Capítulos - formação do solo

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CAPÍTULO 1 
CONCEITO DE SOLO 
 
 
 
 O Soil Taxonomy (1975) define o solo como "coleção de corpos naturais na superfície terrestre, 
localmente modificado ou mesmo construído pelo homem a partir de materiais terrestres, contendo matéria 
viva e suportando ou sendo capaz de suportar plantas ao ar livre" (Fanning & Fanning, 1989). 
 Essa definição revela, em grande parte, a influência da idéia (conceito) do solo como meio para o 
crescimento de plantas, ou seja, vinculado ao seu uso agrícola. Outros pontos de vista, por outro lado, são 
comuns em outras áreas de conhecimento. Engenheiros e geólogos tendem a considerar como solo todo o 
material solto ou inconsolidado sobre a superfície da Terra, ou até mesmo de outros planetas ou satélites 
naturais (em 1969, os astronautas que pousaram na Lua disseram que coletaram amostras do “solo da 
Lua”). Por outro lado, ambientalistas, preocupados com o ciclo da água e outros ciclos da natureza, se 
referem ao solo como “filtro natural” ou como “rim geológico”. 
 Brady & Weil (1999), reconhecendo a importância crescente do solo na questão ambiental, agrupam 
as muitas funções do solo no ecossistema em cinco: (a) suporte para o crescimento de plantas superiores; 
(b) regulador do suprimento das águas; (c) reciclador de materiais; (d) habitat para organismos; (e) meio 
de engenharia. 
 
1.1 DESENVOLVIMENTO HISTÓRICO 
 
a) Conceitos não-pedológicos - solo como meio para desenvolvimento das plantas e outros 
 
 De uma forma ou de outra, com a passagem da humanidade da fase nômade coletora e caçadora para 
a fase de cultivo de plantas (agricultura), os mais diversos povos desenvolveram conceitos para 
diagnosticar a aptidão dos solos para a produção de alimentos. Por exemplo: 
- Conceitos relacionados à adequação do solo ao cultivo: solo para trigo, solo para arroz, etc. 
- Conceitos relacionados à resistência ao arado: solos leves, solos pesados, solos pegajosos. 
 Teophrastus (Grécia, 371-286 A.C.) criou o termo "edaphos" para distinguir o solo da terra (terrae, 
um dos 4 elementos de Aristóteles), ligando o solo à nutrição das plantas. Em Roma, Catão (234-149 
A.C.) desenvolveu uma classificação de solos aráveis baseada na utilidade para cultivo, Columela 
concentrou-se nas propriedades físicas, enquanto que Plenuis deu atenção às rochas e minerais como 
formadores do solo. Com a queda de Roma, o desenvolvimento do estudo do solo sofreu uma grande 
estagnação, sem surgir novidades por um longo tempo (Arnold, 1983). 
 Wallerius (Suécia, 1761) propôs que as plantas nutriam-se diretamente do húmus do solo. Com o 
progresso da química, a teoria do húmus foi substituída pela teoria mineral de Liebig (1843), que 
estabeleceu que as plantas obtém o carbono do CO2 do ar, H e O da água e os nutrientes inorgânicos da 
solução do solo, proporcionando o entendimento da ciclagem dos nutrientes nas plantas e no solo e o 
desenvolvimento da adubação mineral. 
 Os próprios índios brasileiros possuem seu sistema de classificação de solos. Índios da nação Kayapó 
(Pará) adicionam ao radical “Puka”, que significa solo, adjetivos que se referem a atributos do solo como 
cor, pedregosidade e umidade, formando nomes compostos: Kru (pedra) + Tuk (preto) = Pukakrutuk. Esse 
sistema, embora simples, possui as informações necessárias para que os mesmos possam, em seu nível 
tecnológico, utilizar as terras de modo a garantir a sua subsistência (Cooper et al., 1995). 
 Apesar do desenvolvimento científico que ocorreu nas mais diversas áreas, até o final do século XIX 
não existia uma disciplina específica para o solo (ciência do solo), sendo o mesmo classificado de acordo 
com o interesse de outras disciplinas, por exemplo: 
- geologia (solo como produto de alteração de rochas): solos calcários, solos graníticos, etc. 
- botânica: solos de gramíneas, solos de florestas, solos de coníferas, etc. 
- climatologia: solos tropicais, solos temperados, solos de tundra, etc. 
- geografia: solos de vales, solos de terras altas, solos litorâneos, etc. 
- geomorfologia: solos aluviais, solos residuais, solos coluviais, solos glaciais, etc. 
- química (escola de Thaer, 1821): classificação físico-química baseada na composição dos solos. 
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b) Conceito pedológico – solo como um corpo natural organizado 
 
 A idéia de solo como corpo natural organizado, ocupando um lugar independente na superfície 
terrestre, deve-se ao geólogo russo Dokuchaev (1846-1903), que em 1879 afirmou que o solo é um 
produto de origem específica, distinto do material originário. Em 1883 esse cientista publicou um estudo 
de solos "Chernozems", no qual aplicou estudos de morfologia, produzindo a primeira classificação 
científica de solos; mais tarde, definiu o solo como produto de interações complexas entre clima, plantas e 
animais, rochas, relevo e idade das paisagens. Glinka (1867-1929), cientista russo, enfatizou o conceito de 
solo como uma crosta intemperizada que exibe feições zonais correspondentes a zonas climáticas. 
 Marbut, diretor do Soil Survey dos EUA, onde solos vinham sendo mapeados desde 1900 utilizando 
um sistema de classificação com base na geologia, traduziu para o inglês um livro publicado por Glinka na 
Alemanha em 1914, trazendo para os Estados Unidos os conceitos desenvolvidos na Rússia. Em seguida, 
Marbut, aliando as idéias vindas da Rússia com observações de campo, produziu um sistema pedológico 
de classificação de solos, apresentado no Primeiro Congresso Internacional de Ciência do Solo 
(Washington - 1927) (Arnold, 1983). Desde então, esses conceitos foram adotados, ampliados e aplicados 
na caracterização, classificação e mapeamento de solo nos Estados Unidos. Sucessivos refinamentos, 
como de Jenny (1941), que propôs um modelo em que o solo é uma função de diversos fatores (clima, 
organismos, relevo, material de origem, tempo e outros), e de Simonson (1959), que reconheceu a 
diferenciação dos horizontes do solo como o resultado de vários processos (adições, perdas, transferências 
e transformações), levaram ao atual conceito pedológico de solo (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
1.2 TERMINOLOGIA E LIMITES DO SOLO 
 
 A idéia de solo como uma interface no 
ecossistema ajuda a compreender a dificuldade 
para a sua identificação como um corpo natural 
organizado e independente bem como para a 
persistência de uma visão parcial ou incompleta a 
seu respeito. Sua posição, na intersecção entre a 
litosfera, a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera 
(Figura 1.1), o torna particularmente complexo, 
dificultando sua investigação plena. 
 
 Figura 1.1. O solo como uma interface entre a litosfera, 
 atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
 
 A figura 1.2 mostra os limites do solo como considerado pelo Soil Taxonomy, definido em termos de 
plantas. Notar que áreas de terras como glaciais, dunas ativas e planícies salinas, são considerados 
não- 
solos por definição. Áreas de 
águas profundas, que possuem 
somente plantas flutuantes, 
similarmente, são também não-
solos. Por outro lado, áreas de 
águas mais rasas (bordas de 
lagos, lagunas e pântanos), 
onde plantas superiores podem 
enraizar no material do fundo, 
são consideradas como 
possuindo solo. O limite 
inferior é geralmente, mas não 
completamente, definido em 
termos da profundidade das 
raízes das plantas nativas 
perenes; a presença de plantas 
não é necessária, podendo 
haver tão somente a 
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capacidade de suportar o 
crescimento de plantas. 
 Figura 1.2. Limites do solo definido em termos de plantas (extraído de 
 Fanning & Fanning, 1989). 
 
 Na Engenharia, o termo solo eqüivale ao regolito (Figura 1.3), que se refere ao mantoinconsolidado 
da crosta terrestre, ao passo que, do ponto de vista pedológico, o conceito de solo está ligado ao processo 
de pedogênese, responsável pela formação de horizontes genéticos. Entretanto, solum e solo, como 
definido pelo Soil Taxonomy, não são sempre equivalentes. Por exemplo, camadas aluvionares 
estratificadas recém depositadas sobre a superfície de um solo que apresenta horizontes genéticos 
deveriam, de acordo com a definição do Soil Taxonomy, ser consideradas como parte do solo, pois as 
plantas podem enraizar neste material; entretanto, esses depósitos não podem ser considerados como parte 
de um solum por não possuir desenvolvimento pedogenético. Problemas também podem surgir na 
definição do limite inferior, como a presença de raízes em cavernas e ao longo de juntas e planos de 
acamamento de rochas, atingindo profundidades consideráveis abaixo do solum. Por outro lado, um solo 
pode possuir um horizonte não penetrável por raízes, ou ainda, em função de uma idade muito recente, 
apresentar um solum muito raso e ao mesmo tempo um substrato incoerente e macio, que permita a 
penetração das raízes a uma grande profundidade (caso de materiais arenosos soltos). 
 
 
 
 
 
Figura 1.3. Terminologia e relação entre os segmentos da crosta terrestre (extraído de Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA UTILIZADA: 
 
ARNOLD, R.W. Concepts of soils and pedology. In: WILDING, L.P., SMECK, N.E., HALL, G.F. (Ed.). 
Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and Interactions. Amsterdam: Elsevier, 1983. p.1-21. 
BRADY, N.C, WEIL, R.R. The nature and properties of soils. 12.ed. New Jersey: P. Hall, 1999. 881p. 
COOPER, M., TERAMOTO, E.R., VIDAL-TORRADO, P. et al. Classificação de solos utilizada pelos índios Xicrin 
do Cateté (Carajás, PA). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE CIÊNCIA DO SOLO, 25, 1995, Viçosa. Anais... 
Viçosa: SBCS, 1995. v.3, p.1497-1499. 
ESTADOS UNIDOS. Department of Agriculture. Soil Survey Staff. Keys to soil taxonomy. 8.ed. Washigton: 
USDA-NRCS, 1998. 327p. 
 4 
FANNING, D.S, FANNING, M.C.B. Soil: morphology, genesis and classification. New York: J. Wiley, 1989. 
395p. 
 
CAPÍTULO 2 
MORFOLOGIA E DESCRIÇÃO DE PERFIL 
 
 
A morfologia dos solos reflete os efeitos combinados de um conjunto de fatores genéticos 
responsáveis pelo desenvolvimento do perfil do solo. É a base que os pedólogos usam para estudar, 
classificar e mapear os solos. 
A descrição morfológica do solo é realizada em duas etapas: 
a) descrição das características morfológicas internas do solo: espessura, arranjo, transição entre os 
horizontes e características dos horizontes (cor, textura, estrutura, consistência, etc). 
b) descrição do ambiente onde se encontra o solo (características externas): relevo, drenagem, erosão, 
vegetação, material de origem, etc. 
A descrição é feita de acordo com metodologia contida no Manual de Descrição e Coleta de Solo no 
Campo, editado pela Sociedade Brasileira de Ciência do Solo (Lemos & Santos, 1996). 
 
 
2.1. O PERFIL DE SOLO E O SISTEMA ABC DE NOMENCLATURA DE HORIZONTES 
 
Quando se observa um perfil de um solo verifica-se a presença de camadas mais ou menos paralelas a 
superfície, que se diferenciam pela cor, textura, estrutura e outras características. Essas camadas, 
produzidas pelos processos pedogenéticos, constituem os horizontes do solo. 
O desenvolvimento dos horizontes é o resultado da atuação dos processos pedogenéticos, 
condicionada pelos fatores de formação (clima, organismos, relevo, material de origem, tempo). Esse 
processo de formação é dinâmico, de tal forma que a predominância de um ou outro processo, atuando 
com maior ou menor intensidade durante um determinado tempo, leva a formação de solos com graus de 
desenvolvimentos diferentes (Figura 2.2). 
A introdução do sistema ABC de nomenclatura dos horizontes do solo é creditado a Dokuchaev. No 
estágio inicial de formação de um solo o material de origem é transformado, possibilitando o 
desenvolvimento de vegetação e conseqüente incorporação de material orgânico ao mesmo. Esse horizonte 
mais superficial, escurecido pelo enriquecimento em matéria orgânica, é denominado de horizonte A. Esse 
horizonte pode assentar-se diretamente sobre o material rochoso não alterado, denominado pela letra R, 
formando uma seqüência de horizontes A-R (Figura 2.2); ou entre o material rochoso R e o horizonte A 
pode ser encontrada a rocha alterada intempericamente, na forma de um material inconsolidado, mais 
ainda não afetada pedogeneticamente, que forma um horizonte denominado de C. Com a ação continuada 
dos processos pedogenéticos, que podem, por exemplo, translocar materiais finos em profundidade, é dado 
início à formação de um horizonte entre os horizontes A e C, denominado de horizonte B. Em um estágio 
inicial esse horizonte é chamado de incipiente (Bi); em estágios mais avançados observa-se horizontes B 
mais desenvolvidos, com características bem diferenciadas (B textural, B latossólico, etc). 
 
 
Figura 2.2. Seqüência de horizontes em solos com graus de desenvolvimento diferentes. 
 5 
 
 
 
O solo é um corpo 
tridimensional que ocupa uma 
posição definida na paisagem. O 
perfil de um solo é, portanto, uma 
seção em duas dimensões do solo, 
que de fato se estende lateralmente 
em todas as dimensões, formando um 
contínuo tridimensional. O menor 
volume (três dimensões) reconhecido 
como sendo um solo completo é 
chamado de pedon (Figura 2.1), 
devendo incluir toda a variabilidade 
de características que ocorrem no 
solo; esse possui forma poliédrica e 
área superficial variando de 1 a 
10m2. O conjunto de pedons 
contínuos e semelhantes, que 
constituem a distribuição espacial de 
um solo é chamado de polipedon. 
 
Figura 2.1. Pedon e perfil do solo (extraído de Buol et al., 1980) 
 
 
 
2.2. DESIGNAÇÃO E CARACTERÍSTICAS DOS HORIZONTES E CAMADAS 
 
São reconhecidos oito horizontes e camadas principais, O, H, A, E, B, C, F e R. 
Por definição A, E e B são sempre horizontes, enquanto que O, H, C e F podem ser horizontes ou 
camadas, dependendo da evolução pedogenética. R é sempre camada. 
 
O Horizonte ou camada orgânica* sobreposta a alguns solos minerais, formado em condições de drenagem sem 
restrições que possam resultar em estagnação de água. 
H Horizonte ou camada orgânica*, superficial ou não, acumulada sob condições de estagnação de água. 
A Horizonte mineral superficial que normalmente apresenta coloração mais escura que os horizontes subjacentes 
devido ao enriquecimento com material orgânico humificado. 
E Horizonte mineral eluvial, formado sob o horizonte A em uma zona de máxima eluviação de argilas, 
sesquióxidos** ou matéria orgânica, por isso apresentando textura mais arenosa e/ou coloração mais clara. 
B Horizonte mineral situado sob um horizonte A ou E, formado por transformações mais acentuadas do material de 
origem e/ou ganho de constituintes minerais ou orgânicos migrados de horizontes sobrejacentes. As 
transformações manifestam-se pela neoformação de argilominerais e produção de óxidos, promovendo o 
desenvolvimento de cores avermelhadas, amareladas ou brunadas, e pela ação coloidal, aglutinando o material 
decomposto e gerando uma estruturação bem marcada. 
C Horizonte ou camada de material inconsolidado sob o solum, relativamente pouco afetado pelos processos 
pedogenéticos. 
F Horizonte ou camada mineral endurecida sob A, E ou B, rico em Fe e/ou Al e pobre em matéria orgânica. Pode 
ser proveniente do endurecimento irreversível da plintita ou de outras formas de concentração de ferro e/ou 
alumínio. 
R Camada mineral de material consolidado, de tal forma que quando úmido não pode ser cortado por uma pá, 
constituindoo substrato rochoso. 
* Material orgânico:: Carbono orgânico %  8 + 0,067 x argila %. 
** óxidos, hidróxidos e oxi-hidróxidos de alumínio e ferro. 
 
 
 6 
A variação das características morfológicas entre os horizontes pode ser transicional, formando 
horizontes miscigenados, designados pela junção das duas letras dos horizontes principais (AB, AC, EB, 
BE, BC). A primeira letra indica o horizonte principal ao qual o horizonte transicional mais se relaciona. 
Também podem ocorrer horizontes mesclados, com partes identificáveis porém misturadas dos 
horizontes principais adjacentes, designados da seguinte forma: A/B, A/C, E/B, B/C, B/C/R. 
Aos símbolos dos horizontes principais são acrescidos sufixos indicando características específicas: 
a = Propriedades ândicas. Ex.: Aa, Ba, Ca 
b = Horizonte enterrado. Ex.: Ab, Ha, Eb, Bb, Fb. 
c = Concreções ou nódulos endurecidos de Fe, Al, Mn ou Ti. Ex.: Bc, Cb. 
d = Avançada decomposição do material orgânico. Ex.: Od, Hd. 
f = Plintita. Ex.: Bf, Cf. 
e = escurecimento da parte externa dos agregados por matéria orgânica. Ex.: Be 
g = glei. Ex.: Bg, Cg. 
h = acumulação iluvial de matéria orgânica. Ex.: Bh. 
i = desenvolvimento incipiente do horizonte B (Bi). 
j = tiomorfismo. Ex.: Aj, Bj. 
k = presença de carbonatos remanescentes do material de origem. Ex.:Bk, Ck. 
k = acumulação de carbonato de Ca secundário. Ex.:Bk. 
m = extremamente cimentado. Ex.: Bm, Cm. 
n = acumulação de sódio trocável. Ex.:Bn, Cn. 
o = material orgânico pouco ou nada decomposto. Ex.: Oo, Ho. 
p = horizonte lavrado ou revolvido. Ex.: Ap. 
q = acumulação de sílica. Ex.: Bq, Cq. 
r = rocha branda ou saprolito. Ex.: Cr 
s = acumulação iluvial de sesquióxidos. Ex.: Bs. 
t = acumulação iluvial de argila. Ex.: Bt. 
u = modificações e acumulações antropogênicas. Ex.: Au, Hu. 
v = características vérticas. Ex.: Bv, Cv. 
w = estágio avançado de intemperização do material mineral. Ex.: Bw. 
x = cimentação aparente, reversível (pseudocimentação). Ex.: Bx, Cx, Ex. 
y = acumulação de sulfato de Ca. Ex.: By, Cy. 
z = acumulação de sais mais solúveis em água fria do que o sulfato de Ca. Ex.: Hz, Az, Bz, Cz 
 
Quando necessário os horizontes principais são subdivididos, com o sufixo numérico colocado após 
as letras (ex.: A1-A2-Bt1-Bt2-Bt3). 
Quando houver descontinuidade de material originário, usa-se números arábicos como prefixo, o 
prefixo 1 é omitido (ex.: A-AB-2B-2C). 
 
 
Tabela 2.1. Equivalência entre a simbologia atual (SNLCS, 1988) e a antiga para notação de horizontes. 
 
(a) horizontes 
Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
 Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
O 
A1 
A2 
B2 
C 
-- 
A3 
AC 
B1 
B3 
-- 
O, H 
A 
E 
B 
C 
AE 
AB, EB 
AC, CA 
BA, BE 
BC 
CB 
 -- 
AB 
-- 
A&B 
B&A 
-- 
-- 
IIB, IIC, etc 
IIIB, IIIC, etc 
IVB, IVC, 
etc 
O/A, A/O 
A/B 
A/C 
E/B 
B/E 
B/A 
B/C 
2B, 2C 
3B, 3C 
4B, 4C 
 
 
(b) sufixos 
Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
 Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
-- 
b 
cn 
-- 
-- 
pl 
g 
h 
-- 
-- 
-- 
ca 
m 
a 
b 
c 
d 
e 
f 
g 
h 
i 
j 
k 
k 
m 
 -- 
-- 
p 
si 
-- 
ir 
t 
-- 
-- 
-- 
x 
cs 
sa 
n 
o 
p 
q 
r 
s 
t 
u 
v 
w 
x 
y 
z 
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2.3. CARACTERÍSTICAS MORFOLÓGICAS 
 
2.3.1. Espessura e transição entre os horizontes 
a) Espessura 
Após a separação dos horizontes, procede-se a medição das espessuras, utilizando uma trena, 
coincidindo o zero com a parte superior do horizonte superficial A. As medidas são expressas em 
centímetros. No caso da transição não ser plana anota-se as variações máximas e mínimas. Usa-se o 
sinal "+" na última medida quando se verifica que o horizonte continua em profundidade. 
b) Transição 
A transição entre os horizontes é definida pela nitidez ou contraste de separação chamando-se: 
- transição abrupta: quando a faixa de separação é menor do que 2,5cm; 
- transição clara: quando a faixa varia de 2,5 a 7,5cm; 
- transição gradual: quando a faixa varia de 7,5 a 12,5cm; 
- transição difusa: quando a faixa é maior do que 12,5cm. 
Quanto a topografia da linha ou da faixa de separação a transição pode ser: 
- plana: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes for praticamente horizontal; 
- ondulada ou sinuosa: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes for sinuosa; 
- irregular: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes apresentar desníveis mais 
profundos que largos; 
- descontínua ou quebrada: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes não for 
contínua, com partes de um horizonte dentro do outro. 
2.3.2. Cor 
Embora não influenciando diretamente no comportamento do solo, a cor é o reflexo de uma série de 
propriedades do solo, sendo usada na classificação do solo. 
Para determinação das cores compara-se a cor da amostra com a Escala Munsell de Cores para 
Solos (Musell Soil Chart). Após escolher a cor mais aproximada, anota-se o nome da cor, encontrada na 
página ao lado, seguida da sigla, que consta do matiz (hue), valor (value) e croma (chrome). Por 
exemplo: vermelho-escuro (dark red) 2,5YR 3/6; 2,5YR (matiz, página) 3/ (valor, linha vertical) e /6 
(croma, linha horizontal). A tradução da cor em inglês para o português foi convencionada pela SBCS, 
sendo encontrada no Manual de Descrição e Coleta de Solo no Campo (Lemos & Santos, 1996). 
O matiz (hue) corresponde a cor no espectro, relacionada portanto ao comprimento de onda da luz. 
Cada página da escala de Munsell corresponde a um matiz. 
O valor (value) refere-se a luminosidade relativa da cor (tonalidade), variando verticalmente em 
cada página de um máximo (cores claras) até um mínimo (cores muito escuras ou preto). 
O croma (chrome) refere-se a pureza relativa da cor (intensidade de saturação), aumentando da 
esquerda (croma 0) para a direita (croma 8), tornando a cor mais pura, diminuindo a proporção de cinza. 
Como as cores do solo variam com o grau de umidade, especifica-se a condição de umidade (seco, 
úmido, úmido amassado) em que a cor foi determinada. A cor úmida é sempre anotada, devendo-se 
então umedecer a amostra, se necessário, sem deformá-la. 
Quando o solo apresentar mosqueados determina-se a cor de fundo e a cor (ou cores) dos 
mosqueados. Além da cor, descreve-se os mosqueados quanto à quantidade (pouco, comum ou 
abundante), tamanho das manchas (pequeno, médio ou grande) e contraste em relação ao fundo (difuso, 
distinto e proeminente). 
Quando não houver predominância de uma cor sobre as demais, descreve-se a cor do horizonte 
como variegada, anotando-se cada uma das cores que o compõe por ordem de abundância. Por exemplo, 
variegado vermelho (2,5YR 4/6, úmido) e bruno (10YR 5/3, úmido). 
 
2.3.3. Textura 
A textura é estimada no campo através do tato, esfregando o solo umedecido entre os dedos. 
O método baseia-se na sensação que as diferentes frações oferecem ao tato: 
a) areia: sensação de aspereza, não plástica e não pegajosa quando molhada; 
b) silte: sensação de sedosidade, ligeiramente plástica e não pegajosa quando molhada; 
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c) argila: plástica e pegajosa quando molhada. 
A textura é avaliada procurando-se definir a combinação das frações areia, silte e argila dentro das 
variações das classes texturais que constam no triângulo de classes de textura. 
A ocorrência de frações grosseiras (> 2mm) é anotada acrescentando à classe textural os termos 
com cascalho (8-15% cascalho), cascalhenta (15-50% cascalho) e muito cascalhenta (>50% cascalho).Ex.: argila arenosa cascalhenta. 
 
2.3.4. Estrutura 
A classificação da estrutura é baseada no tipo, classe e grau de desenvolvimento. Para sua 
observação deve-se manipular o solo com as mãos, agitando e selecionando os agregados que 
naturalmente forem se destacando. 
O tipo de estrutura refere-se a forma do agregado, classificada em: (a) laminar (eixo horizontal 
maior); (b) prismática (eixo vertical maior); (c) colunar (eixo vertical maior com o topo arredondado); 
(d) em blocos angulares (três dimensões iguais, faces planas e vértices com ângulos agudos); (e) em 
blocos subangulares (três dimensões iguais e vértices com ângulos arredondados); (f) granular 
(arredondados e pouco porosos) e (g) em grumos (arredondados e porosos). 
A classe de estrutura refere-se ao tamanho das unidades estruturais, reconhecendo-se as seguintes 
classes: muito pequena, pequena, média, grande e muito grande. O tamanho das classes varia de acordo 
com o tipo de estrutura. 
O grau da estrutura expressa a intensidade das ligações dentro e entre os agregados, sendo 
determinada pela nitidez de percepção desses no perfil e pelo grau de resistência à desagregação. Os 
graus de estrutura podem ser: (a) sem estrutura, em grãos simples (não coerente) ou maciça (coerente); 
(b) com estrutura, fraca, moderada ou forte. 
A estrutura é anotada na seguinte ordem, grau, classe e tipo. Ex.: forte muito pequena granular. 
 
2.3.5. Consistência 
Verifica-se as forças de coesão e adesão do solo, conforme os teores de umidade, descrevendo-se o 
comportamento nos estados seco, úmido e molhado. 
A consistência seca avalia a dureza ou tenacidade do solo através da compressão do torrão seco 
entre o polegar e o indicador. São usados os seguintes termos: solto, macio, ligeiramente duro, duro, 
muito duro e extremamente duro. 
A consistência úmida avalia a friabilidade do solo através da resistência à compressão. Usa-se os 
seguintes termos: solto, muito friável, friável, firme, muito firme e extremamente firme. 
A consistência molhada avalia a plasticidade e a pegajosidade através da propriedade do solo de 
se deformar sem rompimento e de aderir a objetos, respectivamente. Para tal o solo deve ser 
homogeneizado e umedecido na ou ligeiramente acima da capacidade de campo. Usa-se para a 
plasticidade os seguintes termos: não plástico, ligeiramente plástico, plástico e muito plástico; para a 
pegajosidade: não pegajoso, ligeiramente pegajoso, pegajoso e muito pegajoso. 
 
2.3.6. Cerosidade, superfícies foscas (coatings) e outras 
A cerosidade consiste em películas de material coloidal, de aspecto brilhoso e ceroso, dispostas nas 
superfícies das unidades estruturais. São descritas em relação à quantidade (pouca, comum e abundante) 
e ao grau de desenvolvimento (fraca, moderada e forte). 
Superfícies foscas são películas de material coloidal, comumente incluindo filmes de matéria 
orgânica e de manganês, com aspecto fosco ou embaçado. 
Superfícies de fricção ou slickensides são superfícies inclinadas, alisadas e lustrosas, com 
estriamentos resultantes do deslizamento e atrito da massa de solo decorrentes da expansão da argila. 
 
2.3.7. Porosidade 
A classificação no campo é realizada quanto ao tamanho (muito pequenos, pequenos, médios, 
grandes e muito grandes) e quanto à quantidade (poucos, comuns e muitos). 
 
2.3.8. Cimentação 
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A cimentação relaciona-se à consistência quebradiça ou dura do material do solo decorrente da 
presença de agentes cimentantes como carbonato de cálcio, sílica, óxidos ou sais de Fe ou Al. 
 
