila horizonte B = 30%
Então:
CTC argila = (CTC solo x 100%) = (9 x 100%) = 900 = 30 ≥ 27
(% argila) 30 30
Pode ser enquadrado no Luvissolo se além da atividade da argila tiver todas as outras características exigidas para
esse solo.

92. 92

93. 93
REFERÉNCIAS
BONNA, J.L. Mapeamento pedológico e de suscetibilidade erosiva no Alto Córrego Prata (Ouro
Preto/MG). Dissertação de Mestrado. Instituto de Geociências (IGC). Universidade Federal de Minas
Gerais (UFMG). Belo Horizonte – MG, 2011. 119p.
EMBRAPA – EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUIA AGROPECUÁRIA. Sistema Brasileiro de
Classificação de Solos. Centro Nacional de Pesquisa de Solos (Rio de Janeiro, RJ). Brasília:
EMBRAPA – Produção de Informação; Rio de Janeiro: Embrapa Solos, 2006. 306p.
LEPSCH, I. F. Formação e conservação de solos. Oficina de Textos. São Paulo – SP, 2002. 178p.
OLIVEIRA, C.V. de. Pedologia. Educação à distância. Editora UFMG. Belo Horizonte – MG, 2010.
RESENDE, M.; CURI, N.; REZENDE, S. B. de; CORRÊA, G.F. Pedologia – Base para distinção de
ambientes. 5ª edição revisada. Lavras: Editora UFLA, 2007. 322p.
SANTOS, R.D. dos; LEMOS, R.C. de; SANTOS, H.G. dos; KER, J.C.; ANJOS, L.H.C. dos. Manual de
descrição e coleta de solo no campo. Embrapa. SBCS. Editora Folha de Viçosa Ltda. 5ª edição.
Sociedade Brasileira de Ciência de Solo, 2005. 92p.
TEIXEIRA, W.; TOLEDO, M.C.M. de; FAIRCHILD, T.R; TAIOLI, F. Decifrando a Terra. São Paulo:
Oficina de Textos, 2003. 558p.