2.3.9. Nódulos e concreções minerais 
A descrição inclui dados sobre a natureza do nódulo ou concreção (ferro, manganês, carbonato de 
cálcio), quantidade, tamanho, dureza, forma e cor. 
 
2.3.10. Eflorescências 
São ocorrências de sais cristalinos sob a forma de revestimentos, crostas e bolsas nas superfícies 
das unidades estruturais, nas fendas e na superfície do solo. 
 
2.3.11. Raízes 
Após a descrição morfológica distingui-se as quantidades de raízes nos diferentes horizontes, 
usando os seguintes termos: muitas, comuns, poucas e raras. 
 
2.4. CARACTERÍSTICAS AMBIENTAIS 
 
2.4.1. Localização: Breve descrição de como chegar no local do perfil (estradas e quilometragem), 
município, estado e coordenadas geográficas. 
2.4.2. Situação, declive e cobertura vegetal: Especificação da posição do solo no relevo, declive 
local (medido com um clinômetro) e vegetação existente no local do perfil. 
2.4.3. Altitude: registrada em relação ao nível do mar. 
2.4.4. Litologia, formação geológica, período, material originário: informações sobre o material de 
origem do solo, obtidas em relatórios e mapas geológicos e em observações no local do perfil. 
2.4.5. Pedregosidade e rochosidade: informação sobre a proporção relativa de calhaus e matacões 
sobre a superfície e/ou massa do solo (pedregosidade) e sobre as exposições de rocha na forma de 
lajeados e matacões com mais de 100cm de diâmetro. Usa-se as seguintes classes: não pedregosa 
(rochosa), ligeiramente pedregosa (rochosa), pedregosa (rochosa), muito pedregosa (rochosa), 
extremamente pedregosa (rochosa). Quando esses ocuparem mais de 90% da superfície passa a ser 
considerado tipo de terreno. 
2.4.6. Relevo local e regional: refere-se, respectivamente, ao local do perfil e a área em que está 
inserido o perfil. São usados os seguintes termos: plano (<3%), suave ondulado (3-8%), ondulado (8-
20%), forte ondulado (20-45%), montanhoso (45-75%) e escarpado (>75%). 
2.4.7. Erosão: refere-se à remoção da parte superficial e subsuperficial do perfil, considerando-se a 
erosão laminar e em sulcos, avaliadas quanto a sua freqüência e profundidade. 
2.4.8. Drenagem: avalia-se a velocidade com que a água é removida do perfil, de acordo com as 
seguintes classes: excessivamente drenado, fortemente drenado, acentuadamente drenado, bem drenado, 
moderadamente drenado, imperfeitamente drenado, mal drenado, muito mal drenado, 
2.4.9. Vegetação primária: formas de vegetação utilizadas pelo SNLCS (CNPS), que constam no 
Manual de Descrição e Coleta de Solo no Campo, utilizadas para suprir a insuficiência de dados 
relativos às condições térmicas e hídricas dos solos. 
2.4.10. Uso atual: especificação do tipo de uso do solo (cultura anual, pastagem, silvicultura, etc). 
2.4.11. Clima: especificação do tipo climático. 
2.4.12. Atividades biológicas: informações sobre a ação de minhocas, cupins, formigas, tatus, etc, 
especificando o grau de atividade e em quais horizontes. 
 
 
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA: 
 
BUOL, S.W.; HOLE, F.D. & McRACKEN, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Ames. The Iowa State Univ. Press. 
 10 
EMBRAPA. SNLCS. 1988a. Definição e notação de horizontes e camadas do solo. 2.ed. Rio de Janeiro. 54p. (Documentos 
SNLCS, 3) 
LEMOS, R.C.; SANTOS, R.D. 1996. Manual de descrição e coleta de solo no campo. 3.ed. Campinas: SBCS/SNLCS. 83p. 
CAPÍTULO 3 
COMPOSIÇÃO DO SOLO 
 
 
 Os solos são constituídos por sólidos 
com espaços porosos entre esses, 
preenchidos por água (solução do solo) e 
gases (ar do solo). Dessa forma, o solo pode 
ser definido como um sistema polifásico, 
idealmente representado como um corpo 
trifásico, com aproximadamente metade do 
seu volume ocupado pela fase sólida e a 
outra metade distribuída entre as fases 
líquida e gasosa (Figura 3.1). 
 
 
Figura 3.1. Distribuição ideal das fases sólidas, líquidas 
e gasosas no solo. 
 
A fase líquida é composta por água e sais minerais em solução. Na fase gasosa os gases provêm 
tanto da atmosfera quanto da atividade orgânica, resultando na comparação com a atmosfera em um teor 
bem mais elevado de CO2 e mais baixo de O2, bem como emuma maior umidade relativa. A fase sólida é 
constituída por frações minerais e orgânicas, encontradas em partículas de diversos tamanhos (> 2mm, 
areia, silte e argila), em proporções variáveis de solo para solo. A existência de partículas de tamanho 
coloidal (argila) confere ao solo uma série de propriedades particulares dos sistemas coloidais. 
 Um sistema coloidal é uma dispersão na qual partículas de dimensões coloidais (entre 1nm e 1µm 
em pelo menos uma direção) estão dispersas em uma fase contínua de composição diferente. As 
partículas dispersas nos sistemas coloidais podem ser partículas sólidas, macromoléculas, gotas de 
líquidos ou bolhas de gás. A fase contínua na qual essas unidades estão dispersas, ou meio de dispersão, 
pode ser um sólido, líquido ou gás (Tabela 3.1). 
 
Tabela 3.1. Exemplos de sistemas coloidais. 
 
Exemplos Tipo Fase dispersa Meio de 
dispersão 
 
Névoas, sprays líquidos Aerossol líquido Líquido Gás 
Fumaça, poeira Aerossol sólido Sólido Gás 
Espumas de sabão e de extintores de incêndio Espuma Gás Líquido 
Leite, maionese Emulsão Líquido Líquido 
Au coloidal, pasta de dente e suspensão de argila Sol, suspensão coloidal; Pasta Sólido Líquido 
Poliestireno expandido Espuma sólida Gás Sólido 
Opala, pérola Emulsão sólida Líquido Sólido 
Plásticos pigmentados Suspensão sólida Sólido Sólido 
 
 
 Os sistemas coloidais apresentam as propriedades cinéticas de movimento gravitacional ou 
centrífugo (sedimentação) e movimento térmico, microscópico (movimento browniano) e macroscópico 
(difusão e osmose), a propriedade óptica de espalhamento da luz (efeito Tyndall) e carga elétrica 
superficial, que origina propriedades eletrocinéticas (eletroforese, eletrosmose) e estabilidade. Em sóis pode-
se observar propriedades de envelhecimento (crescimento de partículas e regularização de superfícies) e 
floculação (aglomeração de partículas). 
 Assim, o solo é mais propriamente definido como um sistema polifásico disperso complexo, onde 
a fase sólida é a fase dispersa e as fases líquida (água do solo) e gasosa (ar do solo) são o meio de 
dispersão. As partículas sólidas, especialmente as de tamanho coloidal, podem ser encontradas desde em 
um estado de quase completa dispersão até em uma condição de agregação ou granulação. Na maioria 
dos solos, entretanto, existe apenas uma agregação parcial das várias partículas. 
 São encontradas partículas de tamanho coloidal no solo tanto na fração mineral como na orgânica. 
Na fração mineral de tamanho coloidal predominam os argilominerais e os óxidos e hidróxidos de Fe e 
Al e na fração orgânica o húmus do solo, que é o produto final da decomposição dos restos vegetais. A 
 11 
fração coloidal do solo, chamada de fração ativa do solo, condiciona as propriedades químicas e uma 
série de propriedades físicas do solo em função da sua grande área superficial específica, uma vez que a 
maior parte das reações físicas e químicas que ocorrem no solo se dão na superfície dessas partículas. Por 
exemplo, solos com predominância de materiais coloidais (solos argilosos) possuem maior capacidade de 
reter cátions e água e são mais plásticos e pegajosos que os solos arenosos. Além disso, um sistema 
razoavelmente floculado vai significar um solo com boa aeração e drenagem, o que possibilita um bom 
rendimento de produção nos solos cultivados. 
 
 
3.1 MINERAIS E ROCHAS 
 
 Minerais são sólidos formados naturalmente que apresentam composição química característica 
ou variável dentro de certos limites. Rochas são agregados naturais de um ou mais minerais, incluindo 
vidro vulcânico e material orgânico (materiais não cristalinos). 
 O mineral é chamado cristalino quando apresenta ordenação atômica tridimensional sistemática, 
ou seja, uma estrutura interna definida que se repete sistematicamente. Em condições favoráveis essa 
ordem interna tridimensional pode manifestar-se externamente por superfícies planas e lisas, caso em que 
os mineralogistas costumam denominar de cristal. Alguns termos são utilizados para indicar a perfeição 
do desenvolvimento das superfícies: euédrico (ou idiomórfico), para o sólido cristalino que possuir faces 
bem formadas; subédrico (ou subidiomórfico), para os que apresentarem faces imperfeitamente 
desenvolvidas; e anédrico, para os que não mostrarem desenvolvimento de faces. 
 O termo amorfo é utilizado para substâncias, tanto naturais como sintéticas, que não possuem 
estrutura interna definida; no caso das substâncias naturais são chamados de mineralóides. Substâncias 
de granulação muito fina que só podem ser identificadas como cristalinas ao microscópio são chamadas 
microcristalinas, enquanto que aquelas que não são identificadas como cristalinas no microscópio, mas 
que revelam padrão cristalino ao raio X são denominadas de criptocristalina. 
 A classificação dos minerais no seu nível mais amplo é realizada com base na composição 
química, resultando em doze classes (Tabela 3.2). 
 
Tabela 3.2. Classificação dos minerais com base na composição química (Dana & Hurlbut, 1978). 
 
 Classe Descrição Exemplos 
1. Elementos nativos Minerais sob forma não combinada Au e S nativos, diamante e grafita. 
2. Sulfetos Combinação de metais com S, Se ou Te Galena (PbS), pirita (FeS2) 
3. Sulfossais Pb, Cu ou Ag combinados com S e Sb 
ou As ou Bi. 
Enargita - Cu8AsS4 
Tetraedrita - (Cu, Ag)10 (Fe, Zn)2 (Sb, As)4 S13 
4. Óxidos Metal em combinação com oxigênio, 
incluindo ou não H2O ou OH. 
Simples: hematita (Fe2O3) 
Hidróxidos: Goethita FeOOH 
5. Halóides Cloretos, fluoretos, brometos e iodetos Fluorita (CaF2) 
6. Carbonatos Contém o radical carbonato Calcita - CaCO3 e Dolomita - Ca Mg (CO3)2 
7. Nitratos Contém o radical nitrato Salitre (KNO3) 
8. Boratos Contém o radical borato Bórax - Na2B4O7. 10H2O 
9. Fosfatos (arseniatos 
e vanadatos 
Radical fosfato, com substituição do P 
pelo As e V. 
Apatita - Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3 
Carnotita - K2(UO2)2(VO4)2.3H2O 
10. Sulfatos Contém o radical sulfato Gesso - CaSO4. 2H2O 
11. Tungstatos e 
Molibdatos 
Tungstênio (W) e molibdênio (Mo), 
com substituições livres entre eles 
Wolframita - (Fe, Mn)WO4 
Wulfenita - PbMoO4 
12. Silicatos Vários elementos (Na, K, Ca, Mg, Fe, 
Al) em combinação com Si e O. 
Quartzo - SiO2 
Hornblenda - (Ca, Na, K)2 (Mg, Fe)5 (Si, Al)8 O22 (OH)2 
 
 A composição química média da crosta terrestre continental. (Tabela 3.3) indica que os minerais 
mais comuns devem possuir sua composição a base de silício e oxigênio, já que para cada 100 elementos 
encontrados, em média, 83 são de O e Si. Isso significa que os minerais dominantes da crosta são os 
silicatos, seguido dos óxidos (Tabela 3.3), podendo-se dizer que a ligação que une os íons de Si e O é, 
literalmente, o cimento que mantém unida a crosta da terra. 
 12 
 
Tabela 3.3. Composição química média da crosta continental. 
Elemento % Peso % Volume % Atômica 
 
O 46,6 91,8 62 
Si 27,7 0,8 21 
Al 8,1 0,8 6 
Fe 5,0 0,7 2 
Ca 3,6 1,5 2 
Na 2,8 1,6 2,5 
K 2,6 2,1 1,5 
Mg 2,1 0,6 2 
H 1 
 
 A estrutura fundamental dos silicatos depende essencialmente do arranjo geométrico entre o Si e 
O. A relação entre os seus raios iônicos (Tabela 3.4a) indica que o Si, em função do seu raio iônico 
menor, está rodeado por 4 oxigênios, o que origina uma configuração tetraédrica (SiO4-4). O Al3+, terceiro 
elemento em importância, apresenta uma relação de raio com o O próxima do limite superior para 
coordenação 4, podendo coordenar tanto 4 (tetraedro) como 6 oxigênios (octaedro). O Fe3+, Mg2+ e Fe2+ 
tendem a ocorrer em coordenação 6 com respeito ao oxigênio (configuração octaédrica), enquanto que o 
Ca2+ e o Na+ entramna estrutura dos silicatos em coordenação 8, ou cúbica (Tabela 3.4b). 
 
Tabela 3.4. Relação entre os raios iônicos (a) e a geometria do empacotamento (b) 
 
(a) 
Ele-
mento 
Raio 
iônico 
Raio cátion 
Raio oxigênio 
 
O2- 1,32  
Si4+ 0,42 0,32 
Al3+ 0,51 0,39 
Fe3+ 0,64 0,48 
Mg2+ 0,66 0,50 
Fe2+ 0,74 0,56 
Na+ 0,97 0,73 
Ca2+ 0,99 0,75 
K+ 1,33 1,00 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 (b) 
Mínima razão 
do raio Coordenação do cátion 
Geometria do 
empacotamento 
 
0,155 
 
3 ânions no vértice 
do triângulo 
 
 
 
 
 
 
0,225 
4 ânions nos 
vértices do 
tetraedro 
 
 
 
 
 
 
0,414 
6 ânions nos 
vértices do 
octaedro 
 
 
 
 
 
 
0,732 
 
8 ânions nos 
vértices do 
cubo 
 
 
 
 
 
 
1,000 
 
12 ânions no 
meio das arestas 
 do dodecaedro 
 
 
 
 
 Os silicatos são classificados conforme a amplitude de participação do oxigênio entre os 
tetraedros, o que origina diferentes graus de polimerização ou tipos de arranjos de tetraedros, com a 
relação Si:O variando desde 1:4 nos nesossilicatos até 1:2 nos tectossilicatos (Tabela 3.5). Os tetraedros 
ou grupos de tetraedros são unidos entre si por ligações iônicas através de cátions intersticiais como o 
Fe2+, Mg2+, Ca+2, etc, com a estrutura resultante dependendo do tamanho e da carga destes. Cátions com a 
mesma relação de raios para com o oxigênio podem ocupar o mesmo tipo de posição atômica, o que 
possibilita substituições de um cátion por outro. Isso pode gerar amplas substituições iônicas em certos 
minerais, também chamada de substituição isomórfica, formando séries completas de solução sólida, 
como por exemplo nos feldspatos plagioclásios, onde o Ca substitui o Na em todas as proporções, desde 
a albita pura (NaAlSi3O8) até a anortita pura (CaAl2Si2O8). A substituição do Ca divalente pelo Na 
monovalente, entretanto, cria um desequilíbrio eletrostático na estrutura, que é compensado através da 
 13 
substituição concomitante de um Si tetravalente por um Al trivalente nos tetraedros. A Tabela 3.6 
apresenta a proporção média dos principais silicatos presentes na crosta terrestre (litosfera). 
 
Tabela 3.5. Classificação dos silicatos 
 
Classe Arranjo dos tetraedros Exemplo 
 
Nesossilicatos 
Isolados (SiO4)4- 
 
Olivina - (Mg, Fe)2 SiO4 
Zircão - Zr SiO4 
Sorossilicatos 
Duplos 
(Si2O7)6- 
 
Hemimorfita - Zn4(Si2O7) (OH)2.H2O 
Epidoto Ca2 (Al, Fe) Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Ciclossilicatos 
Anéis 
(Si6O18)12- 
 
Berilo - Be3Al2(Si6O18) 
Turmalina - (Na, Ca) (Li, Mg, Al) (Al, Fe, Mn)6 
 (BO3)3 (Si6O18) (OH)4 
 
 
Inossilicatos 
 
Cadeias simples 
(SiO3)2- 
 
Piroxênios: 
Augita - (Ca, Na) (Mg, Fe, Al) (Si, Al)2O6 
Diopsídio - Ca Mg Si2O6 
 
 
Cadeias duplas 
(Si4O11)6- 
 
Anfibólios: 
Hornblenda - (Ca, Na, K)2 (Mg, Fe)5 (Si, Al)8 O22 (OH)2 
Tremolita - Ca2 (Mg, Fe)5 Si8 O22 (OH)2 
Cummingtonita - (Mg, Fe)7 Si8 O22 (OH)2 
 
Filossilicatos 
 
Folhas 
(Si2O5)2- 
 
 
Micas: 
Muscovita - K Al2 (AlSi3O10) (OH)2 
Biotita - K (Mg, Fe)3 (AlSi3O10) (OH)2 
Clorita - (Mg, Fe)3 (Si3Al) O10 (OH)2 Mg3(OH)6 
Argilominerais: 
Caulinita - Al2Si2O5 (OH)4 
Esmectita - (M+) (Al3Mg) Si8O20 (OH)4 . xH2O 
 
Tectossilicatos 
 
Tridimensional 
(SiO2)0 
 
Feldspatos: 
Ortoclásio - KAlSi3O8 
Albita - NaAlSi3O8 
Anortita - CaAl2Si2O8 
Quartzo: SiO2 
 
 
Tabela 3.6. Principais silicatos e sua proporção 
média na crosta terrestre. 
Silicato Volume % 
Feldspatos 51 
Quartzo 12 
Piroxênios 11 
Anfibólios 5 
Micas 5 
Argilominerais 5 
Olivina 3 
 
 
 Os feldspatos, representados principal-
mente pelo feldspatos potássicos (ortoclásio e 
microclínio) e pelos feldspatos sódico-cálcicos 
(plagioclásios), são importantes minerais 
formadores das rochas ígneas (granitos, os dois e 
basaltos os últimos) e metamórficas (gnaisses) 
(ver Tabelas 3.7 e 3.9). No solo liberam 
nutrientes essenciais para as plantas (K, Na e Ca) 
e fornecem Al, Si e O para a formação de 
argilominerais. 
 O quartzo é um tectossilicato que participa 
da composição de todos os tipos de rochas, 
ígneas ácidas (granitos), sedimentares (arenitos) 
(Tabela 3.8) e metamórficas (gnaisses, xistos e 
quartzitos). Sua grande resistência a alteração 
 12 
intempérica faz com que se concentre no solo, na 
fração areia, compondo o esqueleto da maioria 
dos solos; por outro lado, devido a sua 
composição muito simples (SiO2), não contém 
nutrientes para as plantas. 
 Os piroxênios e anfibólios são importantes formadores de rochas ígneas básicas e ultrabásicas 
(basaltos e peridotitos) e de rochas metamórficas como xistos e metabasitos. São facilmente 
intemperizáveis, liberando nutrientes para as plantas como Ca e Mg e elementos para a formação de 
minerais no solo (Fe para os óxidos de Fe e Mg, Fe, (Al), Si e O para os argilominerais). A olivina é 
encontrada nas rochas ígneas ultrabásicas, sendo um mineral muito facilmente intemperizável. 
 As micas (biotita e muscovita) são filossilicatos que acompanham os feldspatos e quartzo nas rochas 
ígneas (principalmente os granitos), formando-se tanto na diagênese das rochas sedimentares (seção 3.1.2.2) 
(ilita), bem como no metamorfismo dessas (seção 3.1.2.3), compondo minerais essenciais de rochas 
metamórficas como xistos e gnaisses. A biotita e a muscovita contém alto teor de K, constituindo uma 
importante fonte potencial desse nutriente para as plantas (K não trocável). 
 Os argilominerais são filossilicatos formados principalmente pela intemperização dos outros 
silicatos. Caracterizam-se pelo tamanho muito diminuto de suas partículas, tendo sido reconhecidos como 
substâncias cristalinas somente após o surgimento das técnicas de raios X. Compõem a fração de tamanho 
argila dos solos e das rochas sedimentares. 
 
 
3.1.2 Rochas 
 
 As rochas são divididas em três grupos principais, levando-se em conta a sua origem: (a) rochas 
ígneas ou magmáticas; (b) rochas sedimentares e (c) rochas metamórficas. 
 
3.1.2.1 Rochas Ígneas 
 
 As rochas ígneas ou magmáticas formaram pelo resfriamento e solidificação de uma massa quente e 
fluída conhecida como magma. Com o resfriamento, cada mineral cristaliza a medida que alcança seu ponto 
de supersaturação, que ocorre em média entre 1300 e 600 C. Em geral, os minerais escuros e os que 
contém menores quantidades de sílica cristalizam mais precocemente, com os minerais mais ricos em sílica 
cristalizando por último. Assim, entre os minerais mais comuns, a ordem de cristalização é em primeiro 
lugar alguns minerais acessórios como o zircão, ilmenita e hematita, depois os ferromagnesianos 
(piroxênios e anfibólios), acompanhados pelos plagioclásios, e por fim o ortoclásio e o quartzo. Essa 
sequência é conhecida como série de reação de Bowen: 
 Temperatura  
 olivina  piroxênio  hornblenda  biotita 
 (feldspato-K, quartzo) 
 plagioclásio-Ca  plagioclásio-Na 
 Além de mostrarem uma ampla variação na composição química e mineralógica, derivada 
principalmente da composição química do magma original, as rochas ígneas também apresentam variação 
no tamanho dos minerais constituintes, o que é determinado pela velocidade de resfriamento do magma. 
Esse fator é fundamental na distinção de dois tipos de rochas magmáticas: as rochas ígneas intrusivas ou 
plutônicas e as rochas ígneasextrusivas ou vulcânicas. 
 Nas rochas intrusivas ou plutônicas o magma situado a uma profundidade considerável na crosta 
terrestre resfria muito vagarosamente, oportunizando uma lenta cristalização das partículas minerais, que 
assim podem crescer atingindo maiores tamanhos, resultando em uma rocha com textura fanerítica (com 
minerais visíveis a olho nu). No caso das rochas vulcânicas o magma extravasa sobre a superfície terrestre 
(lava), com seu resfriamento e solidificação progredindo muito rapidamente, não dando tempo para as 
partículas minerais crescerem, formando uma rocha de granulação fina, com textura afanítica (com minerais 
pequenos não reconhecíveis a olho nu); as vezes, o resfriamento é tão rápido que não permite que o sólido 
obtenha uma ordenação atômica tridimensional sistemática, formando vidro vulcânico, material 
 15 
amorfo. Em alguns casos, o resfriamento se dá em duas fases, uma mais lenta, que permite a formação de 
alguns cristais grandes (fenocristais), seguida de uma fase de resfriamento mais rápida, formando cristais 
pequenos; disso resulta uma textura chamada pórfira, se a massa de minerais mais finos for afanítica, ou 
porfirítica, se a massa mais fina for fanerítica e uniforme. Um outro grupo de rochas magmáticas pode 
também ser distinguido, chamado de rochas hipoabissais, de textura mais fina que as plutônicas e mais 
grossa do que as vulcânicas, que se forma próximo a superfície da Terra, e que se apresenta sob a forma de 
diques ou “sills”. 
 As rochas ígneas são classificadas quanto ao teor de SiO2 em ácidas (>63% SiO2), intermediárias 
(52-63% SiO2), básicas (45-52% SiO2) e ultrabásicas (<45% SiO2). Quanto à cor as rochas são 
classificadas em félsicas (ricas em minerais claros como quartzo e feldspatos), máficas (ricas em minerais 
escuros como piroxênios e anfibólios) e ultramáficas (>90% de minerais máficos). A nomenclatura oficial 
das rochas ígneas é baseada na proporção em volume dos seus minerais constituintes, o que origina 
uma série muito grande de nome de rochas. Na Tabela 3.7 é apresentada uma classificação 
simplificada das rochas ígneas, indicando a origem, a textura, o teor de sílica, a cor e a composição 
mineralógica. 
 
 
Tabela 3.7. Classificação das rochas ígneas conforme a origem, composição mineralógica e o teor de sílica. 
 
 Composição mineralógica 
 
Feldspato K
Quar
tzo Plagioclásio
Piroxênio
AnfibólioBiotita
Olivina
 Origem Textura 
Extru- 
sivas 
Piroclástica (explosiva) Tufo (gr. média e/ou fina) / brecha (gr. grossa) vulcânica 
Vítrea (resfriam. m. rápido) Obsidiana (maciça) / Púmice (porosa) 
Afanítica (resfriam. rápido) Traquito Riolito Dacito Andesito Basalto Komatiito 
Intru-
sivas 
Fanerítica (resfriam. lento) Sienito Granito 
Grano-
diorito 
Diorito Gabro Peridotito 
Propriedades Claras e leves Intermediárias Escuras e pesadas 
% SiO2 Intermed. Ácidas Intermediárias Básicas Ultrabásicas 
 63 52 45 
 Mg-Fe 
 Na+K 
 Ca Ca 
 
3.1.2.2 Rochas Sedimentares 
 
 As rochas sedimentares tem por origem a alteração (intemperização) de rochas pré-existentes e a 
erosão, o transporte e a deposição dos sedimentos produzidos. A deposição ocorre em áreas de acumulação, 
normalmente pela ação da água, e menos freqüentemente pela ação de geleiras e pelo vento. Conforme a 
origem dos materiais, as rochas sedimentares podem ser classificadas em clásticas, quando resultam de 
deposição mecânica, químicas, quando provém de precipitação de soluções por intermédio de algum 
processo químico (por exemplo, o aumento da concentração até atingir o produto de solubilidade pela 
evaporação da água), ou orgânicas, pelo acúmulo de restos orgânicos. 
 Como característica principal as rochas sedimentares tendem a adquirir uma estrutura estratificada ou 
em camadas devido ao processo de deposição e/ou devido ao processo posterior de soterramento do 
sedimento, a partir do qual os sedimentos inconsolidados vão gradualmente se convertendo em uma rocha 
dura (processo de diagênese: compactação, cimentação e recristalização). As rochas sedimentares clásticas 
 16 
são primariamente classificadas levando em conta o tamanho das partículas componentes (argila, silte, areia 
e > 2mm), e secundariamente em função da composição mineralógica e de outras características (por 
exemplo, estrutura). Por outro lado, as rochas sedimentares químicas e orgânicas são classificadas 
principalmente em função da composição mineralógica, sendo subdivididas com base na granulação e 
outras características (Tabela 3.8). 
 
Tabela 3.8. Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em conta a origem, a composição 
mineralógica e outras características. 
 
Tipo Granulação Componentes Nome 
C
L
Á
S
T
IC
A
S
 
Grossa (> 
2mm) 
Fragmentos arredondados Conglomerado 
Rudáceas 
Fragmentos angulares Brecha 
Média 
(1/16 – 2 mm) 
Qz, <25% Fd Arenito 
Arenáceas 
Qz, >25% Fd Arcósio 
Qz, <25% FR Arenito lítico 
>25% Finos, Qz, FR, Fd Grauvaca 
Fina 
(1/256 – 1/16 mm) 
Qz e argilominerais Siltito 
Argiláceas ou 
Pelíticas Muito fina (< 
1/256 mm) 
Qz e argilominerais Argilito 
Qz e argilominerais com fissilidade Folhelho 
Q
U
ÍM
IC
A
S
 
Fina a 
grossa 
Calcita, aragonita Calcário Podem ser em 
parte clásticos e 
orgânicos Dolomita, calcita Dolomito 
Fina a 
criptocristalina 
Qz, opala, calcedônia Sílex Podem ser em 
parte orgânicos Apatita, colofana Fosforito 
Fina a grossa 
Halita, silvita, gesso, magnesita Evaporitos 
Hematita, siderita, pirita Rochas ferruginosas 
O
R
G
Â
N
IC
A
S
 
Fina Opala (carapaças silicosas) Diatomitos 
 
Detritos vegetais 
humificados 
55-65% carbono Turfa 
Rochas 
Carbonosas 
65-75% carbono Linhito 
75-90% carbono Carvão 
>90% carbono Antracito 
Folhelho + hidrocarbonetos 
Folhelho 
betuminoso 
 Rochas 
Oleígenas 
Hidrocarbonetos 
Sólido Asfalto 
Líquido Petróleo 
Gasoso Gás natural 
 Qz: quartzo; Fd: feldspato; FR: fragmentos de rochas 
 
 
3 .1.2.3 Rochas Metamórficas 
 
 As rochas ígneas ou sedimentares, por movimentos da crosta terrestre (ligados principalmente aos 
deslocamentos das placas tectônicas), podem ser levadas a partes mais profundas da crosta, onde encontram 
pressões extremas, acompanhadas geralmente por temperaturas elevadas. Nesse ambiente, os minerais, sem 
 17 
sofrerem fusão, recristalizam-se e deformam-se (quebram-se ou achatam-se), arranjando-se paralelamente à 
direção dos esforços, dando a rocha um aspecto laminar (xistosidade) ou bandado, que é característico das 
rochas metamórficas. Na classificação das rochas metamórficas considera-se a presença e o tipo das feições 
planares (bandas e xistosidade), a composição mineralógica, a origem e a granulação (Tabela 3.9). 
 
 
Tabela 3.9. Classificação simplificada das rochas metamórficas de acordo com a estrutura,composição 
mineralógica, origem e granulação. 
 
Estrutura 
Granu-
lação 
Composição Nome 
Rocha 
derivada 
Parâmetros do 
metamorfismo 
F
O
L
IA
D
A
S
 
C
o
m
 x
is
to
si
d
ad
e 
Muito 
fina 
C
l
o
r
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t
a
M
u
s
c
o
v
i
t
a
B
i
o
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Q
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F
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l
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A
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f
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b
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o
P
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r
o
x
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(
c
l
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i
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o
)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
 
Ardósia (1) 
Sedimentares 
pelíticas (1) 
e 
Ígneas 
Básicas (2) 
M
et
am
o
rf
is
m
o
 R
eg
io
n
al
 
T
em
p
er
at
u
ra
 
 
P
re
ss
ão
 o
ri
en
ta
d
a Fina Filito (1) 
Média a 
grossa 
Xisto (1, 2) 
Bandas 
claras e 
escuras 
Média a 
grossa 
Gnaisse 
(para-) (1) 
(orto-) (2,3) 
Granitos (3) 
N
Ã
O
 F
O
L
IA
D
A
S
 
H
o
m
o
g
ên
ea
 
Grossa Variada (conforme a origem) 
Meta-
conglomerado 
Conglomerado 
Metamorfismo 
regional ou de 
contato 
 
temp. e pressão 
variáveis 
Média a 
grossa 
Quartzo Quartzito Arenito 
Fina a 
grossa 
Calcita e/ou dolomita Mármore Calcário 
Plagioclásio e anfibólio Anfibolito Ígneas básicas 
Rocha pelítica c/porfiroblastos 
de cordierita e andalusita 
Hornfel Variada 
Met. Contato, 
baixa pressão 
Bandas Média a 
grossa 
Quartzo, feldspato, granada 
e/ou piroxênio 
Granulito Variada 
Alta temp. 
e pressão 
 
 
 
 
3.2 NOÇÕES BÁSICAS DE GEOLOGIA 
 
3.2.1 Estratigrafia e Tempo Geológico 
 
 A geologia como ciência procura decifrar a história geral da Terra, desde o momento em que se 
formaram as rochas até o presente. A seqüência e a cronologia dos eventos que modificaram a Terra são 
evidenciadas pelo estudo da estratigrafia das rochas, que procura determinar suas idades relativas, 
estabelecendo a sucessão das formações rochosas e os hiatos e lacunas que porventura ocorreram entre 
essas formações (discordâncias). O raciocínio fundamental que norteia essa reconstituição é o chamado 
“Princípio do Uniformitarismo”, que diz que o presente é a chave do passado, ou seja, durante o passado da 
Terra as rochas foram formadas e destruídas, física ou quimicamente, da mesma maneira como acontece 
atualmente. 
 As relações estruturais existentes entre as rochas ajudam a estabelecer uma cronologia relativa. 
Assim, um corpo ígneo intrusivo é mais jovem do que as rochas cortadas por ele, bem como uma camada 
sedimentar, ou de um derrame vulcânico, é mais jovem do que os estratos de rochas sobre os quais se 
assentam e mais antiga do que os que as recobrem. Por outro lado, o estudo da radioatividade permitiu o 
desenvolvimento de métodos de datação absolutos, baseados na descoberta de que alguns elementos se 
transformam em outros, alguns em frações de segundos e outros em milhares de anos, a um ritmo de 
transformação (meia-vida) constante, independente das condições de temperatura e pressão. Por exemplo, o 
 18 
isótopo de K de peso atômico 40 se transforma em Ar de peso atômico 40 a uma meia vida de 1,3 bilhões 
de anos; dessa forma, como essa transformação se processa uniformemente desde os primórdios da 
formação da Terra, quanto mais antigo for o mineral potássico (micas, feldspatos e anfibólios) maior deve 
ser a quantidade de Ar 40 em relação ao K 40, assumindo que Ar algum, que é um gás, não tenha escapado 
de dentro da estrutura do mineral. Esse e outros métodos, como do U-Pb e do Rb-Sr, permitiram o 
estabelecimento da escala geológica do tempo (Tabela 3.10) de forma absoluta, permitindo a amarração dos 
diversos eventos geológicos e da estratigrafia das rochas de uma determinada região. 
 
Tabela 3.10. Escala geológica do tempo (em milhões de anos). 
 
 Época Período Era Eon 
 
Recente 
Quaternário 
C
en
o
zó
ic
o
 
F
an
er
o
zó
ic
o
 
Homem, glaciações no Hemisfério Norte 0,01 
Pleistoceno 
1,6 
Plioceno 
Terciário 
 
5,3 
 
Mioceno 
 
24,0 
 
Oligoceno 
 
37,0 
 
Eoceno 
 
57,0 Mamíferos 
Paleoceno 
 
66,0 
 
 
Cretáceo 
M
es
o
zó
ic
o
 
Angiospermas, abertura Oceano Atlântico 
144 
 
Jurássico Apogeu dos dinossauros e primeiras aves 
208 
 
Triássico Dinossauros 
245 
 
Permiano 
P
al
eo
zó
ic
o
 
 
 
286 
 
Carbonífero Anfíbios 
360 
 
Devoniano Insetos 
408 
 
Siluriano Plantas terrestres 
438 
 
Ordoviciano Peixes 
505 
 
Cambriano 
 
 
570 Crustáceos e corais 
 
P
ro
te
ro
zó
ic
o
 
 
 
 
 
2500 
 
 
A
rq
u
ea
n
o
 
 Bactérias e algas verde-azuladas 
 
 Rochas mais antigas 
 
 
3.2.2 Geologia do Rio Grande Do Sul 
 
 O estado do Rio Grande do Sul apresenta quatro grandes províncias geomorfológicas (Figura 3.2), 
relacionadas a origens geológicas distintas. 
 O Escudo Sulriograndense, localizado na parte centro-sul do estado, apresenta as rochas mais 
antigas, com idades que vão desde o cambriano até provavelmente o arqueano, distribuídas em relevos 
ondulados a forte ondulados desde aproximadamente 100m até 400m de altitude, representando o 
embasamento cristalino. Compreende uma área geologicamente muito complexa: várias suites de rochas 
ígneas plutônicas, de composição principalmente granítica, algumas intimamente associadas a rochas 
metamórficas de alto grau como gnaisses (terrenos granito-gnáissicos), e algumas faixas de rochas 
 19 
metamórficas diversas (xistos, filitos, quartzitos, mármores, anfibolitos, gnaisses, etc), recobertas 
seqüências de rochas sedimentares (conglomerados, arenitos e siltitos) e vulcânicas ( riolitos, andesitos e 
tufos vulcânicos) do final do Paleozóico. 
 A Depressão Periférica é uma área de rochas sedimentares que se apresenta circundando o Escudo 
Sulriograndense. Apresenta relevos ondulados a suave ondulados (coxilhas) e altitudes médias entre 40 e 
100m. Geologicamente, ela faz parte de uma grande bacia sedimentar conhecida como bacia do Paraná, que 
se estende até o norte do estado de São Paulo e sul do Mato Grosso do Sul. Sua sedimentação, denominada 
de gondwânica em alusão ao supercontinente que existia antes do surgimento do Oceano Atlântico e 
separação entre a América e a África, começou no início do Permiano, em um ambiente continental com 
evidências de deposição glacial (Grupo Itararé: conglomerados do tipo tilito, arenitos e siltitos do tipo 
varvito), passando a um ambiente costeiro (Formação Rio Bonito: arenitos, siltitos e carvão; Formação 
Palermo: siltitos) e após a marinho de águas rasas (Formações Irati: folhelhos com lentes calcárias; Estrada 
Nova: folhelhos e arenitos muito finos); retornou então a sedimentação em um ambiente costeiro 
(Formação Rio do Rasto: siltitos e arenitos), passando a fluvial (Formação Rosário do Sul: arenitos, siltitos 
e argilitos) e após a desértico (Formação Botucatu: arenitos eólicos) no período Jurássico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CONVENÇÕES 
 
Planície Costeira 
 
Planalto 
 
Depressão Central 
 
Escudo Sul-Rio-Grandense 
 
Figura 3.2. Províncias geomorfológicas do estado do Rio Grande do Sul (Carraro et al., 1974). 
 
 
 O Planalto é formado por uma sucessão de derrames de rochas vulcânicas, que se apresentam em um 
relevo tendendo a tabular, muito escavado em alguns pontos formando escarpas e vales profundos (zona da 
serra). Situa-se na porção nordeste do estadoa altitudes de até 1000m, gradualmente caindo até menos de 
100m na porção oeste do estado, na zona da Campanha. Essa manifestação vulcânica de grande porte, 
datada do Cretáceo, interrompeu a sedimentação da Bacia do Paraná, tendo sua origem conexão com a 
abertura do Oceano Atlântico e separação do supercontinente Gondwana, que deu origem aos continentes 
da América do Sul e África. De modo geral, os primeiros derrames apresentam composição basáltica e os 
últimos composição riolítica, com termos intermediários de composição dacítica. Por isso, na porção 
nordeste do estado se encontram os derrames basálticos nas cotas mais baixas, formando as bases e encostas 
dos morros, e os derrames riolíticos nas cotas mais altas, geralmente acima de 700-800m. Por outro lado, na 
parte oeste do estado predominam as rochas basálticas. 
 A Planície Costeira, situada em cotas baixas (menos de 40m de altitude), é formada por sedimentos 
inconsolidados (areias, silte e argilas) do período Quaternário. Sua sedimentação é de ambiente costeiro sob 
influência de eventos de transgressão e regressão marinhas, que formaram ambientes praiais, com lagunas e 
cordões arenosos, e marinho de águas rasas. Em realidade, os sedimentos da Planície Costeira compõem a 
parte emersa de uma bacia sedimentar bem maior, chamada Bacia de Pelotas, originada com a separação do 
 20 
Gondwana e formação do Oceano Atlântico. Seus sedimentos atingem a espessura de 8000m na parte mais 
espessa e sua área se estende até aproximadamente a isóbata de 200m. 
 20 
3.3 MINERAIS DO SOLO 
 
 
 Na pedosfera (Figura 1.1), a maioria dos 
minerais das rochas (denominados primários), 
formados em condições de temperatura e pressão 
bem mais elevadas, torna-se física e quimicamente 
instável. Em função disso, esses minerais passam 
por uma série de reações (intemperização), 
liberando elementos para a solução do solo e 
formando um conjunto de novos minerais 
(denominados secundários), na busca de um 
equilíbrio com as condições do meio. 
 No solo, os minerais primários mais estáveis 
concentram-se nas frações areia e silte (Figura 3.3). 
Quartzo
secundários
Outros minerais
prim
ários
Silic
ato
s
secundários
Silicatos
Argila Silte Areia 
Di
st
rib
ui
çã
o 
re
la
tiv
a 
(%
) 100
50 
0 
 
Figura 3.3. Distribuição média dos minerais nas diversas 
frações dos solos (Brady & Weil, 1999). 
 
Os minerais secundários, formados a partir da intemperização dos minerais primários mais instáveis, são 
encontrados principalmente na fração argila, constituída, na sua fração inorgânica, por uma mistura em 
proporções variáveis de argilominerais e óxidos. 
 
3.3.1 ESTRUTURA CRISTALINA DOS ARGILOMINERAIS E ÓXIDOS 
 
 Os argilominerais, assim como todos os 
filossilicatos, apresentam estrutura em camadas 
formadas pela justaposição de lâminas 
tetraedrais com lâminas octaedrais (Figura 3.4). 
A união entre a lâmina tetraedral e a octaedral se 
dá através dos oxigênios apicais dos tetraedros, 
que são compartilhados com os octaedros, 
compondo uma camada (Figura 3.5). Os 
argilominerais podem possuir camadas compostas 
por uma lâmina tetraedral unida a uma lâmina 
octaedral, sendo denominados do tipo 1:1, bem 
como apresentar camadas constituídas por uma 
lâmina octaedral situada entre duas lâminas 
tetraedrais, denominados do tipo 2:1 (Figura 3.5). 
 (a) 
 
 (b) 
 
Figura 3.4. União de tetraedros formando uma lâmina 
tetraedral (a) e de octaedros formando uma 
lâmina octaedral (Costa, 1979). 
No caso de cátions divalentes, todos os 
sítios das lâminas octaedrais serão 
ocupados de modo a buscar a neutralidade 
elétrica da estrutura, compondo 
filossilicatos trioctaedrais; se o cátion for 
trivalente somente serão ocupados dois 
terços dos sítios, formando filossilicatos 
dioctaedrais. As ligações entre as 
camadas podem ser muito fortes, 
constituindo os argilominerais não-
expansivos, ou então podem ser mais 
fracas, permitindo o afastamento das 
camadas entre si, constituindo os 
argilominerais expansivos. 
 
 Tipo 1:1 
 
 
 Tipo 2:1 
 
Figura 3.5. União entre as lâminas octaedrais e tetraedrais compondo 
argilominerais do tipo 1:1 e do tipo 2:1 (Costa, 1979). 
 Os óxidos mais comuns do solo (de Fe, Al e Mn) apresentam a estrutura cristalina de acordo com a 
relação de raios iônicos cátion/oxigênio (Tabela 3.4). Os óxidos de Fe apresentam cada átomo de Fe rodeado 
por seis O ou O e OH-, com os tipos de óxidos de Fe diferindo em relação ao arranjo dos octaedros, 
resultando em algumas estruturas mais compactas e outras menos compactas, com os octaedros arranjados 
em fileiras ou em lâminas em zig-zag. Os óxidos de Al são compostos de planos de OH- empacotados 
compactamente, com os Al3+ entre eles ocupando dois terços dos sítios octaedrais (Figura 3.6). 
 21 
Os óxidos de Mn mostram uma estrutura 
composta por fileiras de octaedros, simples, 
duplas ou mais, oriundas de sítios 
octaedrais não ocupados, resultando em 
“túneis” que podem ser ocupados por água 
ou outros cátions. Nos solos, os óxidos 
apresentam-se com grau de cristalinidade 
bastante variado, com uma transição 
contínua entre estruturas perfeitamente 
ordenadas e outras altamente desordenadas. 
 
Figura 3.6. Modelo ilustrando a estrutura dos óxidos de Al, com 
empacotamento compacto dos planos de 0H-. Esferas grandes: 
íons 0H-; esferas pequenas: Al3+. (Dixon & Weed, 1989) 
3.3.2 ARGILOMINERAIS 
 
 Argila (clay) é um termo geral para materiais com tamanho < 2 µm; argilomineral (silicate clay 
mineral) refere-se a um tipo de silicato, que na sua maioria ocorre na fração de tamanho argila. 
 Os argilominerais fazem parte dos filossilicatos, cuja classificação simplificada, com ênfase nos 
argilominerais é apresentada na tabela 3.11, considerando o tipo de camada e o caráter de expansibilidade. 
Além disso, os argilominerais apresentam na estrutura dos filossilicatos do tipo 2:1 desvios de uma 
composição “ideal” di ou trioctaedral, isto é, que mantenha a neutralidade elétrica da estrutura, que é com Si 
nos tetraedros e cátions trivalentes (nos dioctaedrais) ou divalentes (nos trioctaedrais) nos octaedros, que 
ocorre na pirofilita - Al2Si4O10(OH)2 e no talco - Mg3Si4O10(OH)2; ou seja: [(+3x2 ou +2x3) + (+4x4) = +22; 
(-2x10) + (-1x2) = -22]. Há, por exemplo, nas micas, substituição de Si por Al a cada 4 posições nos 
tetraedros - Al2 (Si3Al)O10 (OH)2 (muscovita), o que gera uma carga negativa por unidade de fórmula: 
[(+3x2) + ((+3x4) + (+3x1) = +21; (-2x10) + (-1x2) = -22); ou então, uma substituição de um trivalente por 
divalente nos octaedros, ou uma combinação de substituição de Si por Al nos tetraedros acompanhada pela 
substituição de um divalente por um trivalente nos octaedros, o que gera uma fração de carga negativa por 
unidade de fórmula, como ocorre nas esmectitas. Esse excesso de cargas negativas na estrutura origina uma 
carga elétrica superficial permanente nas camadas de certos filossilicatos, que é responsável pela propriedade 
de retenção superficial de cátions e de troca catiônica nos argilominerais, com implicações importantes na 
fertilidade e nutrição das plantas no solo. 
 
Tabela 3.11. Classificação simplificada dos filossilicatos com ênfase nos argilominerais. 
 
Tipo de 
camada 
Expansibilidade Grupo Espécies (principais) 
1:1 Não-expansivo 
Caulinita (x  0) (Di) caulinita, haloisita 
Serpentina (x  0) (Tr) crisotilo, antigorita 
2:1 
Não-expansivo 
Talco-Pirofilita (x  0) talco (Tri), pirofilita (Di) 
Micas (x 1, 0) 
muscovita (Di), biotita (Tr) 
ilita (x  0,6-0,9) (Di ou Tr?)) 
Clorita (x variável)(Di ou Tr) clinocloro (Tr), chamosita (Tr) 
Expansivo 
Vermiculita (x  0,6-0,9) vermiculita (Di ou Tr) 
Esmectita (x  0,2-0,6) 
Di: montmorilonita, nontronita, beidelita 
Tr: saponita, hectorita 
x: carga elétrica na camada por unidade de fórmula; Di: dioctaedral e Tr: trioctaedral; 
mineral: argilominerais de ocorrência mais importante no solo 
 
(a) Caulinita 
 É um argilomineral 1:1 não-expansivo com espaçamento basal de 7,2Å (0,72 nm). 
 O espaço reduzido entre as camadas não permite a entrada de água ou íons (Figura 3.7a). Sua 
composição química é Al2Si2O5 (OH)4, não admitindo praticamente variação, o que resulta em uma estrutura 
eletricamente neutra (2Al3+ + 2Si4+ = +14; 5O2- + 4OH- = -14). Apesar disso, a caulinita apresenta uma CTC 
(capacidade de troca de cátions) muito pequena, que varia entre 3 e 15 cmolc kg-1. A CTC permanente 
medida em caulinitas pode ser devida à presença de camadas de esmectita ou vermiculita interestratificadas 
(ver interestratificados no item f). Por outro lado, a dissociação ou adsorção de íons H+, a partir do AlOH das 
lâminas octaedrais expostas nas bordas laterais dos minerais, gera cargas negativas ou positivas, dependentes 
de pH, conferindo CTC ou CTA (capacidade de troca de ânions); nesse último caso, especialmente nas faixas 
 22 
de pH ácido, favorecendo à adsorção de fosfatos. A pequena quantidade de cargas negativas dá a caulinita 
uma forte tendência de flocular na faixa de pH encontrada nos solos. 
 As caulinitas são os argilominerais predominantes na maioria dos solos ácidos das regiões tropicais e 
subtropicais, conferindo-lhes uma baixa CTC e, em conjunto com os óxidos de Fe e Al, uma grande 
estabilidade dos agregados do solo. 
 
(b) Micas 
 Argilominerais 2:1 não-expansivos, com 
distância fixa de 10Å (1,0 nm) entre as camadas. 
A rigidez entre as camadas deve-se a presença de 
K que, ocupando as cavidades siloxanas, liga 
fortemente as camadas, não permitindo a 
expansão e penetração de água ou íons (Figura 
3.7b). Nos solos as micas mais comuns são a 
muscovita (mica clara), a ilita (muscovita 
finamente dividida) e a biotita (mica escura), 
herdadas do material de origem. 
 A composição da muscovita é K Al2 
(Si3Al)O10 (OH)2, ocorrendo nos tetraedros uma 
substituição de Si por Al a cada quatro posições, 
com o Al ocupando dois terços dos sítios 
octaedrais (filossilicato dioctaedral) (Figura 3.7) e 
com o excesso de cargas negativas compensados 
pelos íons K+ das entrecamadas. 
 A biotita, cuja composição é K (Mg, Fe2+)3 
(Si3Al)O10 (OH)2, apresenta, como a muscovita, 
substituição de Si por Al nos tetraedros, porém 
com todos os sítios octaedrais ocupados por Mg e 
Fe ferroso (filossilicato trioctaedral). 
 A ilita é um mineral muito parecido com a 
muscovita, porém com tamanho argila, teor um 
pouco menor de K (com algum Na e Ca nas 
entrecamadas) e menor substituição de Si por Al 
nos tetraedros, que é compensada pela presença de 
Fe e Mg nos octaedros. 
 As micas são comuns em solos derivados 
de rochas graníticas e de algumas rochas 
metamórficas, como gnaisses e xistos, com sua 
presença nos solos significando uma 
disponibilidade potencial de potássio para as 
plantas. 
 
 
Figura 3.7. Estrutura dos principais argilominerais do solo 
(adaptado de Dixon & Weed, 1989) 
(c) Vermiculita 
 Argilominerais 2:1 expansivos, com distância basal variável entre 10 e 15Å (1,0 e 1,5nm), quando, 
respectivamente, há K e moléculas de água entre as camadas (Figura 3.7c). A vermiculita forma-se 
principalmente a partir das micas, aparentemente pela remoção do K das entrecamadas; dessa maneira, 
dependendo do tipo de mica de origem ela pode ser trioctaedral, no caso de derivar da biotita, ou dioctaedral, 
no caso de derivar da muscovita. 
 Com a remoção do K as cargas negativas oriundas da substituição parcial do Si pelo Al nos tetraedros 
tornam-se disponíveis para a troca de íons; entretanto, comumente observa-se parte da carga negativa 
tetraedral reduzida por uma carga octaedral líquida positiva, diminuindo a carga elétrica da camada em 
relação as micas (Tabela 3.11). As vermiculitas possuem uma CTC (capacidade de troca de cátions) muito 
elevada, variando entre 140 e >200 cmolc kg-1. Pelo fato das cargas terem origem nos tetraedros essas são 
mais fortes do que na superfície das montmorilonitas (esmectitas), gerando nesses minerais uma grande 
capacidade de fixação de K nas entrecamadas, o que pode tornar o potássio adicionado pela adubação 
indisponível para as plantas. Sua presença nos solos, portanto, significa uma potencial fixação de K. 
 
 23 
(d) Esmectitas 
 Argilominerais 2:1 expansivos com distância basal entre 10 e 20Å, variável conforme o tipo de cátion 
e o número de camadas de moléculas de água presente nas entrecamadas. As esmectitas formadas no solo 
(montmorilonita, beidelita e nontronita) são dioctaedrais, ao passo que as esmectita trioctaedrais são 
herdadas do material de origem e raramente encontradas no solo. A montmorilonita é a esmectita mais 
comum, sua estrutura é semelhante a da vermiculita, porém as principais substituições se dão nos octaedros, 
com Mg e secundariamente Fe no lugar do Al (Figura 3.7c). Sua composição pode ser representada como 
(M+) (Al3Mg) (Si8) O20 (OH)4 . xH2O, onde M+ representa os cátions trocáveis adsorvidos na superfície das 
camadas. Devido a diferença de carga entre o Al3+ e o Mg2+ é gerada uma carga negativa permanente na 
lâmina octaedral, que se redistribui na estrutura, transferindo-se para a superfície das camadas, por isso 
apresentando cargas mais fracas do que as vermiculitas. 
 A beidelita e a nontronita são espécies que representam variações extremas na composição das 
esmectitas, apresentando substituição tetraedral do Si por Al, a beidelita com Al nos octaedros e a nontronita 
com Fe+3, por isso apresentando alta carga na camada (esmectitas de alta carga). Na realidade, composições 
intermediárias são comuns, por exemplo, montmorilonitas ricas em Fe; porém, a maioria da composição das 
esmectitas cai no campo da montmorilonita. 
 O pequeno tamanho dos cristais (Tabela 3.12) e a presença de uma grande área interna, 
disponibilizada pela expansão do espaço entre as camadas, gera uma elevada área superficial específica. Isso 
proporciona, em conjunto com a carga permanente da superfície das camadas, uma alta CTC (110  20 cmolc 
kg-1) e uma grande capacidade de reter cátions e moléculas (água, moléculas orgânicas e pesticidas). As 
esmectitas de alta carga tendem a apresentar, como a vermiculita, capacidade de fixação de K nas 
entrecamadas. 
 A grande capacidade de expansão e contração das esmectitas confere aos solos uma elevada 
plasticidade e pegajosidade quando úmidos e uma consistência dura e muito dura quando secos, tornando o 
manejo agrícola desses solos muito difícil. Além disso, a alta capacidade de adsorção de água e de expansão 
das esmectitas também provoca deslizamentos de terra e problemas de fundação para as construções. Por 
outro lado, o comportamento físico dos solos esmectíticos depende do tipo de cátion trocável, com a 
saturação com Na aumentando o grau de expansão das camadas e a dispersão da argila, o que diminui a 
estabilidade dos agregados e a condutividade hidráulica do solo, tendendo a ocorrer o contrário com a 
esmectita saturada com Ca. 
 As montmorilonitas são encontradas em solos pouco intemperizados, de regiões temperadas e áridas, 
e em locais de drenagem impedida. No RS, são os argilominerais predominantes nos solos escuros da região 
da Campanha (Vertissolos, Chernossolos e Neosolos Litólicos) e nos Chernossolos das encostas do Planalto 
e de alguns locais do Escudo Sul-rio-grandense. As outras espéciesde esmectita ocorrem associadas a tipos 
de material de origem específicos, a beidelita se origina a partir do intemperismo de rochas ricas em micas e 
cloritas (xistos), que já possuem substituição tetraedral na estrutura, ao passo que a nontronita se origina a 
partir de rochas básicas e ultrabásicas ricas em Fe. 
 
(e) Argilominerais 2:1 com hidróxi-Al nas entrecamadas (“clorita pedogênica”) 
 Em condições ácidas, como as encontradas na maioria dos solos tropicais e subtropicais, tanto as 
esmectitas como as vermiculitas podem apresentar nas entrecamadas uma precipitação de “ilhas” ou de 
lâminas de polímeros de hidróxi-Al, que as tornam não-expansivas e neutralizam total ou parcialmente suas 
cargas superficiais. Esses argilominerais são também chamados esmectita ou vermiculita aluminosas, 
abreviadamente HIV (vermiculita) ou HIS (esmectita), tendo sido equivocadamente denominados, 
principalmente na literatura mais antiga, de clorita aluminosa ou pedogênica. Isso gerou muita confusão 
porque as cloritas verdadeiras (primárias), filossilicatos 2:1 não expansivos (Tabela 3.11) com uma lâmina 
octaedral de hidróxido de Mg (brucita) ou de Al (gibbsita) entre as camadas, comuns em rochas 
metamórficas, são pouco estáveis nos solos, ao contrário das HIV e HIS que são argilominerais bastante 
resistentes ao intemperismo, sendo encontradas comumente em solos muito intemperizados como os 
Latossolos. 
 
(f) Argilominerais de camada mista ou Interestratificados 
 A intemperização dos filossilicatos primários, ou até mesmo secundários, pode ser realizada através de 
transformações mineralógicas simples, de tal forma que um filossilicato se transforma em outro mantendo 
parte da sua estrutura (Fanning & Fanning, 1989, capítulo 5). Por exemplo, uma vermiculita pode se formar a 
partir da retirada de K das entrecamadas de uma biotita ou muscovita (ou ilita), enquanto que uma 
vermiculita ou esmectita pode se formar através da degradação da lâmina octaedral de brucita das 
 24 
entrecamadas de uma clorita, que se converte em cátions trocáveis. Em certas condições, em uma mesma 
partícula a transformação ocorre em algumas camadas e em outras não, resultando na ocorrência de dois 
tipos de filossilicatos em uma mesma partícula, sendo esses denominados de interestratificados ou 
argilominerais de camada mista. São conhecidos vários tipos de interestratificados: mica/esmectita, 
mica/vermiculita, clorita/vermiculita, clorita/esmectita, caulinita/ esmectita, tanto na fração silte como argila 
de solos e sedimentos. 
 
(g) Aluminosilicatos de ordenamento limitado (short-range order) – Alofana e Imogolita 
 O mineral alofana tem sido classificado como mineral amorfo por não apresentar difratograma (seção 
3.3.3) com picos bem delineados. Outras técnicas, como o microscópio eletrônico e a espectrometria de 
ressonância nuclear magnética, entretanto, mostram que esse mineral possui um arranjo estrutural, composto 
por partículas semi-esféricas com diâmetros entre 3,5 a 5 nm constituídas de folhas circulares, uma 
octaédrica de Al e uma tetraédrica com alta substituição de Si por Al, mostrando uma razão Si/Al entre 1:2 e 
1:1. A imogolita se apresenta na forma de fios e possui uma composição aproximada SiO2.Al2O3.2,5H2O 
(+), onde cada fio consiste de uma assembléia de unidades tubulares. O arranjo dessas unidades nos fios é 
aleatório, porém dentro da unidades é regular, o que fez com que esse mineral fosse chamado de 
paracristalino. 
 Tanto a alofana como a imogolita são encontradas em solos derivados de cinzas e púmices vulcânicas 
(Andisols, ver classificação americana, seção 5.4). Esses minerais possuem carga superficial variável e alta 
superfície específica (em torno de 1000 m2 g-1), sendo capazes de adsorver grandes quantidades de fosfato e 
de água, sem no entanto apresentar consistência pegajosa. 
 
3.3.2. ÓXIDOS 
 
 Sob o termo geral “óxidos” são incluídos óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos. Em solos, é usado o 
termo sesquióxidos referindo-se a óxidos, hidróxidos e oxihidróxidos de Fe e Al, que são os “óxidos” mais 
abundantes na fração argila dos solos, ocorrendo geralmente em menores concentrações do que os 
argilominerais. Além desses, são comuns nos solos os óxidos de Mn e de Ti. 
 
(a) Óxidos de Fe 
 Os óxidos de Fe estão amplamente distribuídos nos solos, sendo responsáveis pelas cores vermelhas, 
alaranjadas, amareladas observadas na maioria dos solos. Originam-se da alteração dos silicatos que contém 
ferro, à exceção da magnetita (Fe3O4), que é herdada do material de origem, podendo concentrar-se na fração 
areia e silte de solos altamente intemperizados derivados de basalto. 
 Os óxidos de Fe mais abundantes são a goethita (FeOOH) e a hematita (Fe2O3), que imprimem cores 
amarelas e vermelhas, respectivamente, aos solos. Em geral os dois óxidos ocorrem juntos, com suas 
quantidades relativas gerando toda a gama de cores intermediárias entre o amarelo e o vermelho. A goethita 
tende a predominar em regiões mais úmidas e frias, com teores mais elevados de matéria orgânica. A 
hematita, por outro lado, predomina em solos de regiões mais quentes e secas. A variação entre as 
proporções de hematita e goethita é também observada dentro de uma mesma paisagem, com a hematita 
predominando nas áreas altas bem drenadas (áreas mais secas, solos mais avermelhados) e com a goethita 
mais abundante nos sopés das encostas (áreas mais úmidas, solos mais amarelados). 
 A ferrihidrita (Fe5HO8.4H2O), um 
óxido de Fe pobremente ordenado, é 
considerada como um óxido de Fe “jovem”, 
precursor da hematita via rearranjo estrutural 
e desidratação (Figura 3.8a). Ela se forma em 
condições de alta liberação de Fe, o que é 
afetado pela presença de matéria orgânica, 
que pode complexar o Fe e diminuir a sua 
disponibilidade (Figura 3.8b), e pelo pH 
ácido, favorecendo nesse caso a precipitação 
direta da goethita a partir da solução; 
obviamente, um teor maior de umidade irá 
diminuir a desidratação da ferrihidrita, 
favorecendo a formação da goethita. 
 (a) 
ions Fe
3 +
FERRIHIDRITA
HEMATITA GOETHITA
pr
ot
on
aç
ão
de
pr
ot
on
aç
ão
d
e
si
d
ra
ta
çã
o
re
a
rr
a
n
jo
 e
st
ru
tu
ra
l
crista
liza
çã
o
 a
 p
a
rtir d
a
 so
lu
çã
o
 
(b) 
 
Ferrihidrita
Complexos
Fe-orgânicos
Goethita
Hematita
& Goethita
Teor de matéria orgânica
Su
pr
im
en
to
 d
e 
Fe
 
Figura 3.8. Mecanismos de precipitação da hematita e da goethita (a); e 
distribuição dos óxidos de Fe conforme a taxa de suprimento 
de Fe e o teor de matéria orgânica (b). 
 
 25 
 Por outro lado, nas áreas de várzea o processo de hidromorfismo, com a participação de 
microorganismos anaeróbicos, produz a redução do Fe+3 para Fe+2; como esse é bastante solúvel o Fe tende a 
abandonar o sistema, gerando nos solos cores predominantemente acinzentadas devido à pequena presença 
de óxidos de Fe. Nesse tipo de ambiente, a remobilização do Fe é intensa , com óxidos de Fe altamente 
reativos como a ferrihidrita podendo se formar e dissolver em questão de dias ou semanas em um solo 
submetido à drenagem ou inundação. 
 As quantidades de óxidos de Fe presentes nos solos dependem do teor de Fe do material de origem e 
do grau de intemperização dos solos, sendo tanto maior a concentração no solo quanto maior for o teor no 
material de origem (por exemplo, solos derivados de rochas básicas) e quanto mais avançado for o seu grau 
de intemperismo. Assim, em latossolos (solos bastante intemperizados) derivados de arenitos o teor de Fe2O3 
é comumente <5% (50 g kg-1), com aqueles derivados de rochas ácidas apresentando teores entre 5 e 10% 
enquantoque os derivados de basalto mostram teores entre 20 e 30% (200 e 300 g kg-1). 
 Além de imprimir cor aos solos, possuem propriedades importantes tais como: 
 carga superficial variável, positiva ou negativa, dependendo do pH do solo; como em solos ácidos sua 
carga líquida é positiva atuam na adsorção de ânions, podendo em solos muito intemperizados, 
principalmente nos horizontes subsuperficiais devido a pouca matéria orgânica fazer com que o solo 
possua mais CTA do que CTC; 
 promoção de grande estabilidade nos agregados estruturais, os óxidos de Fe muito pequenos atuam 
como agentes cimentantes entre as partículas, bem como na formação de pequenos agregados com os 
argilominerais devido provavelmente ao fato de serem carregados positivamente atraindo as partículas 
dos argilominerais carregadas negativamente; 
 adsorção específica de ânions, especialmente fosfatos, fazendo com que solos ricos em Fe fixem 
grandes quantidades do P adicionado pelos fertilizantes; 
 adsorção específica de metais pesados (na ordem Cu>Pb>Zn>Cd>Co>Ni>Mn), o que pode ser de 
grande relevância na mobilidade de metais pesados, atuando no controle da poluição da água; 
 importante fonte de micronutrientes (Cu, Mn, Co), principalmente nos solos mais intemperizados. 
 
(b) Óxidos de Al 
 O principal óxido de Al presente nos solos é a gibbsita (Al(OH)3), cuja presença é restrita a solos 
altamente intemperizados. Dessa forma, ela ocorre em quantidades apreciáveis apenas nos solos das regiões 
tropicais, como nos latossolos do Brasil Central, sendo encontrada nos solos mais intemperizados do RS em 
quantidades muito pequenas. 
 Isso é explicado pelo fato da cristalização do Al(OH)3, realizada a partir do Al-OH da solução pela 
retirada sucessiva de íons OH- de moléculas de H2O [Al(OH)2+  Al(OH)2+  Al(OH)3], ser inibida por 
ânions que competem com o OH- pelo Al. Assim, a gibbsita só se forma se na solução se o Si for separado 
do Al por uma lixiviação intensa, caso contrário esse se combina com o Al formando caulinita (ver seção 4, 
intemperismo). 
 De forma semelhante aos óxidos de Fe, os óxidos de Al apresentam carga superficial variável e 
também promovem grande estabilidade aos agregados estruturais. 
 
(c) Óxidos de Mn 
 Os óxidos de Mn ocorrem nos solos em teores bem menores do que os óxidos de Fe, formando-se a 
partir do Mn liberado na intemperização dos minerais primários. Mineralogicamente são muito complexos, 
podendo apresentar tanto Mn+4, como Mn+3 e Mn+2, com conseqüente mudança no tamanho das distâncias 
interatômicas e arranjos estruturais variáveis, nas quais muitos sítios não são ocupados por Mn, formando 
estruturas em túneis ou camadas. O mineral mais comum é a birnessita [(Na,Ca) Mn7O14. 28H2O], seguida da 
vernadita (MnO2), ambos de baixa cristalinidade. Ocorrem disseminados no solo ou associados com óxidos 
de Fe, sendo encontrados na forma de nódulos ou concreções em horizontes sujeitos a flutuação do lençol 
freático, como nos horizontes B ou C de solos imperfeitamente drenados. 
 Além do Mn, que é um elemento essencial para as plantas e animais, os óxidos de Mn contém 
elementos traços essenciais como Co, Cu, Zn e Mo, possuindo grande capacidade de adsorver metais 
pesados como Pb e Cd. Por outro lado, doses altas de Mn podem ter efeito tóxico para as plantas. 
 
(d) Óxidos de Ti 
 A maioria dos óxidos de Ti são encontrados nos solos como minerais primários detríticos ou residuais 
na fração silte ou areia; portanto, são minerais relativamente resistentes à intemperização. Os mais comuns 
 26 
são o anatásio e o rutilo (ambos TiO2), ocorrendo em alguns solos a ilmenita (FeTiO3), mineral do grupo da 
hematita. O anatásio pode também ser formado secundariamente. Seus teores nos solos em geral são baixos 
(< 10g kg-1 = <1%), podendo atingir valores superiores a 30g kg-1 (3%) em solos muito intemperizados 
derivados de basalto. Esses minerais não apresentam significado sob o ponto de vista da fertilidade do solo, 
são úteis, porém, na identificação do material de origem em estudos de gênese do solo. 
 
 
Tabela 3.12. Quadro resumo de algumas propriedades dos principais minerais da fração argila. 
 
Propriedade Montmorilonita Caulinita Óxidos de Fe Óxidos de Al 
Forma flocos irregulares placas hexagonais irregular 
Tamanho (m) 0,01 a 1,0 0,1 a 5,0 0,005 a 0,1 0,1 a 5,0 
Área externa média a grande pequena grande pequena 
Área interna muito grande nenhuma nenhuma 
Plasticidade grande pequena muito pequena 
Expansibilidade grande pequena nenhuma 
CTC (cmolc kg-1) 90 a 130 3 a 15 1 a 3 
ASE (m2 g-1) até 800 5,0 a 10 50 a 200 
Estabilidade pouca muita muita 
 
 
3.3.3 IDENTIFICAÇÃO DOS MINERAIS DO SOLO 
 
 Os minerais das frações areia e silte podem ser identificados a olho nu ou usando lupas ou 
microscópios ópticos (petrográficos), através de propriedades físicas tais como clivagem, cor, brilho, 
refração e outras. A identificação dos minerais da fração argila (argilominerais e óxidos), devido ao seu 
pequeno tamanho, porém, não pode ser realizada por esses métodos. Nesse caso, a difratometria de raios X 
(DRX) tem se mostrado especialmente útil, dando informações também sobre a estrutura cristalina dos 
minerais. Os detalhes da metodologia e os tipos de informações obtidas podem ser encontradas em 
publicações específicas (Brindley & Brown, 1984; Moore & Reynolds, 1989). 
 Na DRX a amostra sob a forma de pó ou em lâminas orientadas (obtida a partir de uma suspensão 
deixada secar sobre uma lâmina de vidro) é irradiada com raios X. Devido à proximidade das dimensões 
entre os comprimentos de onda dos raios X e as distâncias interatômicas (arranjadas ordenadamente em um 
padrão tridimensional), da ordem de 10-8 cm (=1Å=0,1nm), a rede cristalina interfere com as ondas 
eletromagnéticas produzindo o fenômeno de difração. 
Obs.: [Difração é um desvio da propagação retilínea da ondas eletromagnéticas (ex.: a luz), em função de obstáculos colocados no 
seu caminho que possuam a mesma ordem de grandeza do que os comprimentos de onda, provocada pela interferência de uma 
onda que passa por um obstáculo com a onda que passou pelos obstáculos adjacentes, produzindo halos com anéis claros e 
escuros oriundos do reforço (interferência construtiva) ou da anulação (interferência destrutiva) das ondas, ou seja, um 
fenômeno ligado a natureza ondulatória das ondas eletromagnéticas]. 
No difratômetro, a amostra é rotacionada no percurso de um feixe de raios X enquanto que um tubo 
Geiger (ou detector) gira em torno dele colhendo os raios X difratados. Os ângulos em que ocorrem as 
difrações depende do comprimento de onda do raio X incidente e do espaçamento dos planos atômicos. 
Dessa forma, com o registro do ângulo em que se deu a difração se pode calcular o espaçamento dos planos 
atômicos a partir de uma fórmula matemática simples, conhecida como equação de Bragg (n = 2d.sen). Os 
espaçamentos calculados são particulares para cada tipo de mineral, permitindo sua identificação. Esses 
valores estão tabulados para milhares de minerais nas fichas da ASTM (American Society for Testing 
Materials), permitindo a identificação de praticamente todos as substâncias cristalinas conhecidas a partir do 
seu difratograma (papel que registra os ângulos das difrações e as suas intensidades relativas). Tabelas 
menos completas com os minerais mais comuns podem ser encontradas em Brindley & Brown (1984). 
 Assim, o espaçamento entre as camadas dos argilominerais permite a distinção entre as diferentes 
espécies. A caulinita, com estrutura 1:1, apresenta um espaçamento entre as camadas (0,72 nm) menor do 
que os argilominerais 2:1 (entre 1,0 e 2,0 nm). Esses, por sua vez, podem receber tratamentos específicos 
para mostrar sua expansibilidade,atingindo espaçamentos característicos conforme o tipo de cátion ou 
molécula introduzida nas entrecamadas. As micas e as cloritas, não expansíveis, permanecem sempre com 
1,0 nm (10Å) e 1,4 nm (14Å), respectivamente, enquanto que o tratamento com Mg + glicerol (molécula 
orgânica) faz com que as vermiculitas atinjam 1,5 nm ao passo que as esmectitas chegam a 1,8 até 2,0 nm. 
 27 
 A intensidade dos raios X difratados depende, entre outras variáveis, da proporção do mineral na 
amostra. Infelizmente, o método não é muito sensível, com os raios difratados por minerais presentes em 
quantidade menores do que 1 a 5% podendo não ser registrados, bem como seus raios podendo ser 
mascarados por raios difratados por outros minerais. Esse caso se aplica particularmente aos óxidos, que 
ocorrem em quantidades bem menores do que os argilominerais. Nesse caso, foram desenvolvidos métodos 
químicos que, dissolvendo seletivamente os argilominerais e preservando os óxidos, permitem a 
concentração dos óxidos de Fe e sua identificação através de seus espaçamentos característicos (Kämpf & 
Schwertmann, 1982). 
 Nos relatórios dos levantamentos pedológicos, juntamente com a caracterização física e química dos 
solos, pode ser apresentada a análise mineralógica das frações grosseiras e muito raramente resultados de 
análise da fração argila por DRX. Entretanto, é apresentado o resultado de um ataque sulfúrico, que 
seletivamente dissolve os argilominerais e óxidos da fração argila. A partir então, dos resultados de SiO2, 
Al2O3, Fe2O3, TiO2, P2O5 e MnO determinados no extrato do ataque sulfúrico, se pode, a partir das relações 
moleculares dos minerais, estimar a mineralogia da fração argila, principalmente no caso de solos mais 
intemperizados, que possuem sua composição a base de caulinita e óxidos (EMBRAPA, 1984; Resende & 
Santana, 1988). 
 Além do método químico citado acima são muito usados como auxiliar para a análise mineralógica 
os métodos da extração por DCB (Ditionito-Citrato-Bicarbonato) (Mehra & Jackson, 1960), desenvolvido 
para extrair o chamado Fe “livre”, ligado aos óxidos, e de extração por oxalato de amônio (Schwertmann, 
1964), desenvolvido para extração dos óxidos de Fe de baixa cristalinidade. Teoricamente, com esses dois 
métodos pode-se determinar os teores de óxidos de Fe (e de Mn) de alta e de baixa cristalinidade, bem como 
os tipos e as quantidades de metais associados a esses, de interesse tanto para questões de fertilidade como 
para questões ambientais. 
 
 
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 31 
PARTE II 
GÊNESE DO SOLO 
 
 
 A maioria das mudanças que ocorrem naturalmente na superfície terrestre nos são 
praticamente imperceptíveis, com as paisagens parecendo aos olhos humanos algo imutável. 
Entretanto, tanto a observação da sedimentação atual, com as partículas sendo transportados 
por rios e córregos dos topos das montanhas para as planícies, como do registro geológico, com 
centenas de metros de sedimentos acumulados e com fósseis marinhos encontrados em 
montanhas a milhares de metros de altitude, nos prova que a superfície terrestre está em 
constante evolução, com montanhas sendo desgastadas a colinas pela erosão, por um lado, e 
cordilheiras sendo formadas por soerguimento e por vulcanismo, por outro lado, com os solos 
fazendo parte desse contexto. De fato, a constatação de que apenas alguns raros solos são mais 
velhos do que o início do Terciário e de que a maioria é mais recente do que o Pleistoceno (Buol 
et al., 1980) (ver escala geológica do tempo, tabela 3.10) nos fornece a medida da estabilidade 
limitada da superfície terrestre, indicando que os solos, como indivíduos específicos, são 
elementos transitórios nas paisagens, desaparecendo por erosão ou se modificando 
profundamente para se adaptar a uma outra condição ambiental. 
 
 Os principais processos que ocorrem na superfície terrestre podem ser agrupados em pedogênese, 
intemperismo, erosão e sedimentação (Lelong et al., 1976). 
 
(1) Pedogênese: ação de agentes meteóricos e biológicos, levando à diferenciação de horizontes mais ou 
menos paralelos à superfície e formação de perfis de solos. 
(2) Intemperismo: qualquer alteração, tanto mecânica (fragmentação) como química, de materiais na 
crosta terrestre sob a influência de agentes atmosféricos (calor, água superficial e subsuperficial, 
gelo, etc.). Sua ação não ocorre somente nos perfis de solos, mas também em fraturas, veios e 
camadas porosas mais profundas conectadas à atmosfera. Portanto, o conceito de intemperismo é 
mais geral e não tão bem definido como o da pedogênese. 
(3) Erosão: remoção e deslocamento de materiais da superfície terrestre, tanto pelo trabalho mecânico de 
forças meteóricas (impacto da chuva; água de escorrimento; água em canais - córregos intermitentes 
ou permanentes e rios; vento; gelo; etc.) como pela ação de dissolução química das águas, 
combinadas com a força gravitacional. A erosão mecânica e química provoca o rebaixamento da 
superfície terrestre (denudação) e o nivelamentoda paisagem, à medida que as substâncias 
transportadas (sólidas ou dissolvidas) são deslocadas das superfícies mais altas para as mais baixas. 
(4) Sedimentação: acumulação local de detritos ou substâncias reprecipitadas (sedimentação química) 
que foram movidos pelas forças erosivas, para sítios propícios, como terras baixas, depressões e 
bacias. 
 
 Dessa forma, as transformações das rochas que levam à formação do solo resultam tanto da 
atuação do intemperismo (capítulo 4) como dos processos pedogenéticos (capítulo 6). Esses processos, 
por sua vez, são condicionados por uma série de fatores ambientais ou fatores de formação do solo 
(capítulo 5): tipo de material de origem, clima, relevo, organismos e tempo de atuação. 
 
 32 
CAPÍTULO 4 
INTEMPERISMO 
 
 
 O intemperismo resulta da instabilidade dos minerais nas condições de temperatura, pressão e de 
umidade encontradas na interface atmosfera-litosfera (Figura 1.1, seção 1.2). Esse processo reduz as 
massas rochosas a fragmentos que variam desde o tamanho de grandes blocos (>1m) até o tamanho 
argila (<2µm), produzindo solos (e argilominerais) e substâncias dissolvidas. O intemperismo pode, 
quanto a natureza de seus agentes, ser classificado em físico, químico ou biológico. Esses operam 
simultaneamente e intimamente associados, ajudando e reforçando um ao outro; por exemplo, a 
fragmentação mecânica dos materiais aumenta a superfície disponível para o ataque químico, com esse, 
por sua vez, tornando os materiais mais fracos e susceptíveis à fragmentação mecânica. No caso do 
intemperismo biológico, esse se manifesta tanto através de uma ação mecânica, constituindo o 
intemperismo biomecânico, como em reações químicas entre os organismos, ou seus restos, com os 
minerais, constituindo o intemperismo bioquímico. 
 A intemperização do material de origem geralmente precede a formação do solo nas rochas 
consolidadas e a acompanha nos sedimentos inconsolidados, ocorrendo tanto no solum como abaixo dele 
(Figura 1.3, seção 1.2). Por isso, foram propostos os termos intemperismo geoquímico, para reações 
que ocorrem tanto no solum como abaixo dele (substrato: horizonte C, saprólito), e intemperismo 
pedoquímico, para reações que se dão exclusivamente no solum (horizontes A e B) ou que tem a sua 
intensidade máxima de reação nele (Buol et al., 1980). 
 
 
4.1. INTEMPERISMO FÍSICO 
 
 Quando trazidas à superfície terrestre, por soerguimento ou erosão, as rochas sofrem um alívio de 
pressão, que provoca a sua expansão e conseqüente fendilhamento, como comumente observado em 
rochas ígneas plutônicas. Muitas fraturas, entretanto, não são formadas por esse mecanismo, como por 
exemplo as fraturas produzidas pelo resfriamento rápido do magma, que ocorre em rochas vulcânicas. 
Fraturas por alívio de pressão, no caso de altas latitudes do hemisfério norte ou de altas altitudes, 
também podem ter sido produzidas pelo derretimento das geleiras que existiam no último período 
glacial. 
Na superfície ou próxima dela, a variação diária de temperatura e o aquecimento diferencial entre 
os minerais ou entre porções a diferentes profundidades produz expansões e contrações, originando 
tensões que podem levar ao fraturamento. Além disso, expansões podem ser causadas por alteração 
química, devido à hidratação e à oxidação, de modo que o produto do intemperismo exiba um volume 
maior do que o material original, como observado na exfoliação concêntrica de matacões. 
A penetração e o crescimento de raízes provocam o alargamento das fendas e desagregação 
mecânica dos materiais (intemperismo biomecânico). O congelamento da água, nas regiões mais frias, 
e a cristalização de sais a partir de soluções supersaturadas, nas regiões áridas, geram pressões que 
levam a desagregação das rochas. Todos esses processos conduzem a um aumento na área superficial 
específica do material rochoso, favorecendo a ação dos processos químicos e biológicos. 
 
 
4.2. INTEMPERISMO QUÍMICO 
 
 Os minerais primários das rochas, formados em condições de temperatura e pressão bem mais 
elevadas, tornam-se potencialmente instáveis na superfície terrestre e vulneráveis ao ataque pela água, 
oxigênio e CO2, reagindo espontaneamente em busca de um novo equilíbrio. A alteração e a 
desintegração dos minerais resulta na formação de novos produtos (minerais secundários) e na liberação 
de íons. A água é o agente fundamental da intemperização, sendo as principais reações descritas a 
seguir, com a importância relativa crescendo no seguinte sentido: dissolução  hidratação  redução 
 oxidação  hidrólise. A essas é acrescentada a reação de complexação, que por ocorrer mais 
intensamente no solum, pode ser tratada como um tipo de intemperismo pedoquímico. 
 
 33 
4.2.1 Hidrólise 
 
 É a mais importante reação produzida pela água. Consiste na reação do H+, oriundo da dissociação 
da água (H2O  H+ + OH-), com os minerais. Esse rompe as ligações entre o oxigênio e o Si ou entre o 
O e os metais, ou ainda entre o O e o carbono (no caso dos carbonatos), levando ao colapso e 
desintegração da estrutura dos minerais. Isso pode ser observado no ataque ácido de um tetraedro de Si 
de um filossilicato (eq. 4.1) ou na ligação Si-O-Al de um feldspato (eq. 4.2). 
 
 
 
(4.1) 
 
 
 
(4.2) 
 
 A reação 4.2 pode formar vários produtos de acordo com as condições de pH (eq. 4.3) e de 
permanência de Si no meio (eq. 4.4 e 4.5), já que o ácido monosilícico, que pode combinar com o Al, 
formando argilominerais, é relativamente solúvel, podendo ser lixiviado. 
 
KAlSi3O8 + 4H+ + 4H2O  Al3+ + 3Si(OH)40 + K+ (4.3) 
feldspato 
 
KAlSi3O8 + H+ + 7H2O  Al(OH)3 + 3Si(OH)40 + K+ (4.4) 
feldspato gibbsita 
 
KAlSi3O8 + H+ + 4,5H2O  1/2 Al2Si2O5(OH)4 + 2Si(OH)40 + K+ (4.5) 
feldspato caulinita 
 
 No caso da reação de hidrólise de carbonatos são originados bicarbonatos facilmente solúveis: 
 CaCO3 + H+  Ca2+ + HCO3- (4.6) 
 
 
4.2.2. Oxidação 
 
 As reações de oxidação são importantes na intemperização de minerais que contém Fe2+ e Mn2+, 
como por exemplo nos silicatos ferromagnesianos, ocorrendo em ambientes bem aerados, onde há amplo 
suprimento de oxigênio. 
 A oxidação do Fe e do Mn se dá dentro da estrutura do mineral. Com a diminuição do raio iônico 
esses podem ser liberados da estrutura, precipitando no exterior do mineral na forma de óxidos ou 
hidróxidos de Fe e Mn. A liberação dos cátions oxidados da estrutura do mineral torna essa instável, 
facilitando a reação de hidrólise e a sua decomposição. 
 A oxidação gera colorações avermelhadas ou amareladas (Fe3+, hematita e goethita, 
respectivamente) ou pretas (Mn3+, Mn+4). No solo, portanto, as cores amareladas e principalmente as 
avermelhadas indicam ambiente de boa drenagem (de oxidação). 
 
4.2.3. Redução 
 
 Ocorre em solos naturalmente saturados com água, onde o suprimento com O2 é baixo enquanto 
que a demanda biológica por ele é alta. Nos solos alagados, a participação de microorganismos e de 
compostos orgânicos na redução do Fe e de outros (Mn e NO3-) é fundamental, aumentando a eficiência 
da reação e favorecendo a redução em potencial redox mais alto (Eh menos negativo). 
 Na condição de saturação com água (solos hidromórficos), com o Fe3+ reduzido a Fe2+, o ferro 
adquire mobilidade, podendo ser removido do sistema (processo de gleização, seção 6.5). Na presença 
de sulfato e de matéria orgânica em condições fortemente redutoras podem ser formados sulfetos 
(processo de sulfidização, seção6.8). Os solos mal drenados (hidromórficos) tendem, por isso, a 
apresentar cores acinzentadas ou esverdeadas (sulfetos). 
 34 
 Reações de redução seguidas de oxidação e vice-versa costumam ocorrer em porções do solo onde 
ocorre oscilação do lençol freático, com o Fe2+ em solução migrando para poros que contém oxigênio, 
formando concentrações de óxidos de ferro (Fe3+), sob a forma de mosqueados amarelos e/ou vermelhos 
que se destacam em uma matriz acinzentada. Oxidação-redução é também comum nos horizontes C, 
onde a passagem de condições oxidantes para redutoras ocorre de forma cíclica em resposta às 
flutuações climáticas anuais. 
 
4.2.4. Hidratação 
 
 A hidratação se refere à associação de moléculas de água ou de grupos OH com os minerais. Essa 
freqüentemente se dá sem a decomposição do mineral, como por exemplo no caso da transformação de 
anidrita (CaSO4) em gipsita (CaSO4.2H2O). A forma de hidratação mais comum, entretanto, consiste na 
adsorção de moléculas de água à superfície dos minerais, com essas servindo de ponte para o ataque de 
íons H+ à estrutura do mineral (reação de hidrólise). 
 
4.2.5. Dissolução 
 
 Sais simples, como NaCl (halita), dissolvem-se facilmente formando soluções iônicas, podendo 
dessa forma ser rapidamente transportados e reprecipitados em outros locais. Esse tipo de dissolução é 
chamada de dissolução por dissociação, sendo típica dos sais. Os carbonatos, apesar de não serem tão 
solúveis quanto os sais simples, são relativamente solúveis (reação de descarbonatação), podendo 
reprecipitar em condições de supersaturação (reação de carbonatação). As reações de carbonatação-
descarbonatação são comuns em terrenos de rochas calcárias, formando cavernas, sumidouros e 
depressões no terreno (relevo kárstico). 
 As reações de dissolução no solo, porém, normalmente envolvem a reação de hidrólise, 
constituindo a dissolução por hidrólise, tratada no item 2.1.2.1. Portanto, a reação de hidrólise é um tipo 
particular de dissolução, importante no caso da intemperização dos silicatos. 
 
4.2.6. Complexação 
 
 A decomposição da matéria orgânica produz compostos orgânicos que possuem a capacidade de 
ligar-se a íons metálicos, formando complexos organo-metálicos. Como complexantes em solos atuam 
ácidos húmicos e fúlvicos bem como ácidos orgânicos mais simples, liberados na decomposição dos 
resíduos orgânicos pelos microorganismos ou excretados pelas raízes, como ácido oxálico, ácido cítrico, 
ácido málico, etc. 
A ação desses ácidos orgânicos via complexação pode acelerar a decomposição dos minerais 
(intemperismo bioquímico) e promover ou inibir o desenvolvimento de novos minerais. No caso da 
decomposição dos silicatos a ação dos ácidos orgânicos consiste em um somatório de hidrólise, 
complexação, redução e troca iônica. Assim, mesmo ácidos orgânicos não complexantes podem ajudar 
na destruição da estrutura dos minerais através da dessaturação do complexo trocável, removendo as 
bases. Os complexos formados podem aumentar significativamente a solubilidade de Fe e Al e de metais 
pesados, interferindo tanto na gênese, afetando a diferenciação de horizontes (por exemplo, no processo 
de podzolização), como na fertilidade do solo. 
 
 
4.3. ESTABILIDADE MINERAL 
 
 A resistência ao intemperismo que um mineral apresenta depende de vários fatores: 
(a) estabilidade estrutural intrínseca: resistência ao ataque por íons H+ (hidrólise), presença de 
clivagens e fraturas, etc.; 
(b) pH: quanto menor o pH maior a disponibilidade de íons H+ para a reação de hidrólise; 
(c) temperatura; 
(d) presença de ligantes orgânicos complexantes; 
(e) área superficial específica do mineral; 
(f) eficiência de remoção dos produtos solúveis do intemperismo (por precipitação, lixiviação, etc.). 
 35 
 A observação da ocorrência de minerais em vários tipos de solos permitiu o estabelecimento de 
uma série de estabilidade crescente de minerais primários, que é similar à seqüência de cristalização de 
Bowen (Figura 4.1), porém com a estabilidade dos minerais primários no ambiente superficial crescendo 
inversamente em relação à temperatura de formação. 
 
SÉRIE DESCONTÍNUA SÉRIE CONTÍNUA 
Mineral 
Estrutura 
tetraedros 
 Na, K 
Ca, Mg 
Si 
Al 
Si 
Al 
 Na, K 
Ca, Mg 
Mineral 
 
Olivina 
 
 
Piroxênio 
 
 
Anfibólio 
 
 
Biotita 
isolados 
 
 
cadeias 
simples 
 
cadeias 
duplas 
 
folhas 
0  1 0 Plagioclásio Ca 
 
 
Plagioclásio Ca-Na 
 
 
Plagioclásio Na-Ca 
 
 
Plagioclásio Na 
 
 
Feldspato K 
T
em
p
er
a
tu
ra
 d
e 
fo
rm
a
çã
o
 
 
E
sta
b
ilid
a
d
e n
a
s co
n
d
içõ
es su
p
erficia
is 
 3 
 
 1 
 
 Muscovita 
 
 
 
 Quartzo 
 
 
Figura 4.1. Série de reação de Bowen para a cristalização de minerais primários (fonte: McBride, 1994). 
 
 
 De acordo com essa série podem ser definidos alguns princípios: 
(a) a estabilidade cresce de acordo com o grau de condensação da estrutura (= maior 
compartilhamento de O entre os tetraedros = estrutura mais fechada), isto é, nesossilicatos < 
inossilicatos < filossilicatos < tectossilicatos, uma exceção é o nesossilicato zirconita 
(ZrSiO4), que é um dos minerais primários mais estáveis; 
(b) a estabilidade do mineral cresce com o aumento no teor de Na e K em relação ao Ca e Mg; 
(c) nos tectossilicatos a estabilidade decresce com o aumento da substituição do Si pelo Al, por 
exemplo a do ortoclásio (KAlSi3O8) > anortita (CaAl2Si2O8) 
(d) na série descontínua (ferromagnesianos) a substituição de Si pelo Al aumenta a estabilidade. 
 Portanto, para avaliar a resistência que um determinado mineral vai apresentar à intemperização 
deve-se somar à estabilidade proveniente das características estruturais do mineral (Figura 4.1) a sua 
ASE (área superficial específica) e características do ambiente em que o mineral está situado: pH, 
temperatura, presença de ligantes orgânicos e eficiência de remoção dos produtos do intemperismo (ver 
seções 4.3.1 e 4.3.2). 
 
 
4.3.1 Intemperização dos minerais primários 
 
 A intemperização dos minerais primários pode ocorrer sob a forma de uma dissolução ou sob a 
forma de uma transformação. A dissolução dos minerais primários no solo pode ser de dois tipos: 
congruente ou estequiométrica, em que os elementos são liberados para a solução na mesma proporção 
do que as suas frações molares na estrutura, ou incongruente ou não-estequiométrica, em que uma 
porção do mineral é dissolvida seletivamente, deixando um resíduo rico em sílica e alumina. A 
transformação envolve apenas a modificação parcial da estrutura do mineral, costumando ocorrer com 
a formação de um argilomineral aproveitando parte da estrutura de um filossilicato primário. 
 
 36 
(a) Intemperização de minerais ferromagnesianos 
 
 Olivinas, piroxênios e anfibólios (série descontínua na Figura 4.1; neso e inossilicatos na Tabela 
3.5) são tipicamente ricos em Mg e Fe reduzido (Fe2+), intemperizando rapidamente devido ao pequeno 
grau de polimerização das ligações Si-O-Si (Figura 4.1 e Tabela 3.5) bem como devido à oxidação do Fe 
(ver item 4.2.2). Sua dissolução tende a deixar como precipitado apenas óxidos de Fe, liberando sílica e 
cátions básicos para a solução (reação 4.7). Alguns desses minerais podem não conter ferro como a 
forsterita (olivina magnesiana) e o diopsídio (piroxênio com Ca e Mg), dissolvendo congruentemente, ou 
então podem conter algum Al como a hornblenda (Tabela 3.5, anfibólios), deixando resíduo de alumina. 
 
Olivina 
PiroxênioAnfibólio 
 
O2 
 
H+ 
 
Óxido Fe + Mg2+, Ca2+ (Na+, K+) + sílica 
 (precip.) (lixiviados) 
 
 (4.7) 
 
 
(b) Intemperização de feldspatos 
 
 Em ambientes sob a influência de CO2 e outros agentes acidificantes, os feldspatos (série contínua 
na figura 4.1; tectossilicatos na Tabela 3.5) iriam, a princípio, formar espécies solúveis, como indicado 
pela reação 4.3. Entretanto, a dissolução dos feldspatos, devido à baixa solubilidade do Al nas condições 
de pH mais comumente encontrados no solo (Figura 4.3) e a sua afinidade em combinar com a sílica, 
formando argilominerais, pode deixar como precipitado o argilomineral caulinita (reação 4.5) e/ou o 
óxido de Al (reação 4.4), conforme a intensidade de lixiviação (ver seção 4.3.2). 
 
Feldspato K 
Plagioclásio Na-Ca 
Plagioclásio Ca-Na 
 
H+ 
 
 
 
Gibbsita e/ou Caulinita + sílica + K+, Ca2+/ Na+ 
 (precip.) (lixiviados) 
 
 (4.8) 
 
 
(c) Intemperização de filossilicatos 
 
 Micas, como a biotita e a muscovita, durante a intemperização tendem a perder seu K estrutural 
(das entrecamadas) através de um processo de troca catiônica com íons H+ ou com metais (Ca2+, Mg2+, 
Na+), formando vermiculita (seção 3.3.2c) por transformação. A vermiculita, por sua vez, tende a 
intemperizar à esmectita (reações 4.9 e 4.10), conforme o observado no padrão de distribuição dos 
minerais ao longo dos perfis de intemperização (seção 4.4.2). 
 
 Biotita  vermiculita (trioctaedral)  esmectita (dioctaedral) (4.9) 
 -K 
 
 Muscovita  vermiculita (dioctaedral)  esmectita (dioctaedral) (4.10) 
 -K 
 
Cloritas verdadeiras podem ser transformadas em vermiculita ou esmectita pela conversão da sua 
lâmina de hidróxidos (brucita) em cátions trocáveis (reação 4.11). 
 lâmina de hidróxido 
 Clorita  vermiculita ou esmectita (4.11) 
 convertida a cátions trocáveis 
 
Obs.: As esmectitas também podem se formar por precipitação de íons dissolvidos, sem que parte alguma da sua estrutura seja 
herdada de filossilicatos primários (neoformação, seção 4.3.2). 
 
Com isso, de modo geral, as condições de intemperismo tendem a favorecer a gradual conversão 
de filossilicatos trioctaedrais para dioctaedrais, com diminuição do tamanho das partículas, aumento da 
expansibilidade em água, oxidação de Fe+2 e deslocamento do Al tetraedral por Si, gerando diminuição 
da carga da camada. 
As transformações dos filossilicatos durante o intemperismo podem favorecer a formação de 
interestratificados, que funcionam como uma fase intermediária (reação 4.12). Além disso, como 
 37 
comumente observado ao longo dos perfis de solos (seção 4.4.2), a própria esmectita formada no solo 
pode ser intemperizada à caulinita (reação 4.13), provavelmente por uma combinação de processos de 
dissolução/precipitação e reorganização estrutural (Karathanasis & Hajek, 1983). 
 Clorita  Clorita/vermiculita  esmectita (4.12) 
 Esmectita  Caulinita (4.13) 
 
 Vários estudos tem sido conduzidos a respeito da liberação de K a partir das micas. Em soluções 
de NaCl 1M observaram-se razões [K+]/[Na+] ao redor de 1x10-5 em muscovitas e 1,2x10-3 em biotitas, 
mostrando que micas trioctaedrais liberam K mais rapidamente do que micas dioctaedrais. Partículas 
grandes de micas liberam K muito lentamente, com uma frente de intemperização migrando da borda 
para o centro da partícula (Figura 4.2a), enquanto que partículas de mica de tamanho argila liberam até 
metade do seu K quase que instantaneamente, resistindo a liberar o K remanescente (Figura 4.2b). 
Vermiculitas, conhecidas por fixarem K (seção 3.3.2c), ou seja, em forma não-trocável, não retém esse 
K tão tenazmente quanto a muscovita, podendo disponibilizá-lo a longo prazo para as plantas. 
 
(a) Intemperização pelas bordas 
 
(b) intemperização entre as camadas 
 
 
 
Figura 4.2. Relação entre o tamanho das micas, o tipo de intemperismo e a liberação de K. 
 
 
4.3.2 Formação de minerais secundários 
 
 Sílica, alumina, ferro e vários cátions básicos dissolvidos na intemperização dos minerais 
primários podem precipitar como novos minerais de baixa temperatura, em um processo conhecido 
como neoformação. Minerais secundários também podem formar-se por transformação (seção 
2.1.3.1c). O tipo de mineral secundário formado depende da intensidade de lixiviação no solo ou do grau 
de confinamento do ambiente, que pode permitir o acúmulo de produtos mais solúveis (sílica e cátions 
básicos). Para entender essa questão é interessante apreciar inicialmente a solubilidade no solo da sílica 
e da alumina - os constituintes principais dos argilominerais (Figura 4.3). 
 Assim, algumas generalizações podem ser realizadas sobre a solubilidade da sílica e da alumina: 
1. Em soluções muito ácidas o Al é mais solúvel do que o Si 
2. Em soluções com pH entre 4,5 e 8,5 o Al é praticamente insolúvel enquanto que o Si é 
relativamente solúvel. 
3. Em soluções muito alcalinas tanta a solubilidade do Si como do Al aumentam com o pH. 
4. Se o Al e o Si estão juntos em solução eles coprecipitam como aluminosilicatos na faixa de pH 
de 4 a 11, baixando ambas solubilidades em relação as suas individuais. 
 
 38 
Al
Al
(O
H)
SiOH 
Si(OH)
Al
(O
H)
Al
(O
H)
-
SiO
4-
C o
nc
e n
tra
çã
o 
 (m
m
ol
 L
)
-1
pH
44 
4
4
3+
3
3
4
 
Figura 4.3. Relação entre o pH e a solubilidade da sílica e da alumina (extraído de Carvalho, 1995). 
 
 
 Em função da taxa de retirada do Si e do cátions básicos do sistema se pode classificar os 
seguintes ambientes de acordo com os tipos de minerais secundários que podem ser formados: 
a) Ambientes confinados ou de baixa lixiviação: nesses ambientes praticamente nenhum ou pouco dos 
produtos mais solúveis do intemperismo (sílica e cátions básicos) é perdido, permitindo a reação do 
Al com Si (e cátions básicos) para produzir argilominerais do tipo 2:1. 
Minerais primários  Esmectita + óxidos de Fe (V% alto), (Fed/Fet baixo) 
 
b) Ambientes de média lixiviação: apenas uma porção dos produtos mais móveis do intemperismo é 
perdida, permitindo que a sílica possa reagir com a alumina formando caulinita e alguma esmectita. 
Minerais primários  Caulinita (esmectita) + óxidos de Fe (V% médio) 
 
c) Ambientes de alta lixiviação: com a “dessilicação” (retirada do Si) intensa sobra Al no sistema, 
permitindo a cristalização de hidróxido de Al (gibbsita). 
Minerais primários  Caulinita + Gibbsita + óxidos de Fe (V% baixo) 
 
 Com o prolongamento da lixiviação, a dessilicação e a remoção dos cátions básicos prossegue 
resultando na gradual dissolução da esmectita formada em um ambiente de baixa ou média lixiviação 
(reação 4.14) e, em ambientes de mais alta lixiviação, até em uma dissolução da caulinita (reação 4.15). 
 Esmectita + H+  caulinita + cátions básicos + sílica (4.14) 
 Caulinita + H2O  gibbsita + sílica (4.15) 
 
 Comisso, em ambientes de maior lixiviação, com o prolongamento da lixiviação ocorre uma 
diminuição na quantidade de caulinita e o acúmulo de óxidos de Al e de Fe, com praticamente ausência 
de minerais primários mais facilmente intemperizáveis (caso de latossolos ou oxisolos): 
Minerais primários, caulinita  Gibbsita + óxidos de Fe (V% muito baixo) (Fed/Fet alto) 
 
 
4.3.3 Diagramas de estabilidade 
 
 No solo algumas reações atingem equilíbrio rapidamente (p.ex., reações de troca iônica), enquanto 
que em outras, como nas da dissolução dos silicatos, a velocidade é tão lenta, que provavelmente o 
equilíbrio final não será atingido. 
 
 
a) Equilíbrio químico 
 
 39 
 O equilíbrio para a reação: A + B AB 
pode ser expresso por uma constante de formação: Kf = 
BA
AB
.
 (4.16) 
 Para a reação reversa : AB A + B 
a constante de equilíbrio é chamada constante de dissociação: Kd = 
A B
AB
.
 (4.17) 
 
 Em reações mais complexas: : aA + bB cC + dD 
a constante de equilíbrio é expressa como: K = 
C D
A B
d
a b
c .
.
 (4.18) 
 
 Dois tipos de constantes de equilíbrio são comumente usadas: 
 Kc - produtos e reagentes expressos em termos de concentração a uma força iônica específica; 
 Ko - todos os termos estão expressos em atividade 
 
b) Constantes de equilíbrio a partir de dados termodinâmicos 
 
 O desenvolvimento de uma reação química é determinado por uma combinação de variação de 
entalpia H (H é o conteúdo de calor que cada substância possui) e de variação de entropia S (S é o 
grau de desordem do sistema), que é expresso pela variação de energia livre de Gibbs G, a uma 
temperatura e pressão constante: G = H - T. S. 
 É definida uma energia livre padrão de formação Gof (em kcal/mol) para cada composto, que é a 
variação de energia livre que ocorre quando se forma um mol de um composto a partir de seus 
elementos. Com o valor da energia livre de formação de cada composto (Gof) (fornecido, por exemplo, 
no apêndice de Lindsay, 1979), se pode calcular a variação de energia livre de qualquer reação: 
Gor = Gof produtos - Gof reagentes 
 A variação da energia livre da reação (Gor) pode ser relacionada com a constante de equilíbrio 
pela seguinte expressão: Gor = -RT ln Ko, onde R é a constante universal dos gases e T a temperatura 
absoluta. Com isso, se pode calcular as constantes de equilíbrio para as reações a partir de dados 
termodinâmicos, sem que seja necessário, na condição de equilíbrio, medir a composição do sistema 
diretamente. 
 
c) Aplicação da termodinâmica na estabilidade mineral 
 
 Em função de reações de dissolução/precipitação, os minerais (cristalinos ou “amorfos”) impõem 
limites à composição química da solução do solo. Se a solução se torna supersaturada com respeito a um 
mineral qualquer, esse precipita até que o equilíbrio seja atingido. Por outro lado, se a solução do solo se 
tornar subsaturada com respeito a algum mineral do solo, esse irá dissolver até que o equilíbrio seja 
atingido. Por exemplo: quando chove, a água adicionada pela chuva dilui a solução do solo, 
subsaturando o sistema e favorecendo a dissolução; após, quando o excesso de água drenar irá carrear os 
constituintes dissolvidos; no final, com o secamento do solo a subsaturação irá diminuir, com a 
composição da solução do solo novamente se reaproximando do equilíbrio. Dessa forma, um ambiente 
lixiviante, úmido e bem drenado, no conjunto, favorece a condição subsaturada. 
 Considerando a dissolução da gibbsita: Al(OH)3 + H+ Al3+ + 3H2O 
Como o log Ko dessa reação é de 8,04, se pode obter através da expressão (18), matematicamente, 
as condições de equilíbrio para a gibbsita. 
 Assim: Ko = 108,04 = 
3
3
][H
][Al

  8,04 = log Al3+ - 3log H+  8,04 = -pAl + 3pH 
 40 
 
 Portanto, se pode traçar uma reta em um diagrama pH x pAl (Figura 4.4), mostrando as condições 
de supersaturação ou subsaturação da solução com respeito à gibbsita. 
 
 
 
Figura 4.4. Linha de solubilidade para a gibbsita. 
 
 
A solubilidade da caulinita pode ser expressa pela seguinte reação: 
 Al2Si2O5(OH)4 + 6H+ 2Al3+ + 2H4SiO40 + H2O (log Ko = 7,12; pK = -7,12) 
 
Portanto: Ko = 107,12 = 
6
20
44
23
][H
 ]SiO[H ][Al

  7,12 = 2logAl3+ + 2logH4SiO40 - 6logH+ 
 7,12 = -2pAl - 2pH4SiO4 + 6pH 
 
 Como a equação possui três variáveis, a solubilidade da caulinita é representada por um plano em 
um diagrama com eixos xyz (Figura 4.5). Uma vez que diagramas tridimensionais são difíceis de 
desenhar e de interpretar visualmente, o número de eixos pode ser reduzido para dois, fixando uma das 
variáveis e/ou representando em um eixo duas variáveis, tornando o diagrama bidimensional e 
representando o campo de estabilidade do mineral com uma linha reta. No caso da caulinita e dos 
aluminosilicatos comumente utiliza-se a variável combinada pH - 1/3pAl versus pH4SiO4 (Figura 4.6). 
Para a montmorilonita se deve fixar outras variáveis, já que sua solubilidade depende também do Mg (e 
do Fe), sendo também mais dependente do pH (eq. 4.20), por isso, as vezes é representada em mais de 
uma condição (duas linhas na Figura 4.6). 
 
Caulinita (6): 1,19 = -1/3pAl - 1/3pH4SiO4 + pH ou pH - 1/3pAl = 1,19 + 1/3pH4SiO4 (19) 
Montmorilonita (pK = -2,68; Lindsay, 1979): 
 pH - 1/3pAl = 0,53 – 0,32pH + 0,01pMg + 0,04pFe3+ + 0,74pH4SiO4 (20) 
 
 
 A plotagem de dados obtidos a partir da solução do solo permite analisar quais os minerais que 
podem estar controlando a composição da solução do solo em questão (Figura 4.7). 
 
 41 
pAl
pH
pSi(O
H
)
65 4 3 
7
6 
5 
4 
2 
1 
1
3
5
7
9
11
13
3
4
4
 
Figura 4.5. Plano de estabilidade da caulinita no diagrama pH- pH4SiO4-pAl (fonte: McBride, 1994). 
 
 
23 4 5 6 7 
3
2 
1 
pSi(OH)
pH
 - 
pA
l
1/
3
sí
lic
a 
am
or
fa
gibbsita
caulinita
montmorilonita (a)
montmorilonita (b)a= pH 6, pMg 3,7
b= pH7, pMg 3,7
4 
 
Figura 4.6. Linhas de solubilidade das fases minerais que potencialmente controlam a solubilidade da 
 sílica e do Al nos solos ácidos (fonte: McBride, 1994). 
 
 
2 54 3 
4
3 
2 
1 
Spodosols, Alemanha
Oxisolos, Brasil
Mollisolos, Missouri-EUA
Vertisolos, Texas-EUA
SiOpH 
p
H
 -
 
p
A
l
1
/3
Q
u
a
rt
zo
S
iO
 (
a
m
or
fa
)
es
m
ec
tit
a
cau
linita
gibbsita
2
44 
 
 
Figura 4.7. Composição da solução do solo de oxisolos (latossolos), espodosolos (podzóis), mollisolos e 
vertisolos plotadas no diagrama pH - 1/3pAl versus pH4SiO4 (fonte: Karathanasis, 1989). 
 
 
 42 
4.4. AVALIAÇÃO DO INTEMPERISMO 
 
4.4.1 Índices 
 
 Vários índices ou valores numéricos foram criados para interpretar o grau de intemperização dos 
solos. 
 
a) Razão molar: as razões molares são obtidas a partir das análises químicas, sendo empregadas para 
avaliar as perdas relativas dos elementos durante o intemperismo. As razões SiO2/Al2O3 (Ki), 
SiO2/(Al2O3 + Fe2O3) (Kr) e Al2O3 / Fe2O3, obtidas a partir do ataque sulfúrico, são empregadas na 
Classificação Brasileira de Solos para distinguir classes. O princípio baseia-se na perda relativa do Si em 
relação ao Al e Fe, indicando um aumento do grau de intemperismo com a diminuição das razões Ki e 
Kr. 
b) Estágio do intemperismo: ele é definido em função da associaçãode uma assembléia de minerais 
específica para um determinado grau de intemperismo. São distinguidos três estágios: (1) incipiente, 
com minerais primários não intemperizados nas frações areia e silte e argilominerais 2:1 como 
vermiculita, esmectita e ilita na fração argila; (2) intermediário, fração argila dominada por 
argilominerais 2:1, com esmectita, pouca ilita e vermiculita ausente; (3) avançado, fração argila 
dominada por caulinita, gibbsita, quartzo e óxidos de Fe. 
c) Razão Fed/Fet: baseia-se no esperado aumento no teor dos óxidos de Fe com o avanço do grau de 
intemperização, com o Fed (Fe extraído com ditionito-citrato-bicarbonato) representando o teor dos 
óxidos de Fe e o Fet (Fe total: extraído com ácidos concentrados, de modo a dissolver toda a amostra), 
representando o ferro contido tanto nos óxidos como nos outros minerais. Quanto maior essa relação 
tanto mais intemperizado o solo e quanto menor maior o teor de Fe contido em minerais primários. 
 
4.4.2 Estudo da função profundidade 
 
 O estudo da função profundidade como indicadora da intemperização baseia-se no princípio de 
que existe uma frente de intemperização em avanço no perfil do solo, o que significa que quanto mais 
próximo da superfície maior deve ter sido a incidência da lixiviação sobre o material do solo, formando 
um gradiente de intemperização. Inúmeras observações confirmam isso, com a diminuição de minerais 
primários facilmente intemperizáveis na fração areia e silte em direção à superfície bem como com o 
aumento na fração argila de caulinita em relação à esmectita e aumento no teor de óxidos de Fe (Figura 
4.8). 
 (a) (b) 
 
Figura 4.8. Relação mineralogia e profundidade nos perfis de Inverell (a) e Bathurst (b), derivados de 
rochas básicas (Austrália) (Craig & Loughnan, 1964). 
 
 
 O grau e a tendência da intemperização com a profundidade é também estudada através de 
análises químicas totais, observando-se ao longo do perfil a perda relativa do Si e das bases (elementos 
móveis, lixiviados) em relação ao Al e Fe (elementos pouco móveis, de comportamento residual) 
(Tabelas 4.1 e 4.2). No caso de rochas graníticas a perda de Si é bem menor do que nas rochas básicas 
devido a presença do quartzo, mineral muito resistente. 
 
 43 
Tabela 4.1. Análise química de um diabásio e de suas 
respectivas crostas de alteração (fonte: 
Leinz e Amaral, 1978). 
 Tabela 4.2. Análise química de um granito e de seus 
produtos de decomposição (fonte: Leinz 
e Amaral, 1978). 
 
 Rocha 1a crosta 2a crosta 3a crosta Rocha Hz C2 Hz B Hz A 
 
SiO2 
Al2O3 
FeO 
Fe2O3 
CaO 
MgO 
TiO2 
Na2O 
K2O 
H2O+ 
47,0 
14,8 
13,2 
1,7 
10,4 
5,3 
3,8 
2,2 
0,8 
0,4 
44,2 
15,1 
5,6 
13,5 
7,2 
4,1 
3,1 
1,4 
0,7 
2,0 
27,6 
24,6 
3,4 
21,8 
2,6 
2,1 
5,2 
0,1 
0,2 
4,5 
19,6 
28,8 
2,6 
24,0 
0,7 
1,4 
4,0 
0,1 
0,9 
5,9 
 SiO2 
Al2O3 
FeO 
Fe2O3 
CaO 
MgO 
TiO2 
Na2O 
K2O 
P.F. 
68,5 
14,2 
1,4 
2,1 
3,2 
1,9 
0,4 
3,6 
4,2 
0,9 
67,6 
18,4 
0,4 
2,4 
 
0,5 
0,3 
0,1 
4,4 
6,8 
53,6 
24,0 
0,3 
4,7 
 
0,6 
1,4 
0,1 
3,3 
12,0 
66,2 
16,3 
1,2 
1,9 
tr. 
tr. 
0,7 
0,2 
0,3 
9,3 
SiO
Al O
2
2 3
 (Ki) 5,39 4,42 1,56 0,76 
 
 
SiO
R O
2
2 3
 (Kr) 5,03 2,87 1,00 0,50 
 
 
 
 
 Entretanto, as diferenças de quantidade absoluta dos minerais (Figura 4.8) ou dos elementos 
(Tabelas 4.1 e 4.2) entre os horizontes não pode ser tomada como uma medida real do que foi perdido ou 
concentrado, já que a concentração dos minerais ou dos elementos químicos deriva de perdas 
diferenciais em função da lixiviação. Para tal, é conduzido um balanço do intemperismo, utilizando 
como referência um mineral (por exemplo, o quartzo), ou um elemento químico (por exemplo, o Al), 
partindo do pressuposto de que esse elemento ou mineral de referência tenha tido mobilidade nula no 
intemperismo. Dessa forma, as alterações na concentração do mineral ou elemento de referência seriam 
devidas a saída (perdas) ou entrada (ganhos) de outros elementos ou minerais no material intemperizado. 
Esse balanço permite estimar a quantidade total da rocha que foi dissolvida por horizonte e as perdas e 
ganhos dos elementos (Figura 4.9). 
 
 Por outro lado, a distribuição dos minerais em função da profundidade do solo também pode estar 
relacionada a compartimentação de ambientes. Esse é o caso dos óxidos de Fe, por exemplo, nos 
horizontes superiores a maior presença da matéria orgânica favorece a formação da goethita, enquanto 
que nos horizontes intermediários sua menor presença favorece a hematita, já nos horizontes inferiores, 
a saturação maior com água provoca uma taxa de liberação de Fe mais lenta, favorecendo a goethita (ver 
Figura 3.8, óxidos). 
 
 
(a) zona temperada 
 
 
 
 
 
 
(b) zona equatorial 
 
 44 
 
 
Figura 4.9. Balaço mineralógico e químico de perfis de solos desenvolvidos de rochas graníticas na zona 
temperada (a) e zona equatorial (b), referente a um peso constante de quartzo (isoquartzo) 
(adaptado de Lelong et al., 1976). Qz: quartzo, FK: feldspato potássico, Pl: plagioclásio, Fl: 
filossilicatos primários, Arg: argilominerais, Gb: gibbsita, Diss.: porção dissolvida. 
 
 
 
LITERATURA CONSULTADA: 
 
BUOL, S.W.; HOLE, F.D. & McRACKEN, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Ames. The Iowa State Univ. Press. 
CARVALHO, I.G. 1995. Fundamentos da geoquímica dos processos exógenos. Salvador, Bureau Gráfica e Editora. 219p. 
CHESWORTH, W. 1973. The residua system of chemical weathering: a model for the chemical breakdown of silicate rocks at 
the surface of the earth. J. Soil Sci., v.24, p.69-81. 
CRAIG, D.C. & LOUGHNAN, F.C. 1964. Chemical and mineralogical transformation accompanying the weathering of basic 
volcanic rocks from New South Wales. Austr. J. Soil Res., v.2, p.218-234. 
DEMATTÊ, J.L.I.; MARCONI, A.; SPAROVEK, G. & VIDAL TORRADO, P. 1991. Estimativa da evolução do intemperismo 
mediante balanço de perdas de íons numa seqüência de solos desenvolvidos de diabásio e influenciados pela drenagem em 
Piracicaba, SP. Rev. bras. Ci. Solo, Campinas, v.15, p.69-73. 
FANNING, D.S.; FANNING, M.C.B. 1989. Soil: morphology, genesis and classification. New York, J. Wiley, 395p. 
JACKSON, M.L. 1965. Clay transformations in soil genesis during the quaternary. Soil Sci., Baltimore, v.99, p.15-22. 
KARATHANASIS, A.D. 1989. Soil Solution: A Sensitive Index of Mineral Stability in Pedogenic Environments. In: 
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KARATHANASIS, A.D. & HAJEK, B.F. 1983. Transformation of smectite to kaolinite in naturally acid soil systems: structural 
and thermodynamics considerations. Soil Sci. Soc. Am. J., Madison, v.47, p.158-163. 
LEINZ, V.; AMARAL, S.E. 1978. Geologia geral. 7a ed., São Paulo, Ed. Nacional. 397p. 
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LINDSAY, W.L. 1979. Chemical equilibria in soils. New York, John Wiley. 449p. 
Mc BRIDE, M.B. 1994. Environmental Chemistry of Soils. New York, Oxford University Press. 406p. 
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Soil Environments. 2nd ed.. Madison, SSSA, p.161-198. (SSSA Book Ser. no.1) 
TAN, K.L. 1986. Degradation of Soil Minerals by Organic Acids. In: HUANG, P.M.; SCHINITZER, M.; (Eds.). Interactions 
of Soil Minerals with Natural Organics and Microbes. Madison, SSSA. p.1-27. (SSSA Special Publication 17) 
 45 
CAPÍTULO 5 
FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
 
 A formação dos solos no final do século passado era explicada tão somente pela alteração da rocha 
subjacente (teoria geológica) (seção 1.1). Nessa época, o geólogo russo Dokuchaev observou nas planícies 
russas solos completamente diferentes desenvolvidos a partir de um mesmo tipo de material de origem, o 
loess. Constatou esse cientista que, na realidade, esses solos correlacionavam-se estreitamente a diferentes 
climas (úmido ou seco, frio ou temperado) e vegetação (floresta ou campo). Com base nesse estudo, 
Dokuchaev formulou a teoria dos fatores responsáveis pela formação dos diferentes tipos de solos: 
material de origem (m), clima (c), relevo (r), organismos (o) e tempo (t). 
 Nos EUA, Jenny (1941) estabeleceu a seguinte equação: s =  (m, c, r, o, t, ...), onde um 
determinado tipo de solo (s) seria uma função  dos fatores de formação, que incluiriam aqueles citados 
por Dokuchaev, além de outros. Com isso, para se investigar a influência de um determinado fator 
pedogenético deveria-se estudar um solo onde esse fator fosse variável com todos os demais constantes. 
Desse modo, poderiam ser estabelecidos estudos ao longo de seqüências: 
(a) litoseqüências: s =  (material de origem) c, r, o, t, ... ; 
(b) cronoseqüências: s =  (tempo) m, c, r, o, ... (Muhs, 1982); 
(c) toposeqüências: s =  (relevo) m, c, o, t, ... (Darmody & Foss, 1982; Veneman et al., 1976); 
(d) bioseqüências: s =  (organismos) m, c, r, t, ... (White. & Riecken, 1955); 
(e) climoseqüências: s =  (clima) m, r, o, t, ... (Rabenhorst & Wilding, 1986); 
Na prática, entretanto, esse tipo de estudo é muito complexo devido à dependência parcial e 
interação entre os fatores. Esse modelo, porém, é muito útil no entendimento qualitativo da formação dos 
solos. Os fatores clima e organismos, que fornecem energia e que promovem mudanças através dos 
processos, são considerados como fatores ativos. O material de origem, que fornece a massa, é o fator 
passivo, ou fator de estado inicial. O relevo e o tempo, que fornecem condições, podem também ser 
considerados como passivos. 
 
5.1. MATERIAL DE ORIGEM 
 
 O material de origem do solo pode ser o material subjacente, formado por rocha consolidada ou por 
sedimentos inconsolidados de vários tipos, material coluvial ou aluvial, ou ainda materiais originados de 
uma pedogênese anterior. 
 Solos desenvolvidos diretamente do material subjacente, na sua forma original, são denominados 
solos autóctones. Em oposição, solos desenvolvidos sobre sedimentos não diretamente relacionados ao 
material subjacente são denominados solos alóctones (ver figura 5.3, seção 5.5). Solos desenvolvidos 
sobre materiais de pedogênese anterior são solos policíclicos. 
 A desuniformidade vertical do material de origem é uma possibilidade que deve ser levada em conta, 
como no caso de camadas sedimentares e de bandas metamórficas. Descontinuidades desse e de outros 
tipos, como de adições eólicas e coluviais sobre materiais residuais, às vezes podem ser muito sutis e 
impossíveis de detectar no campo através da morfologia do solo. Nesse caso, pode-se verificar a 
descontinuidade através da distribuição granulométrica (relação areia grossa / areia fina) ou da proporção 
de minerais resistentes / não resistentes ao longo do perfil. 
 As características do material de origem que mais influenciam o desenvolvimento dos solos são: 
grau de consolidação, granulação, composição química e mineralógica e estrutura. 
a) Grau de consolidação: rochas pouco consolidadas favorecem o desenvolvimento de solos mais 
profundos que rochas consolidadas, sob as mesmas condições ambientais. Por exemplo, em regiões áridas 
os solos profundos ocorrem apenas em depósitos superficiais, enquanto que sobre as rochas consolidadas 
formam-se litossolos. Ainda, nos materiais consolidados o intemperismo geoquímico deve preceder a 
formação do solo, contrastando com os materiais não-consolidados, onde o solo pode desenvolver-se 
diretamente sobre o material original. 
 46 
b) Granulação: a granulação da rocha associada à composição mineralógica pode determinar a textura do 
solo. Esse é o caso de materiais com elevado teor em quartzo, como granitos e arenitos, que dão origem a 
solos com textura mais arenosa, em comparação a rochas básicas, como o basalto, que dão origem a solos 
argilosos. 
c) Composição química e mineralógica: influencia na composição do solo; por exemplo, solos 
desenvolvidos de granito, portadores de mica, tendem a originar solos com teor de K trocável mais 
elevado, enquanto que solos desenvolvidos de rochas basálticas possuem maior concentração de óxidos de 
Fe e teores mais elevados de Ca e Mg trocáveis, já solos derivados de arenitos ricos em quartzo 
(ortoquartzíticos) apresentam textura arenosa e baixa reserva em nutrientes. Além disso, rochas máficas 
fornecem no intemperismo, principalmente nas fases iniciais, um ambiente mais rico em bases em relação 
a rochas félsicas, tendendo a gerar uma maior formação de argilominerais 2:1 e uma saturação de bases 
mais elevada no complexo trocável dos solos. De modo geral, na medida em que o solo vai se tornando 
mais desenvolvido a relação mais estreita entre a composição do solo e a do material de origem diminui, 
com a composição final dos solos tendendo a se aproximar química e mineralogicamente. Entretanto, 
mesmo em solos em estágio muito avançado de intemperização muitas relações ainda são encontradas. 
d) Estrutura: um exemplo de condicionamento gerado pela estrutura da rochas é a observação de que o 
diaclasamento e a xistosidade verticais podem favorecer uma alteração mais profunda em relação às 
horizontais. 
 
5.2. CLIMA 
 
 As precipitações pluviométricas determinam a disponibilidade de água para as reações químicas de 
alteração das rochas e de remoção dos constituintes solúveis (seção 4.3.2), controlando o tipo de mineral 
secundário formado (Figura 5.1). 
 
(a) derivado de rochas ígneas ácidas 
 
 
 
(b) derivado de rochas ígneas básicas 
 
 
 
Figura 5.1. Composição média dos argilominerais dos solos sob diferentes regimes de precipitação e com 
temperatura média entre 10 e 16 C 
 
 
 Em geral, com o aumento da precipitação pluviométrica é observado um aumento no teor de matéria 
orgânica, na atividade biológica, na lixiviação das bases, na acidificação, no teor de argila e alteração dos 
minerais do solo. 
 A temperatura interfere na taxa das reações, que dobram para cada 10C de elevação. No entanto, 
muitas diferenças nas taxas de intemperização atribuídas à temperatura são mais aparentes do que reais, já 
que a concentração de sílica na solução do solo e nas águas de drenagem (10-40 mg kg-1 de SiO2) não é 
significantemente diferente entre as regiões tropicais úmidas e temperadas. Dessa maneira, a taxa de 
dessilicação é primordialmente uma função da quantidade de água disponível para lixiviação (ver seção 
4.3.2). Por outro lado, as taxas de decalcificação (ver Tabela 6.1 e seção 6.6) parecem ser uma função da 
temperatura do solo na medida em que uma atividade biológica mais intensa aumenta a PCO2 do sistema. 
Portanto, o aumento da temperatura também aumenta a atividade biológica, com isso, tendendo a aumentar 
 47 
tanto a produção como a decomposição da matéria orgânica. Além disso, em conjuntocom o vento, acelera 
a evapotranspiração. 
Assim, o clima, além de afetar diretamente na temperatura e no fornecimento de água para as 
reações de alteração do material de origem e na erosão dos materiais alterados, também influencia no 
desenvolvimento dos organismos vivos (fator indireto), que, por sua vez, afetam o solo. Assim, 
comparando-se regiões mais quentes e úmidas com regiões mais frias e úmidas observa-se um maior teor 
de matéria orgânica nos solos das regiões mais frias. 
 
5.3. ORGANISMOS 
 
 Liquens e fungos podem instalar-se sobre as rochas nuas, extraindo nutrientes pelo contato direto. 
Após ser formada uma pequena camada de material alterado, ter-se-ia criado condições para o surgimento 
de gramíneas, que podem passar a incorporar húmus ao mesmo. Com condições climáticas favoráveis 
outras espécies superiores podem suceder-se. Dessa forma, os organismos podem colonizar áreas de não 
solos, desempenhando um papel fundamental nos estágios iniciais de formação do solo. 
 A vegetação influi nas propriedades do solo principalmente pelo suprimento de matéria orgânica, 
que decomposta pelos microorganismos, origina ácidos orgânicos, que por sua vez atuam na decomposição 
do material de origem. 
 O suprimento e a decomposição da matéria orgânica variam nas diferentes regiões climáticas. As 
adições anuais de matéria orgânica nas florestas tropicais é mais elevada do que nas temperadas, e de 
modo geral um pouco menor nas savanas tropicais do que nas pradarias temperadas. Entretanto, a taxa de 
decomposição na região tropical é bem mais elevada, fazendo com que os teores de matéria orgânica nos 
solos de florestas tropicais e temperadas sejam equivalentes. 
 Por outro lado, a vegetação das florestas adiciona a matéria orgânica sobre a superfície do solo 
enquanto que na vegetação do campo a grande massa de raízes, ciclicamente renovada, provoca uma maior 
incorporação de matéria orgânica no interior do perfil. O tipo de vegetação, dessa forma, induz processos 
pedogenéticos diferenciados, que levam a formação de solos diferentes (ver processo de podzolização, 
seção 6.4). 
 Os microorganismos contribuem para a formação de agregados estruturais estáveis no solo, através 
de sua rede micelial e de secreções, e atuam diretamente na intemperização dos minerais através da 
produção de ácidos orgânicos. Além disso, bactéria anaeróbicas facultativas e obrigatórias participam nos 
processos de redução do solo (ver processo de gleização, seção 6.5). 
 Minhocas, térmitas e roedores misturam materiais nos horizontes e carreiam material dos horizontes 
mais profundos para a superfície, podendo causar um revolvimento significativo nos solos (processo de 
bioturbação, seção 6.3), cujo efeito pode ser significativo nos solos tropicais mais antigos. 
 
5.4. RELEVO 
 
 Os solos ocupam segmentos da paisagem: elevações, depressões e planícies, com formas variadas, 
cada qual condicionando a ação da água de maneira diferente. Algumas superfícies estão mais sujeitas ao 
processo erosivo, aquelas mais declivosas, enquanto que outras recebem o material erodido. Em certas 
superfícies a água infiltra rapidamente, originando solos bem drenados, ao passo que em outras a água é 
retida, originando solos mal drenados. 
 As características do relevo são determinadas pela estrutura geológica, pelo clima e pelo estágio de 
evolução em que se encontra (paisagem jovem, madura e senil). 
A estrutura horizontal de camadas sedimentares e de derrames vulcânicos tende a propiciar a 
formação de relevos tabulares, contrastando com os terrenos de rochas ígneas intrusivas onde o relevo 
tende a apresentar topos convexos; por outro lado, em um terreno de rochas metamórficas a inclinação das 
estruturas pode ressaltar as rochas mais resistentes, como os quartzitos, formando cristas. 
Em climas áridos a ação mais incipiente da pedogênese não produz mantos de alteração muito 
profundos, com o relevo sendo condicionado principalmente pela estrutura das rochas. Em climas mais 
úmidos a paisagem tende a ser mais evoluída, formando relevos mais suavizados. 
 48 
A evolução da paisagem ocorre pelo rebaixamento das superfícies mais elevadas através de ciclos 
erosivos, com o processo erosivo decrescendo de intensidade na medida em que a paisagem passa pelas 
fases de juventude, maturidade e senilidade. Na fase de juventude, os sistemas de drenagem não são muito 
desenvolvidos (poucos por unidade de área), os vales são profundos e em forma de V. Na fase de 
maturidade o sistema de drenagem está bem desenvolvido, as encostas estão mais rebaixadas, formando 
vales em forma de U. Na fase senil as encostas estão bastante suaves, formando um relevo aplainado com 
planícies de sedimentação extensas. 
Em um país de clima tropical (e subtropical) úmido como o Brasil, uma paisagem bem desenvolvida, 
em geral, apresenta os seguintes elementos: interflúvio, escarpa, encosta, pedimento e planície aluvial 
(Figura 5.2). 
 
 
 
 
Figura 5.2. Elementos de uma paisagem bem desenvolvida. 
 
 
 O interflúvio é a parte mais elevada, que separa os sistemas de drenagem. Quando esse é amplo e 
plano ou suave ondulado, formando um platô, em geral são encontrados solos profundos, lixiviados e 
ácidos, devido a uma maior infiltração da água e portanto um intemperismo químico mais profundo. 
Quando é estreito, formando uma crista, há menor infiltração e maior escorrimento superficial e portanto 
maior erosão, sendo nele encontrados geralmente solos rasos e/ou afloramentos de rocha. 
 O ombro constitui uma superfície bastante declivosa onde o processo erosivo é mais intenso, 
tendendo a formar solos rasos. Nos casos onde a superfície é muito inclinada, ocorrem desmoronamentos e 
deslizamentos, impedindo a formação de solos; nesse caso, a superfície é chamada de escarpa. 
 A encosta é uma superfície ainda inclinada, onde a relação entre a parcela da água que infiltra e a 
que escorre pode gerar um certo equilíbrio entre a taxa de erosão e a de formação de solos, geralmente 
originando solos rasos a medianamente profundos. 
 No pedimento, com a diminuição da declividade, ocorre a deposição do material erodido do ombro 
e da encosta, favorecendo a formação de solos medianamente profundos a profundos. Os solos nessa 
posição podem, dessa maneira, formar-se sobre material pré-intemperizado e possuir fragmentos de rocha 
erodidos das partes superiores. Com o rebaixamento geral da superfície, a tendência é de diminuir a área 
do ombro e da escarpa, com recobrimento pelo colúvio do pedimento. 
 A planície se forma nos vales mais largos, em forma de U, constituindo a planície de inundação dos 
rios. Se a diferença de nível entre ela e o rio for pequena, os solos serão mal drenados, exibindo reações de 
redução. 
A posição da superfície na paisagem, dessa forma, tende a condicionar o desenvolvimento de tipos 
diferentes de solos. Por exemplo, Lepsh & Buol (1974) determinaram uma toposeqüência típica no estado 
de São Paulo (clima úmido) com os latossolos ocupando os topos aplainados e os podzólicos ocupando as 
encostas. Kantor & Schwertmann (1974) estudaram toposeqüências no Quênia (África), em uma região 
com estação seca prolongada, encontrando solos cauliníticos e ácidos nos topos (ultissolos) e solos 
esmectíticos e neutros (vertissolos) nas baixadas. Toposeqüências típicas de várias regiões do Brasil 
podem ser encontradas em Prado (1995). Toposeqüências de várias regiões do estado do Rio Grande do 
Sul são mostradas por Brasil (1973). 
 
 49 
5.5. TEMPO 
 
 As idades absolutas dos solos são pouco conhecidas. Estima-se que para formar 1 cm de solo na 
frente de intemperização (horizonte C) são necessários de 200 a 700 anos; por outro lado, para formar 1cm de horizonte A o tempo é consideravelmente menor. 
 Existe uma grande diferença entre a idade média (absoluta) dos solos das regiões tropicais e 
subtropicais em relação às temperadas. Na região temperada do hemisfério norte, em geral, a formação dos 
solos iniciou após a última glaciação do quaternário, apresentando idades entre 10.000 e 20.000 anos. Nas 
regiões tropicais, onde não houve uma renovação em grande escala das superfícies pela ação das geleiras, a 
idade dos solos é estimada entre várias dezenas a algumas centenas de milhares de anos até alguns 
milhões. 
 As avaliações das idades dos solo no hemisfério norte podem ser estimadas a partir da datação dos 
depósitos glaciais. Darmody & Foss (1982) apresentam a seqüência de evolução da paisagem e de 
pedogênese em Maryland (EUA) (Figura 5.3), região onde a renovação dos materiais para o início de 
formação de solos não foi completa. Nesse caso, o solo que ocupa a posição superior do relevo 
corresponde ao mais antigo, tendo se desenvolvido durante um período interglacial do Pleistoceno (estágio 
I); após, uma mudança climática teria promovido um processo erosivo mais intenso (estágio II), 
distribuindo fragmentos grosseiros de quartzo sobre a encosta; no estágio III, foi depositado uma camada 
de loess durante a fase final da glaciação Wiscosiana, 10.000 anos atrás; posterior erosão, deposição e 
pedogênese teriam produzido a seqüência atual (estágio IV). 
 
 
Figura 5.3. Seqüência de evolução da paisagem e de pedogênese em Maryland (EUA) (Darmody & 
 Foss, 1982). 
 
 Na região tropical, as evidências para estimar a idade dos solos são mais escassas. Dessa forma, a 
idade dos solos é geralmente estimada de forma relativa, usando o grau de desenvolvimento do solo para 
avaliar se o solo é imaturo ou maduro. Essa estimativa certamente é muito relativa, pois a velocidade de 
formação do solo, que depende principalmente do clima e da resistência dos minerais do material de 
origem, pode ser bastante diferenciada em função dos outros fatores. Por outro lado, pode-se estimar a 
idade do solo também pela estabilidade e idade das superfícies geomórficas onde ele está localizado 
(Lepsh & Buol, 1974). Essa idade, entretanto, é apenas máxima, pois essas podem ter sido retrabalhadas, 
resultando na ocorrência de solos com idades bem mais recentes do que a da superfície em que se 
encontram. 
 
 50 
 
5.6 HOMEM 
 
 O papel do homem na formação dos solos vem se destacando em relação ao dos outros organismos 
em razão do impacto das modificações que ele pode causar, provocando alterações rápidas de toda a ordem 
nas características naturais, merecendo, dessa forma, ser citado como um fator em separado. As mais 
evidentes são: (a) a degradação química e física dos solos devido à erosão acelerada (ver seção 6.9), 
levando muitas vezes até ao abandono do uso do solo; (b) a irrigação, até mesmo em áreas de desertos; e 
(c) as atividades de mineração e de construções de grande porte (como estradas e barragens). Nas últimas 
citadas, atualmente, por força da legislação ambiental, se deve fazer a reabilitação e a recuperação das 
áreas “impactadas”, gerando até mesmo a “construção” de solos (antropogênicos). 
 Os efeitos da ação humana podem ser benéficos ou prejudiciais, afetando uma série de propriedades 
do solo, tais como mudanças no teor da matéria orgânica, composição química (nutrientes ou poluentes), 
regime de umidade do solo e estrutura e textura do solo. A interferência humana é observada na ação de 
todos os principais fatores através das seguintes atividades: 
(a) material de origem: calagem, adubação, descarte de resíduos e produtos tóxicos; 
(b) clima: preparo do solo, irrigação, drenagem, desmatamento; 
(c) organismos: preparo e cultivo do solo, queimadas; 
(d) relevo: nivelamento e sistematização, terraceamento, preparo excessivo (voçorocas); 
(e) tempo: aceleração ou retardamento dos processos naturais de erosão ou assoreamento e de 
decomposição dos minerais e matéria orgânica. 
 
 
 
LITERATURA CONSULTADA: 
BRASIL. Ministério da Agricultura. Departamento Nacional de Pesquisa Agropecuária. Divisão de Pesquisa Pedológica. 1973. 
Levantamento de reconhecimento dos solos do Estado do Rio Grande do Sul. Recife. 431p. (Boletim Técnico, 30) 
BUOL, S.W.; HOLE, F.D. & McRACKEN, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Ames. The Iowa State Univ. Press. 
DARMODY, R.G. & FOSS, J.E. 1982. Soil-landscape relationships in the Piedmont of Maryland. Soil Sci. Soc. Am. J., Madison, 
v.46, p.588-592. 
FANNING, D.S.; FANNING, M.C.B. 1989. Soil: morphology, genesis and classification. New York, J. Wiley, 395p. 
JENNY, H. 1941. Factors of soil formation - A system of quantitative pedology. 5a ed., New York, Mc Graw-Hill. 281p. 
JACKSON, M.L. 1965. Clay transformations in soil genesis during the quaternary. Soil Sci., Baltimore, v.99, p.15-22. 
KANTOR, W. & SCHWERTMANN, U. 1974. Mineralogy and genesis of clay in red-black soil toposequences on basic igneous 
rocks in Kenya. J. Soil Sci., v.25, p.67-78. 
LEPSH, I.F. & BUOL, S.W. 1974. Investigations in an Oxisol-Ultisol toposequence in Sao Paulo State, Brazil. Soil Sci. Soc. Am. 
Proc., Madison, v.38, p.491-496. 
MUHS, D.R. 1982. A soil chronosequence on Quaternary marine terraces, San Clemente Island, California. Geoderma, 
Amsterdam, v.28, p.252-283. 
PRADO, H. 1995. Manual de classificação de solos do Brasil. Jaboticabal, Funep. 197p. 
RABENHORST, M.C. & WILDING, L.P. 1986. Pedogenesis on the Edwards Plateau, Texas: II. Formation and occurrence of 
diagnostic subsurface horizons in a climosequence. Soil Sci. Soc. Am. J., Madison, v.50, p.687-692. 
VENEMAN, P.L.M.; VEPRASKAS, M.J. & BOUMA, J. 1976. The physical significance of soil mottling in a Wisconsin 
toposequence. Geoderma, Amsterdam, v.15, p.103-118. 
WHITE, E.M. & RIECKEN, F.F. 1955. Brunizem-Gray Brown Podzolic soil biosequences. Soil Sci. Soc. Am. Proc., Madison, 
v.19, p.504-509. 
WILDING, L.P.; SMECK, N.E.; HALL, G.F. 1983. Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and Interactions. 
Amsterdam, Elsevier. 300p. 
 51 
CAPÍTULO 6 
PROCESSOS PEDOGENÉTICOS 
 
 A formação do solo resulta de um conjunto de processos pedogenéticos, que resultam de uma 
seqüência de eventos, incluindo reações complexas e rearranjos de matéria comparativamente simples. 
Portanto, os processos pedogenéticos (Tabela 6.1) são na realidade uma combinação de processos 
elementares (reações de intemperismo, de substituição iônica, síntese de substâncias ou cristalização de 
minerais, capítulo 4), no qual o domínio de um ou de suas taxas, produz um complexo de subprocessos e 
reações que em conjunto formam um determinado processo pedogenético. Por exemplo, no processo de 
latolização predomina a hidrólise, no de podzolização a reação de complexação, no de gleização as reações 
de oxi-redução, etc. 
Os vários processos conhecidos foram agrupados e classificados por Simonson (1959) em 
processos de adições, perdas, transferências ou transformações (Tabela 6.1). Dessa forma, numerosos 
eventos podem ocorrer simultaneamente ou em sequência. Conforme a natureza e a intensidade dos 
processos, pode haver um reforço do resultado final, no caso de atuarem no mesmo sentido, ou uma 
atenuação, caso atuarem em sentidos opostos. 
 
Tabela 6.1. Categorização e definição de alguns processos pedogenéticos. 
Processo Categoria Breve definição 
1a. Eluviação 
 
1b. Iluviação 
 
3 
 
3 
Movimento de material para fora de uma porção do perfil, como em um horizonte 
álbico 
Movimento de material para dentro de uma porção do perfil, como em um horizonte 
espódico ou argílico (textural) 
2a. Lixiviação 
2b. Enriquecimento2 
1 
Saída de material solúvel para fora do solum 
Termo geral para adições de material no perfil 
3a. Erosão 
3b. Cumulação (aluviação) 
2 
1 
Remoção de material da camada superficial do solo 
Adição de partículas na superfície do solo 
4a. Decalcificação 
4b. Calcificação 
3 
3 
Reação que remove carbonato de Ca de um ou mais horizontes. 
Acumulação de carbonato de Ca em um ou mais horizontes. 
5a. Salinização 
6a. Dessalinização 
3 
3 
Acumulação de sais solúveis em horizontes salinos (sálicos). 
Remoção de sais solúveis de horizontes sálicos. 
6a. Solonização (alcalinização) 
6b. Solodização (dealcalinização) 
3 
3 
Acumulação de Na no complexo trocável dos solos 
Lixiviação de Na e sais de horizontes nátricos 
7a. Lessivage 
7b. Pedoturbação 
3 
3 
Migração mecânica de partículas minerais pequenas do horizonte A para o B. 
Mistura de horizontes por processos biológicos e físicos, homogeneizando o solum em 
graus variados. 
8a. Podzolização 
 
8b. Latolização (dessilicação, 
 ferralitização) 
3,4 
 
3,4 
Migração química de Fe, Al e/ou matéria orgânica, resultando na concentração de sílica 
no horizonte eluviado. 
Migração química de sílica para fora do solum e formação de óxidos de Fe (goethita, 
hematita) e Al (gibbsita) 
9a. Decomposição 
9b. Síntese 
4 
4 
Destruição de materiais minerais e orgânicos 
Formação de novas espécies orgânicas e minerais 
10a. Sulfidização 
10b. Sulfurização 
4 
4 
Formação de sulfetos nos solos. 
Produção de ácido sulfúrico a partir da oxidação de sulfetos 
11a. Melanização 
 
11b. Leucinização 
1,3 
 
3 
Escurecimento por matéria orgânica de materiais inicialmente compostos por minerais 
claros. 
Descolorimento de horizontes do solo pelo desaparecimento de materiais orgânicos 
12a. Littering (Liteira) 
12b. Humificação 
12c. Paludização 
12d. Ripening 
 
12e. Mineralização 
1 
4 
4 
4 
 
4 
Acumulação de material orgânico sobre a superfície do solo mineral. 
Transformação do material orgânico fresco em húmus 
Acumulação de material orgânico em pântanos e banhados. 
Penetração de ar no solo orgânico, tornando possível a decomposição microbiana e 
mudanças físicas e químicas. 
Liberação de elementos químicos pela decomposição da matéria orgânica. 
13a. Braunificação 
 (ferruginização) 
3,4 
 
Liberação de Fe dos minerais primários e dispersão das partículas dos óxidos de Fe, 
dando à massa do solo cores brunadas, amareladas e avermelhadas. 
 52 
14b. Gleização 3,4 Redução do Fe em condições anaeróbicas, com a produção de cores acinzentadas e 
esverdeadas 
 
* Categorias: 1. adições; 2. perdas; 3. translocações; 4. transformações. 
 
6.1 ELUVIAÇÃO - ILUVIAÇÃO - LESSIVAGE 
 
 Eluviação é o processo de remoção de constituintes, dissolvidos ou em suspensão, de um horizonte, 
camada ou zona do solo, quase sempre pela água. Iluviação é o processo de acumulação dos materiais 
movidos pela eluviação; com os horizontes iluviais, normalmente horizontes B, recebendo subscritos que 
designam o tipo de componente eluviado (ex.: Bt, Bh, Bs, Bhs, Bk, Ck, Cy, Cz, etc). Muitos desses 
horizontes iluviais representam horizontes diagnósticos utilizados na classificação dos solos (B textural 
(argílico), B espódico, cálcico, etc). Lessivage é o termo usado para designar o caso específico de 
migração mecânica de argila. Da mesma forma, os processos de podzolização, calcificação, salinização, 
solodização são também casos particulares de eluviação-iluviação. 
 Os minerais mais resistentes ao intemperismo, encontrados em partículas mais grosseiras (areia e 
silte), e que tendem a concentrar nos horizontes eluviais, são chamados de esqueleto do solo, em oposição 
aos materiais mais finos, mais capazes de serem eluviados, chamados de plasma (Brewer, 1964). De modo 
geral, os processos e reações que causam a imobilização dos materiais são essencialmente o oposto dos que 
causam a mobilização para a eluviação. A seguir são discutidos alguns aspectos que favorecem a eluviação 
e iluviação de argilas (lessivage); outros casos são abordados nas seções seguintes. 
 A eluviação de partículas de argila ocorre principalmente na fração argila fina (< 0,2m). O 
processo envolve dispersão, transporte e deposição. 
 A dispersão das argilas depende de uma série de fatores: (a) concentração de íons, baixa 
concentração favorece a dispersão; (b) tipo de íons, saturação com Na tende a dispersar a argila, ao passo 
que Ca (pH>7) e Al (pH<5) atuam como floculantes; (c) tipo de argila, esmectitas dispersam mais 
facilmente do que a caulinita. Portanto, o processo de umedecimento do solo, diminuindo a concentração 
de íons, bem como a faixa de pH 5-6,5, favorece a eluviação. 
 Para o transporte das partículas é necessário que as águas de infiltração circulem por poros médios a 
grandes (meso e macroporos). Essa situação é favorecida pela alternância de períodos secos e úmidos, que 
cria fendas no solo. 
 A deposição das partículas deve ocorrer em situações que diminuam o transporte e a dispersão, por 
exemplo, a descontinuidade dos macroporos, que faz com que a água filtre para os microporos, 
depositando as partículas nas paredes dos agregados, ou um aumento na concentração de íons, que provoca 
a floculação das partículas. 
 Fanning & Fanning (1989) apresentam o seguinte mecanismo provável de eluviação-iluviação: um 
solos seco é umedecido repentinamente, sofrendo ruptura dos agregados e dispersão da argila; a água 
gravitacional à baixa tensão percola por fendas até que seja absorvida por capilaridade, uma vez que o solo 
seco apresenta grande tendência de absorver umidade. O movimento de água por poros não capilares 
(macroporos), entretanto, somente ocorre se a água for adicionada a uma taxa que exceda a condutividade 
capilar do solo, condição relativamente menos freqüente no solo, o que significa que deve ser necessário 
um tempo longo para que o efeito cumulativo do processo se manifeste de maneira apreciável. 
 O processo de eluviação-iluviação produz um gradiente textural no perfil (teor de argila do horizonte 
B > A) e uma deposição do material eluviado na superfície dos agregados estruturais na forma de um 
revestimento de aspecto graxo, denominado de cerosidade. O acúmulo de argila diminui a infiltração da 
água e origina um horizonte de maior densidade, que pode oferecer resistência à penetração de raízes. 
Freqüentemente, a razão Fed/argila permanece constante com a profundidade, indicando o movimento dos 
óxidos de Fe juntamente com os argilominerais. Se o processo de eluviação for muito intenso pode ser 
produzido um horizonte eluvial (horizonte E), de textura acentuadamente mais arenosa ou de cor mais 
 53 
clara, constituindo nesse último caso o horizonte diagnóstico álbico. Entre os solos produzidos pelo 
processo de eluviação-iluviação estão os Podzólicos, Terras Estruturadas e Planossolos. 
 A lessivage não é a único processo capaz de produzir horizontes B mais ricos em argila do que os 
horizontes sobrejacentes (Fanning & Fanning, 1989). Outros mecanismos possíveis são: (a) destruição 
preferencial da argila no horizonte superficial; (b) erosão seletiva das partículas mais finas na superfície; 
(c) sedimentação de partículas mais grosseiras sobre a superfície. A suposição de que esses outros 
mecanismos possam ter importância na produção de ultissolos enriquecidos em argila no horizonte B levou 
à criação de um novo horizonte diagnóstico pelo Soil Taxonomy, chamado kândico, que não necessita 
apresentar cerosidade, condição necessária para o horizonte argílico, produzido por lessivage.6.2. LATOLIZAÇÃO (FERRALITIZAÇÃO - DESSILICAÇÃO) - LATERIZAÇÃO 
 
 Latolização é o processo pelo qual são produzidos solos ricos em óxidos de Fe e/ou Al através da 
intensa lixiviação da sílica (dessilicação) e das bases, resultando na formação de solos do tipo latossolo 
(oxissolo na classificação americana), encontrados em regiões tropicais e subtropicais úmidas (alta 
precipitação) e que apresentam baixo Ki, óxidos de Fe e/ou Al e argilomineral do tipo 1:1 e baixo gradiente 
textural (pouco incremento no teor de argila do horizonte A para o B). Além dos latossolos, o processo de 
latolização (ou ferralitização) também está expresso em menor grau em solos das classes Terra Roxa 
Estruturada, Terra Bruna Estruturada e Podzólico Vermelho-Escuro. 
 Obviamente, devem predominar os processos de transformações sobre os de transferência de argila, 
o que é favorecido por condições de boa drenagem e de intensa lixiviação. A propriedade dos óxidos de Fe 
e/ou Al formarem com a caulinita um sistema altamente floculado, com agregados estáveis, diminui muito 
o grau de dispersão das argilas e conseqüentemente a eluviação, colaborando no processo. Alguns autores 
sugerem que materiais de origem de composição básica, ricos em Fe e minerais intemperizáveis, favorecem 
a formação de latossolos, e também que a pedoturbação realizada principalmente pela atividade de 
térmitas, muito intensa nas regiões tropicais, deve ter um papel importante no processo como um todo, 
evitando a formação de um horizonte textural (argílico ou kândico na classificação americana). 
 O processo de latolização não deve ser confundido com o de laterização, que leva à formação de 
laterita, material duro, rico em óxidos de Fe, quebrável somente com um martelo. Essa confusão, muito 
presente há décadas passadas, levou à concepção errônea de que os solos tropicais (chamados solos 
lateríticos) estariam fadados a endurecer formando crostas e capas lateríticas. O termo laterita foi criada 
por Buchnan em 1807 na Índia para um material que úmido era macio, ao ponto de ser cortado com uma pá 
em forma de blocos, e que por exposição ao ar secava e endurecia irreversivelmente formando tijolos 
(=later em latim), que os nativos usavam para construção de casas. Atualmente, esse material macio, rico 
em óxidos de Fe, é chamado de plintita, passando a ser denominado de petroplintita (ou petroférrico) após 
o endurecimento. 
 No processo de laterização, em uma primeira fase, ocorre translocação do ferro, provavelmente na 
forma reduzida (Fe ferroso), seguida de oxidação e precipitação formando plintita (ver seção 6.5, 
gleização); após, em uma fase seguinte, a plintita, provavelmente por ciclos repetidos de umedecimento e 
secagem, endurece formando a petroplintita, ou seja, a laterita propriamente dita. A mobilização do Fe e 
sua acumulação ocorre de diversas maneiras, em diferentes situações (ver seção 6.5, gleização). Da mesma 
forma, o endurecimento da plintita e o tipo de ocorrência da laterita, também é variado, sendo encontradas 
em diversas posições na paisagem, relacionadas muitas vezes a uma história de evolução anterior dessa, 
envolvendo erosão e deposição (Figura 6.1a e b). 
 
 
(a) (b) 
 
 54 
 
 
 
 
Figura 6.1. Formação contemporânea de laterita (a) e ocorrência de laterita nas paisagens (b). 
 
 
 
6.3. PEDOTURBAÇÃO 
 
 Pedoturbação é o processo pelo qual o solo é fisicamente misturado, levando à homogeneização dos 
horizontes, obliterando a ação de outros processos que levam à distinção dos horizontes, como os de 
eluviação-iluviação. Há, entretanto, exceções, como por exemplo a atividade de térmitas, que podem mover 
seletivamente apenas as partículas mais finas, podendo deixar uma linha de pedras no solo com os 
materiais mais grosseiros deixados em profundidade. A pedoturbação pode ser devido a organismos 
(bioturbação) ou devido a ação da água (hidroturbação). 
 A bioturbação é realizada por animais, como pequenos mamíferos (tatus, roedores, etc), formigas, 
térmitas e minhocas, que podem transportar material do subsolo para a superfície, bem como material da 
superfície (principalmente material orgânico) para o subsolo. Estima-se que a ação de formigas, minhocas 
e roedores possa misturar completamente a porção superior de um solo em poucas centenas de anos. A 
ação de térmitas sob os solos da região tropical também é considerada como muito importante devido ao 
grande volume de seus termiteiros, podendo desempenhar um papel decisivo no processo de latolização. 
Um tipo de bioturbação que tem que ser considerado atualmente é antropedoturbação, causada por técnicas 
de cultivo como a aração e a gradagem do solo, cujo produto é designado como horizonte Ap. 
 A hidroturbação mais importante é aquela que ocorre com a alternância de umedecimento e 
secamento em solos argilosos esmectíticos, também chamada de argiloturbação, que cria expressivas 
contrações e expansões no solo. Nos períodos secos com a contração abrem-se grandes fendas, profundas e 
com alguns centímetros de largura, por onde pode até mesmo cair material solto da superfície, chegando a 
gerar um rebaixamento da superfície. Nos períodos úmidos as argilas expandem, produzindo pequenas 
elevações e depressões na superfície (micro-relevo chamado de gilgai), bem como uma pressão de 
expansão que provoca o deslizamento diferencial entre porções da massa do solo, produzindo superfícies 
alisadas denominadas de slickensides. Esse processo é típico de vertissolos, que podem ser encontrados na 
região da Campanha do estado do Rio Grande do Sul. A crioturbação, mistura do solo realizada por ciclos 
de congelamento e descongelamento, é outro tipo de hidroturbação que pode ser importante em áreas de 
clima frio. 
 
 
 
6.4 PODZOLIZAÇÃO 
 
 Podzolização é um processo de eluviação-iluviação no qual são transferidos e acumulados em 
profundidade compostos orgânicos, acompanhados ou não por Al e Fe. O processo, aparentemente, é 
favorecido por uma adição de matéria orgânica sobre a superfície do solo formando uma liteira (processo 
de littering, Tabela 6.1) (Figura 6.2) e um ambiente ácido, no qual a decomposição da matéria orgânica, 
realizada predominantemente por fungos, produz ácidos fúlvicos móveis, que formam complexos organo-
metálicos com Al e Fe. Certos tipos de vegetação, como de coníferas, capazes de produzir compostos 
orgânicos quelantes, e solos de textura mais arenosa, como pouca argila para imobilizar os complexos, 
favorecem esse processo, também chamado de queluviação (eluviação de quelatos). 
 55 
 Os compostos, de cristalinidade muito baixa, acumulam-se no subsolo, formando horizontes Bh, Bs 
ou Bhs, característicos de um horizonte diagnóstico espódico, deixando um horizonte eluvial (E) álbico 
(Figura 6.2). O solo formado por esse processo é denominado Podzol. O exemplo clássico de Podzol é de 
um solo bem drenado, porém, podem ser formados solos por esse processo em ambientes mal drenados, 
apresentando nesse caso horizontes Bh mais espessos e freqüentemente com ausência dos horizontes Bhs e 
Bs em função da maior lixiviação do Fe nesse ambiente. 
 
 
 
 
Vegetação - coníferas e outras - adaptadas à condição ácida 
 
 
Liteira 
Horizonte álbico desenvolvido pela intensa queluviação de Fe e Al 
Compostos orgânicos concentrados no topo do horizonte espódico 
 
Figura 6.2. Perfil típico de um podzol bem drenado (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
 
6.5. GLEIZAÇÃO (HIDROMORFISMO) - PALUDIZAÇÃO 
 
 Na gleização ou hidromorfismo as condições de saturação de água e deficiência de oxigênio 
produzem um ambiente que favorece as reaçõesde redução. Na lugar do oxigênio, para decompor a 
matéria orgânica, microorganismos anaeróbicos utilizam outros elementos como receptores de elétrons 
(reação 6.1), na ordem (segundo um gradiente redox): NO3-, Mn(IV), Mn(III), Fe(III) e S(VI) (Figura 6.3). 
Como a concentração de Fe excede em muito a concentração de Mn, N e S nos solos, o Fe (III) se torna o 
principal oxidante para a matéria orgânica nos solos saturados com água. Na forma reduzida (Fe+2) o ferro 
se torna móvel, podendo migrar. Dessa forma, a perda dos óxidos de ferro, principais pigmentos dos solos, 
causa um descoramento do mesmo, tornando-o acinzentado (baixo croma), cor do quartzo e dos 
argilominerais, característica do processo de gleização e indicativa das condições de hidromorfismo. Em 
locais mais oxigenados ou pela entrada de ar (raízes, poros, interior de agregados, zona de oscilação do 
lençol freático), Fe e Mn são novamente oxidados, formando mosqueados, nódulos ou concreções, que 
apresentam alto croma, contrastando com as cores acinzentadas. As concreções e nódulos são formadas em 
horizontes de alta condutividade hídrica (difusão muito rápida, concentrando os óxidos) ao passo que em 
horizontes com baixa condutividade hídrica originam-se mosqueados (difusão mais lenta, maior dispersão 
dos óxidos). 
 
 
 +4e- 
2Fe2O3 (s) + CH2O(s) + 7CO2 (g) + 7H2O(l)  4Fe (II) + 8HCO3-(aq) (6.1) 
 -4e- 
 
 
 Em uma condição de saturação de água mais constante os íons Fe2+ e Mn+2 tendem a migrar, segundo 
um gradiente de oxidação, para a porção superior do solo, menos saturada. Nas proximidades ou nos 
próprios macroporos mais ricos em oxigênio precipitam como óxidos, formando, assim, mosqueados 
 56 
preferencialmente na superfície dos agregados. Por outro lado, quando a saturação ocorre mais 
esporadicamente, por exemplo, por excesso de chuvas, o Mn e o Fe solubilizados dos óxidos difundem 
para o interior dos agregados, que possuindo ainda oxigênio aprisionado podem precipitar os óxidos, além 
disso, quando do secamento, o oxigênio passa dos macroporos para dentro dos agregados úmidos, 
reforçando a condição de precipitação de Mn e Fe no interior dos agregados. Portanto, a distribuição dos 
mosqueados mais no interior ou no exterior dos agregados nos informa se a saturação do solo é mais 
permanente ou temporária, assim como a ocorrência dos óxidos na forma de nódulos e/ou concreções ou de 
mosqueados nos informa sobre a condutividade hídrica. 
 
 
20
10
0
-10
-20
pe
0 1210 8 6 4 2 
pH
M
n
O
O
H
HS -
SO 2-
4
M
n
(O
H
)
2
F
e
 O3
4
CH O2(mat. org.)
CO
2 (1 bar)
H
2
(1 bar)
H O2
H S2
F
e 2
+
F
e 2
+
SO
4
2-
M
n
 O
4
3
 NO
2
3
NO -
H O2
O
2 (0,2 bar)
M
nO
2
M
n 2+
M
n 2
+
M
n
2
+
M
n 2
+
F
e
 O
3
2
 
 
F
e
3
+
F
e
 O
3
2
 
 
 
Figura 6.3. Diagrama de estabilidade para óxidos de Mn e Fe (III) (Bouma, 1983). 
 
 
 Apesar da gleização ser um processo que diz respeito a solos minerais ou a parte mineral do solo, 
existe nos solos hidromórficos uma relação muito clara entre o grau de hidromorfismo e o teor de matéria 
orgânica do solo. Quanto maior a condição de saturação de água, mais restrita a circulação de oxigênio, e 
portanto, mais lenta a oxidação do material orgânico, uma vez que os microorganismos anaeróbicos não 
são tão eficientes quanto os aeróbicos na decomposição da matéria orgânica. Dessa forma, quanto mais 
permanente for a saturação com água no ambiente maior tende a ser a quantidade de matéria orgânica do 
solo e maior a espessura desse horizonte. Em condições mais extremas de saturação, como em pântanos e 
banhados, as plantas adaptadas ao excesso de água morrem acumulando no fundo camadas de material 
orgânico, que em teor e espessura suficiente formam solos orgânicos (processo de Paludização). A 
distinção desse processo é feita na classificação dos solos Glei, variando desde o Glei Pouco Húmico, 
passando pelo Glei Húmico, Glei Húmico com A turfoso, até chegar ao Solo Orgânico (Figura 6.4). 
 
 57 
 
 
Figura 6.4. Seqüência de solos hidromórficos com aumento de umidade. 
 
 
 O processo de gleização do solo pode ser entendido através de um modelo que relacione tanto a 
posição no relevo como a variação sazonal do nível freático da água (Figura 6.5). A esse se deve superpor 
uma situação de ocorrência do processo de gleização em função da presença de um horizonte ou camada de 
baixa permeabilidade no perfil do solo, como por exemplo no topo de horizontes B muito argilosos e pouco 
estruturados. 
 
Figura 6.5. Modelo de gleização com base no nível freático da água (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 Solos formados por gleização com saturação de água mais constante são o Glei Pouco Húmico, Glei 
Húmico e Glei Tiomórfico. Em condições de saturação mais temporária formam Hidromórfico Cinzento, 
Planossolo e Plintossolo. 
 
 
6.6. CALCIFICAÇÃO 
 
 É um processo que consiste na formação e na acumulação de carbonato de Ca no solo, tanto 
finamente disseminados na massa do solo como na forma de concreções e crostas, formando horizontes Bk 
ou Ck, correspondentes aos horizontes diagnósticos cálcico ou petrocálcico. Esse processo normalmente 
ocorre em solos de boa drenagem natural em regiões subúmidas a áridas, desenvolvidos sobre materiais de 
origem ricos em Ca (calcários, mármores ou outros). O Ca, geralmente fornecido pelo intemperismo dos 
carbonatos primários (calcita ou dolomita), também pode ter por origem silicatos ricos em Ca ou 
carbonatos adicionados eolicamente. 
 A precipitação de carbonato de Ca é favorecida por concentrações altas de Ca2+ e por quantidades 
decrescentes de água e de CO2, ou seja, por condições em que a evapotranspiração seja superior à 
 58 
precipitação. Com o aumento da precipitação a tendência é da acumulação do CaCO3 em horizontes mais 
profundos (Figura 6.6), chegando à lixiviação completa em climas úmidos. Nas regiões de pradarias esses 
solos costumam apresentar horizontes A, e algumas vezes o topo do B, com cores muito escuras e alta 
saturação de bases (solos chernozêmicos). A formação de humatos de Ca (ácidos húmicos saturados com 
Ca) aparentemente desacelera a taxa de decomposição da matéria orgânica, tornando o teor de matéria 
orgânica desses solos relativamente alto; além disso, as moléculas são maiores e menos móveis do que as 
do tipo ácido fúlvico, prevalecentes nos solos podzólicos, colaborando para a sua acumulação. 
 
 Aridisolos Ustolls Udolls 
 
 Brunos Chestnut Chernozem Prairie ou Brunizém 
 
Figura 6.6. Seqüência de precipitação de solos afetados por calcificação (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
6.7. SALINIZAÇÃO - SOLONIZAÇÃO - SOLODIZAÇÃO 
 
 Salinização, solonização e solodização tem sido classicamente considerados como processos 
sucessivos na formação de solos salino-alcalinos. A salinização se caracteriza pela acumulação de sais 
solúveis no perfil ou na superfície do solo, o que pode ocorrer naturalmente em áreas de clima árido ou em 
áreas litorâneas, sob a influência do mar. As acumulações de sais ocorrem em áreas baixas por 
transferência lateral, acumulando subsuperficialmente; com a forte evapotranspiração os sais ascendem 
com a água capilar, precipitandonas porções superiores do perfil ou na superfície do solo, formando 
crostas salinas (Figura 6.7). Os sais são principalmente cloretos, sulfatos e carbonatos de Na, Mg e Ca. A 
presença de elevados teores de sais solúveis (>2% e alta CE) caracteriza um horizonte sálico, constituindo 
solos da classe Solonchak. Salinizacão das partes superiores do perfil de solo também pode ser produzida 
artificialmente por irrigação em regiões áridas ou semi-áridas (como no nordeste brasileiro), conduzida 
com água salobra e/ou carreando sais que estavam acumulados em profundidade. 
 
 
 
 
Figura 6.7. Salinização em uma região árida (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
 59 
 Solonização é o processo pelo qual os sais solúveis acumulados pela salinização são lixiviados, 
deixando o complexo de troca saturado com Na. Com isso, o pH do solo pode tornar-se muito elevado e 
dispersar e eluviar as argilas, formando um horizonte nátrico (Btn), situação que caracteriza um solo da 
classe Solonetz (Figura 6.8). Horizontes nátricos também podem ser formados por outros processos que 
não a lixiviação de um Solonchak, por exemplo, pela intemperização de materiais de origem ricos em Na 
(albita), ou em certos casos de sulfurização (seção 6.8), no estágio de pós-sulfurização, pela liberação de 
Na a partir da natrojarosita. 
 Solodização é o processo subsequente à solonização, em que a continuação da lixiviação dessatura 
de Na as porções superiores do perfil, tornando-a mais ácida, levando ao desenvolvimento de um horizonte 
E e ao posicionamento do horizonte iluvial (com acúmulo de argila e matéria orgânica) a uma maior 
profundidade (Figura 6.8). 
 
 
Figura 6.8. Seqüência clássica de salinização - solonização - solodização (Fanning & Fanning, 1989). 
 
6.8. SULFIDIZAÇÃO - SULFURIZAÇÃO 
 
 Sulfidização é o processo pelo qual sulfetos são formados em solos e sedimentos costeiros, em 
função da influência da água do mar, bem mais rica em enxofre (~900 µg/ml) do que a água doce, que 
entra em contato com solos de mangue e com os sedimentos submersos pela ação das ondas e das marés 
(Figura 6.9). Bactérias, como o Desulfovibrio desulfuricans, que vivem nesse ambiente anaeróbico 
(saturado com água), reduzem o S do sulfato para sulfeto, utilizando-o como receptor de elétrons durante a 
oxidação da matéria orgânica (da qual retiram sua energia). O Fe reduzido presente nesse ambiente 
combina com o S precipitando como sulfeto ferroso (pirita) (reação 6.2) 
 
 
Figura 6.9. Diagrama ilustrando o processo de sulfidização (extraído de Fanning & Fanning, 1989). 
 60 
 
 
 
 +2e- 
 -32e- 
Fe2O3 (s) + 4SO42-(aq) + 8CH2O(s) + 1/2O2 (g)  2FeS2 (s) + 8HCO3-(aq) + 7H2O(l) (6.2) 
 +2e- 
 +28e- 
 
 
 Sulfurização é o processo pelo qual materiais contendo sulfetos são oxidados formando ácido 
sulfúrico (reação , minerais são intemperizados pelo ácido sulfúrico produzido e novas fases minerais são 
formadas pelos produtos da dissolução. 
FeS2 (s) + 15/4O2 (aq) + 7/2H2O(l)  Fe(OH)3 (s) + 2H2SO4 (aq) (6.3) 
 pirita ácido sulfúrico 
 
 São reconhecidos três estágios de sulfurização (Fanning & Fanning, 1989): 
(1) Pré-sulfurização: estágio onde a oxidação dos materiais sulfídricos está inibida pelo ambiente 
redutor, por exemplo, em um ambiente com saturação contínua de água. O pH pode ser neutro 
ou alcalino. 
(2) Sulfurização ativa: estágio em que os materiais sulfídricos estão sofrendo oxidação, minerais 
estão sendo decompostos pelo ácido sulfúrico e novos minerais estão sendo formados pelos 
produtos da reação. Na ausência de carbonatos o pH pode ser < 3,5, com formação de jarosita 
(sulfato de Fe e K); nessa condição, a camada, com pelo menos 15 cm de espessura, é 
qualificada pelo Soil Taxonomy (EUA, 1992) como horizonte sulfúrico. 
(3) Pós-sulfurização: estágio em que os sulfetos estão completamente oxidados. O pH é normalmente 
>4; a presença de jarosita ou outros sulfatos e cores com cromas altos (óxidos de Fe) evidenciam que o 
material sofreu sulfurização. 
 
 Os solos enquadrados no estágio (1) são chamados solos sulfatados ácidos potenciais, no estágio (2) 
solos sulfatados ácidos e no estágio (3) solos sulfatados ácidos pós-ativos. Os três estágios podem suceder-
se durante um período de alguns anos após a drenagem de pântanos costeiros (mangues) portadores de material 
sulfídrico, ou podem estar todos presentes em uma única coluna geológica que apresenta rochas contendo 
sulfetos, constituindo um intemperismo geológico (pré-pedológico). 
 Na mineração de depósitos que contém sulfetos (minérios de Pb, Zn e Cu) ou de carvão (que contém 
pirita nele ou em rochas associadas) a oxidação dos sulfetos pode desenvolver-se tanto nos solos 
construídos e nas pilhas de rejeitos, bem como nas cavas abertas para extração e no processo de 
beneficiamento do minério, gerando a liberação de acidez para as águas de drenagem, processo conhecido 
como drenagem ácida de minas (acid mine drainage). 
 
 
6.9. EROSÃO - ALUVIAÇÃO (CUMULAÇÃO) 
 
 As taxas de erosão natural, também chamada erosão geológica, são estimadas entre 0,4 e 0,7 t ha-1 
ano-1. A erosão causada pela atividade humana é chamada de erosão acelerada. Uma estimativa através da 
quantidade de material acumulado por aluviação em bacias cultivadas em Maryland (EUA), com 
declividade de 0 a 25%, apontou para os últimos 300 anos uma erosão de 5 t ha-1 ano-1. Essas taxas 
contrastam com a média de 27 t ha-1 ano-1 estimada para as terras cultivadas no ano de 1977 nos EUA 
(Fanning & Fanning, 1989). Na área tropical as taxas de erosão acelerada registradas são alarmantes, 
 61 
atingindo mais de 100 t ha-1 ano-1, o exemplo mais notável ocorreu no Haiti, onde grande parte da área 
desse país foi atingida pela erosão ao ponto de não haver mais retorno para produção agrícola (El-Swaify 
& Dangler, 1981). 
 Existindo uma taxa de erosão natural, procurou-se estabelecer uma taxa de tolerância para a perda de 
solos em áreas agrícolas com base na taxa de formação do solo, a partir da qual não haveria um declínio na 
fertilidade do solo, mantendo a produtividade indefinidamente. A tolerância tem sido colocada entre 2 e 10 
t ha-1 ano-1, com base na estimativa da taxa de formação de horizonte A de solo sobre cultivo, onde é mais 
acelerada, podendo atingir até 1cm em 12 anos em solos de textura média (em solos argilosos seria bem 
menor) (Schertz, 1983). Entretanto, a taxa de formação de solo para o material de origem inconsolidado é 
estimada como de 1 t ha-1 ano-1, e muito menor para materiais consolidados, o que significaria uma 
diminuição da profundidade efetiva do solo para o desenvolvimento radicular ao longo do tempo, no caso 
de aceitar-se uma perda igual às taxas de formação do horizonte A. 
 A erosão acelerada é geralmente mais ativa nos declives convexos (Figura 6.10), podendo expor o 
topo do horizonte B nessa posição. Na descrição do perfil, esse horizonte, se arado, vai se tornar um 
horizonte Ap. No declive côncavo abaixo, o material erodido se deposita, na medida em que a água diminui 
sua velocidade, perdendo sua capacidade de transporte, formando um alúvio (1) ou aluvião (Figura 6.10). 
Em solos de regiões de clima árido,em função da pequena cobertura por vegetação, a erosão eólica pode 
deixar a superfície do solo coberta por pedras e cascalhos (pavimento do deserto), carregando os materiais 
mais finos para longe. 
 
 
 
Figura 6.10. Erosão em um declive convexo e deposição em um declive 
côncavo adjacente (extraído de Fanning & Fanning, 1989). 
 
(1) alúvio - depósito de materiais devido à ação da água. 
 colúvio - depósito de materiais na base das encostas ou escarpas por efeito da gravidade. 
 
 Tanto a erosão como a aluviação tendem a modificar profundamente o solo existente, formando 
novos solos (entissolos na classificação americana - Soil Taxonomy). No primeiro caso, a erosão tende a 
“decapitar” o horizonte A, enquanto que a aluviação tende a espessar esse horizonte. Em áreas 
freqüentemente sujeitas ao processo de aluviação, como nas planícies de inundação dos rios, o solo tende a 
ser enterrado, faltando assim o tempo necessário para decompor a matéria orgânica, fazendo com que o 
perfil do solo mostre uma distribuição irregular da matéria orgânica com a profundidade. Essa 
característica é usada como critério diagnóstico para o reconhecimento da classe de solos aluviais, 
influenciados fortemente pelo processo de aluviação (ou cumulação); adicionalmente, esses solos tendem a 
mostrar horizontes C altamente estratificados. Na planície de inundação fluvial solos mais arenosos e mais 
bem drenados costumam ocorrer próximos aos canais dos rios (depósitos de diques marginais), ao passo 
que nas áreas um pouco mais afastadas ocorrem solos mais mal drenados e mais argilosos (depósitos de 
planície de inundação - carga fina suspensa) (Figura 6.11). 
 
 62 
 
Figura 6.11. Elementos da paisagem de uma planície de inundação (adaptado de Christofoletti, 1980). 
 
 
 Outros tipos de adições às superfícies dos solos são importantes na pedogênese. É o caso do loess, 
sedimento síltico de deposição eólica que ocorre em áreas periglaciais nas regiões temperadas (ver Figura 
5.3, seção 5.5). Outro tipo de deposição eólica, com transporte a longas distâncias, é observado, por 
exemplo, nos solos do Havaí, onde foram encontrados quartzo e mica nos horizontes superficiais, com a 
datação das micas apontando 200 milhões de anos, contrastando com a composição dos basaltos desse 
arquipélago de origem vulcânica (não portadores desses minerais), cujas rochas mais antigas possuem ao 
redor de 3,5 milhões de anos (Fanning & Fanning, 1989). As grandes distâncias que essas poeiras podem 
alcançar podem ser exemplificadas pelos milhares de quilômetros afetados pela radiação em função do 
acidente nuclear de Chernobil ou mesmo de testes nucleares realizados em décadas passadas. 
 Adições aos solos pelo homem ocorreram no passado de modo significativo em alguns locais, como 
por exemplo, nas terras pretas de índio e nos sambaquis, que constituem importantes sítios arqueológicos 
no Brasil. Nos EUA, a lixiviação do Ca presente nas conchas de moluscos chegou a converter solos que 
originalmente apresentavam baixo teor de bases (ultissolos) em solos com alto teor em bases (alfissolos ou 
mollisolos). Na Europa, o uso por séculos do solo com adição de matéria orgânica acabou por formar 
horizontes superficiais espessos, com alto conteúdo de carbono orgânico, que chegam a formar ressaltos na 
paisagem. Esse tipo de horizonte superficial é distinguido como horizonte A antrópico, formado ou 
modificado pelo uso contínuo do solo como lugar de cultivo ou de residência por períodos prolongados 
(antigos “lixões”). 
 
 Atualmente muitos outros materiais vem sendo adicionados aos solos pelo homem: fertilizantes, 
pesticidas, água de irrigação e resíduos diversos, os últimos podendo conter níveis de metais pesados e 
compostos orgânicos tóxicos. Outras substâncias provenientes da atividade humana estão sendo 
adicionadas aos solos via atmosfera (chuva ácida, queima de combustíveis fósseis, poeiras e fumaças 
industriais diversas, etc). O estudo do efeito dessas adições a longo prazo no ecossistema deve ser encarado 
como parte dos estudos de gênese do solo. 
 
 
 
LITERATURA CONSULTADA: 
 
 63 
BOUMA, J. 1983. Hydrology and soil genesis of soils with aquic moisture regimes. In: Wilding, L.P.; 
Smeck, N.E.; Hall, G.F. (Eds.). Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and Interactions. 
Amsterdam, Elsevier, p.253-281. 
BUOL, S.W.; HOLE, F.D. & McRACKEN, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Ames. The Iowa 
State Univ. Press. 
CHRISTOFOLETTI, A. 1980. Geomorfologia. 2a ed, São Paulo, Edgard Blücher, 188p. 
FANNING, D.S.; FANNING, M.C.B. 1989. Soil: morphology, genesis and classification. New York, J. 
Wiley, 395p. 
EL-SWAIFY, S.A. & DANGLER, E.W. 1981. Rainfall erosion in the tropics: a state-of-the-art. In: 
KITTRICK, J.A; FANNING, D.S.; HOSSNER, L.R. (Ed.). Soil erosion and conservation in the 
tropics. Madison, ASA. p.1-25. (ASA Spec.Plub., 43). 
SCHERTZ, D.L. 1983. The basis for soil loss tolerances. J. Soil Water Conserv., Ankeny , v.38, no.1, 
p.10-14. 
SIMONSON, F.F. 1955. Outline of a generalized theory of soil genesis. Soil Sci. Soc. Am. Proc., 
Madison, v.23, p.152-156. 
WILDING, L.P.; SMECK, N.E.; HALL, G.F. 1983. Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and 
Interactions. Amsterdam, Elsevier. 300p. 
 
 63 
CAPÍTULO 7 
CLASSIFICAÇÃO DO SOLO 
 
 
 O objetivo geral da classificação do solo, como de qualquer outra classificação, é o de organizar o 
conhecimento de seus indivíduos de tal modo que, ao reconhecer um solo como pertencente a uma 
determinada classe, suas propriedades possam ser lembradas e suas relações possam ser mais facilmente 
entendidas. 
 
7.1 PRINCÍPIOS DE CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
 
 Um indivíduo é o menor corpo natural que pode ser definido como algo completo e uma coleção de 
indivíduos forma uma população. Da mesma forma que em outras classificações, se procura dentro da 
população de solos agrupar os indivíduos similares em uma classe ou taxon de acordo com características 
selecionadas, chamadas de diferenciais, que os distinguem de indivíduos de outras classes. Dentro de cada 
classe os indivíduos estão relacionados a um indivíduo modal que melhor representa as características dessa 
classe. Como os solos fazem parte de um contínuo sobre a superfície terrestre, com os limites entre os 
diferentes solos sendo via de regra gradacionais, é muito comum a existência de indivíduos marginais em 
uma classe de solo, com muito maior semelhança com o indivíduo marginal da classe adjacente do que com 
o indivíduo modal de sua classe. 
 Realizado um primeiro agrupamento dos indivíduos, permanecendo heterogeneidades entre os 
indivíduos de uma classe, pode ser realizada uma nova subdivisão segundo uma outra categoria diferencial, 
que por sua vez, pode novamente ser subdividida. Esse agrupamento sucessivo dos indivíduos em classes em 
diferentes níveis constitui um sistema de classificação hierárquico de categorias múltiplas. As categorias 
mais altas tem poucas classes, enquanto que as mais baixas possuem muitas. Dessa forma, a homogeneidade 
das classes aumenta à medida que decresce o nível categórico. 
 
7.2 SISTEMAS DE CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
 
 Existem vários sistemas de classificação de solos em uso no mundo. Alguns baseiam-se em todas as 
propriedades dos solos, constituindo classificações naturais ou taxonômicas; outros baseiam-se em 
características selecionadas para seu uso com determinados fins, constituindo classificações técnicas ou 
interpretativas. 
 Entre as classificações naturais ou taxonômicas, são de utilização mais difundida no mundo a 
classificação americana (Soil Taxonomy) e a classificação da FAO. No caso do Brasil foi elaborado um 
sistema próprio,denominado Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, que se ajusta melhor em relação a 
alguns tipos de solos que ocorrem na zona tropical. 
 Quanto às classificações técnicas, a mais difundida mundialmente é a Classificação de Capacidade de 
Uso, desenvolvido nos EUA pelo Serviço de Conservação de Solos. No Brasil, além desse sistema, utiliza-se 
o Sistema de Avaliação de Aptidão Agrícola das Terras. 
 
7.3 CLASSIFICAÇÃO BRASILEIRA DE SOLOS 
 
 
 O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos foi desenvolvido pelo Serviço Nacional de 
Levantamento e Conservação de Solos (SNLCS/EMBRAPA), atual Centro Nacional de Pesquisa de Solos 
(CNPS). Este sistema de classificação pode ser encontrado em CAMARGO et al. (1987), 
EMBRAPA/SNLCS (1988b) e Oliveira et al. (1992). 
 O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos é um sistema de classificação natural ou taxonômica, 
organizando os solos a partir de características comuns em diversos níveis hierárquicos. Sua estruturação é 
na forma de categorias múltiplas com estrutura hierárquica descendente, subdivididas em classes. Para tal, o 
sistema baseia-se em horizontes diagnósticos e atributos ou propriedades diagnósticas, que constituem as 
características diferenciais. 
 
 64 
 O 1o nível categórico leva em conta o tipo de horizonte diagnóstico subsuperficial presente ou sua 
ausência. Ex.: Podzólicos (solos com B textural, não hidromórficos e com pequeno a grande incremento de 
argila do horizonte A para o B) (Figura 7.1). 
 O 2o nível categórico considera propriedades morfológicas, químicas, físicas e mineralógicas. Ex.: 
Podzólico Bruno-Acinzentado (não hidromórfico, com parte superior do horizonte B escurecida e 
freqüentemente exibindo mudança para policromia em profundidade). 
 O 3o nível leva em consideração atributos diagnósticos. Ex. Podzólico Bruno-Acinzentado distrófico 
epieutrófico Ta 
 O 4o nível utiliza o tipo de horizonte diagnóstico superficial. Ex.: Podzólico Bruno-Acinzentado 
Distrófico epieutrófico Ta A moderado. 
 O 5o nível refere-se ao grupamento da classe genérica de textura. Ex.: Podzólico Bruno-Acinzentado 
Distrófico epieutrófico Ta A moderado textura média/argilosa. 
 O 6o nível discrimina fases que podem ser de vegetação, relevo, pedregosidade ou rochosidade, erosão e 
substrato, individualmente ou em conjunto. Ex.: fase relevo ondulado. 
 
 
 
 
 
Figura 7.1. Representação esquemática dos diferentes níveis categóricos de um solo. 
 
 
 A seguir, é apresentada uma classe de solo, acompanhada pelo respectivo símbolo utilizado na legenda 
de identificação do solo em um mapa. Como se pode observar, as várias partes referem-se a diferentes 
informações. 
 
PBd1 - PODZÓLICO BRUNO-ACINZENTADO DISTRÓFICO epieutrófico Ta A moderado textura 
média/argilosa fase relevo ondulado. 
 
a. Símbolo: PBd1 
b. Classe de solo em nível categórico elevado: PODZÓLICO BRUNO-ACINZENTADO 
c. Saturação de bases: DISTRÓFICO epieutrófico (significa que o perfil é distrófico com a porção superior 
eutrófica) 
d. Atividade da argila: Ta (argila com alta capacidade de troca de cátions) 
e. Tipo de horizonte A: A moderado 
f. Classe de textura: média no horizonte A e argilosa no horizonte B 
g. Fase de relevo: ondulado 
 
 65 
 As fases de vegetação, relevo, pedregosidade ou rochosidade, erosão e substrato são utilizadas para se 
obter classes taxonômicas mais homogêneas, necessárias no caso de levantamentos de solos mais detalhados, 
ou para prover informações adicionais de interesse a classificações técnicas ou interpretativas. Dessa forma, 
a partir da classificação do solo, pode-se obter uma série de informações de suas características internas, bem 
como do ambiente em que ele está inserido. No presente caso, foi utilizada somente a fase de relevo, sendo 
que as informações a respeito da vegetação, pedregosidade, rochosidade, uso atual dos solos e substrato, 
entre outras, podem ser encontradas na descrição geral do perfil no relatório do levantamento pedológico. 
 As definições dos horizontes diagnósticos, das principais propriedades diagnósticas, grupamentos de 
classe de textura e fases utilizadas para a classificação dos solos são apresentadas a seguir. No final são 
incluídos itens com as definições de termos relativos à profundidade e à drenagem dos solos, utilizados nas 
descrições dos solos. 
 
 
7.3.1 CRITÉRIOS PARA DIFERENCIAÇÃO DE CLASSES DE SOLOS 
 
 
7.3.1.1 Atributos Diagnósticos 
 
a) Saturação de bases (eutrófico e distrófico): a saturação de bases refere-se à proporção percentual de 
cátions básicos trocáveis (valor S) em relação à capacidade de troca de cátions total (valor T). Distrófico 
refere-se a solos com saturação de bases (V%) inferior a 50% e eutrófico a saturação de bases superior a 
50%. O termo é aplicado à saturação de bases no horizonte B, na ausência desse à do horizonte C, e em 
certos casos à do horizonte A. 
b) Álico: refere-se à relação percentual de Al trocável em relação à soma de bases (S) igual ou superior a 
50%, calculado por (100 x Al3+)/(S + Al3+). O termo álico é aplicado à saturação de Al no horizonte B, na 
ausência desse à do horizonte C, e em certos casos à do horizonte A. 
c) Atividade da argila: consiste na capacidade de troca de cátions específica da fração argila, calculada 
descontando-se a atividade da matéria orgânica, estimada pela porcentagem de carbono orgânico 
determinada na análise química. Aplica-se a seguinte fórmula: CTC argila = {[Valor T - (%C x 4,5)] x 100} / 
(% argila). Considera-se argila de atividade alta (Ta) quando a CTC da argila for maior do que 24me/100g 
de argila e de atividade baixa (Tb) quando for menor. É considerada a atividade da argila no horizonte B, 
ou na ausência do B no horizonte C, ou em certos casos no horizonte A. 
d) Sódico: especifica saturação com Na > 20%, calculada por 100 x Na+/ T. 
e) Solódico: especifica saturação com Na entre 8 e 20%. Na distinção de solos são considerados sódicos 
solos com horizonte B solódicos seguidos de horizonte C sódico. São reconhecidos como solódicos solos 
que, na ausência de B, possuem C solódico. 
f) Salino: refere-se à presença de sais solúveis em quantidades que afetam o desenvolvimento de plantas 
não-halófitas. É indicado por condutividade elétrica  4 mmhos.cm-1 no extrato de pasta saturada (solo + 
água). Com valores muitos elevados podem ocorrer eflorescências de sais na superfície se a evaporação for 
vigorosa, devido à ascensão capilar da água no solo. 
g) Carbonático: solos que possuem equivalente de CaCO3 (ver apêndice II de Camargo et al., 1987) igual 
ou maior que 15% sem satisfazer contudo os requisitos para horizonte cálcico. Ex.: vertissolo carbonático. 
h) Com carbonato: solos com equivalente de CaCO3 entre 5 e 15%. Ex.: Bruno Não-Cálcico com 
carbonato. 
i) Mudança textural abrupta (caráter abrúptico): aumento muito acentuado do teor de argila em uma 
pequena distância ( 7,5cm). Quando o A (ou E) tiver < 20% de argila, o B deve ter pelo menos o dobro; se 
o A (ou E) tiver > 20% de argila o B deve ter 20% a mais em valor absoluto (por exemplo, 32% de argila no 
horizonte A e 52% no B). 
j) Plintita: segregações enriquecidas em ferro individualizadas como porções avermelhadas que endurecem 
irreversivelmente quando expostas a ciclos repetidos de secagem e umedecimento. As concentrações redox 
na forma de mosqueados não são consideradas plintita se não houver quantidade suficiente de Fe que permita 
 66 
o endurecimento irreversível. A plintita geralmente apresenta consistência úmida firme ou muito firme, 
podendo ser cortada com uma lâmina, e consistência seca dura. O material endurecido é chamado 
petroplintita (ironstone) e não é dispersível em água com um agentedispersante. 
m) Contato litóide: passagem do solo a material subjacente coerente e rígido, que pode ser escavado com 
uma pá. 
n) Índice ki: relação molecular SiO2/Al2O3 resultante da digestão sulfúrica (ver apêndice II de Camargo et 
al., 1987). O valor 2,0 corresponde à composição da caulinita. O valor 2,2 no horizonte B representa o limite 
superior reconhecido para os latossolos. 
o) Propriedades vérticas (slickensides, gilgai): efeitos decorrentes da presença de grande quantidade de 
argilas expansivas no solo. A grande capacidade de expandir-se quando molhado e contrair-se quando seco 
cria fendilhamentos e superfícies lisas e lustrosas com estriamento (slickensides) na massa do solo e, na 
superfície do terreno, microdepressões e microelevações (gilgai). 
p) Material orgânico: material onde o conteúdo de constituintes orgânicos impõe a preponderância de suas 
propriedades sobre os constituintes minerais. Deve satisfazer os seguintes requisitos: (a) se a fração mineral 
contém 60% ou mais de argila - 12% ou mais de carbono orgânico (em peso); (b) se a fração mineral não 
contém argila - 8% ou mais de carbono orgânico; e (c) se a fração mineral contém até 60% de argila - valores 
intermediários de carbono orgânico proporcionais ao teor de argila dados pela relação C(%)  (8 + 0,067 x 
argila%). 
q) Material mineral: material onde o conteúdo de constituintes orgânicos não impõe preponderância de 
suas propriedades sobre os constituintes minerais. Pode conter desde menos de 8% de carbono orgânico (em 
peso) nos materiais que não contém argila até 12% de carbono orgânico nos materiais com 60% ou mais de 
argila. 
r) Material sulfídrico: material orgânico ou mineral com > 0,75% de enxofre. Ocorre geralmente em 
condições encharcadas com água salobra (mangues), na forma de sulfetos (pirita). A drenagem do solo com 
esse material origina um horizonte sulfúrico, com pH < 3,5. 
s) Limite de conteúdo de ferro e subsidiariamente cor para caracterizar Podzólico Vermelho-Escuro: 
os Podzólicos Vermelho-Escuros possuem horizonte Bt mais avermelhado que os Podzólicos Vermelho-
Amarelos, com tendência à tonalidade escura, usualmente mais vermelha que 5YR e com valor < 5 e croma 
< 7. Essa cor é vinculada ao teor e a natureza dos óxidos de ferro e à quantidade de argila. A proporção de 
ferro presente em minerais secundários da fração terra fina é obtida mediante a digestão sulfúrica. Oliveira et 
al. (1992) apresentam a equação Fe2O3 > 3,75 + (0,0625 x %argila) para diferenciar os Podzólicos 
Vermelho-Escuros dos Podzólico Vermelho-Amarelos. 
 
 
7.3.1.2 Horizontes Diagnósticos 
 
 Os horizontes diagnósticos empregados na classificação de solos em uso no Brasil podem ser divididos 
em subsuperficiais, superficiais e indiferentemente de superfície ou subsuperfície (OLIVEIRA et al., 1992; 
CAMARGO et al., 1987). 
 
7.3.1.2.1 Horizontes diagnósticos subsuperficiais 
 
a) Horizonte B textural é um horizonte mineral subsuperficial formado principalmente por processo de 
eluviação-iluviação (translocação de argila das partes superiores do perfil), o que é denotado pela presença 
de cerosidade maior do que fraca e pouca e/ou pelo maior teor de argila do horizonte B em relação ao 
horizonte A, de acordo com a seguinte relação textural B/A: 
 1,5 se o teor de argila no A for >40%; 
 1,7 se o teor no A for entre 40 e 15%; 
 1,8 se o teor no A for <15%; 
 Corresponde ao horizonte genético Bt. 
 67 
b) Horizonte B latossólico é um horizonte mineral subsuperficial em estágio avançado de intemperização, 
resultado de intensa dessilicação e lixiviação de bases, mostrando concentração residual de sesquióxidos, 
argilas do tipo 1:1 e minerais resistentes ao intemperismo. Deve apresentar: (a) índice ki < 2,2, indicando 
uma fração argila constituída por caulinita e óxidos de Fe e Al; (b) CTC da fração argila < 13 me/100g 
argila; (c) < 4% de minerais intemperizáveis; (d) textura franco arenosa ou mais fina e baixos teores de silte, 
com relação silte/argila < 0,7 nos solos de textura média e < 0,6 nos solos de textura argilosa; (e) espessura > 
50cm; (f) pouca diferenciação entre os subhorizontes do B, transições difusas ou graduais; (g) estrutura forte 
muito pequena a pequena granular ou blocos subangulares fracos a no máximo moderados; (h) < 5% do 
volume mostrando estrutura da rocha original ou de fragmentos semi ou pouco intemperizados. Corresponde 
ao horizonte genético Bw. 
c) Horizonte B incipiente é um horizonte mineral subsuperficial cuja alteração física e química não é muito 
avançada. Geralmente apresenta minerais primários facilmente intemperizáveis, argila de atividade mais 
elevada ( do que 13mEq/100g de argila) e teores mais elevados de silte, indicando um relativo baixo grau 
de intemperização. Corresponde ao horizonte genético Bi. 
d) Horizonte B nátrico possui as mesmas características de um horizonte B textural, distinguindo-se deste 
pela presença de uma estrutura colunar ou prismática (raramente em blocos) e caráter sódico. Pode ter 
saturação com Na entre 8 e 20% se o horizonte seguinte possuir caráter sódico. É indicado como horizonte 
genético Bn, formado no processo de salinização, caracterizado pelo acúmulo de sais no perfil ou na 
superfície do solo, ocorrendo em áreas de clima árido ou sob influência do mar. 
e) Horizonte B espódico é um horizonte mineral que apresenta acumulação iluvial de matéria orgânica, 
acompanhada em maior ou menor grau por compostos amorfos de Al e/ou Fe (complexos organo-metálicos - 
quelatos). Forma-se no processo de podzolização, favorecido em solos arenosos com pH muito ácido, 
correspondendo aos horizontes genéticos Bh, Bs ou Bhs. 
f) Horizonte plíntico caracteriza-se pela presença de 15% ou mais de plintita em uma espessura mínima de 
15cm. É designado pelo sufixo f, comumente Bf e Cf. 
g) Horizonte cálcico e petrocálcico mostram acumulação secundária de carbonato de Ca (e Mg). Deve 
possuir no mínimo 15cm de espessura, conter 15% ou mais de CaCO3 equivalente e exceder em no mínimo 
5% o contido no horizonte C ou no material de origem. Se o horizonte cálcico tornar-se irreversivelmente 
maciço e duro, com seus fragmentos não mais se desmanchando quando imersos em água, passa a chamar-se 
de petrocálcico. 
h) Fragipan é um horizonte de textura média, com baixo conteúdo de matéria orgânica, que quando seco é 
muito duro a extremamente duro e com aparência de cimentado, virtualmente não perfurável com o trado. 
Entretanto, quando úmido diminui a rigidez, rompendo-se subitamente sob pressão 
i) Duripan apresenta grau variável de cimentação por sílica, podendo conter ainda óxido de Fe e carbonato 
de Ca, de tal forma que mesmo quando úmidos apresentam consistência firme ou extremamente firme, sendo 
sempre quebradiços. 
 
7.3.1.2.2. Horizontes diagnósticos indiferentemente superficiais ou subsuperficiais 
 
a) Horizonte turfoso é um horizonte escuro, essencialmente orgânico, formado por acumulações de resíduos 
vegetais sob condições de excesso d’água permanente ou temporário. Deve cumprir os seguintes requisitos 
referentes ao teor de carbono orgânico: 
(a) 12% ou mais se a fração mineral contiver 60% ou mais de argila; 
(b) 8% ou mais se a fração mineral não contiver argila; 
(c) C (%)  8 + 0,067 x argila (%) para a fração mineral entre 0 e 60% de argila. É característico de Solos 
Orgânicos, podendo ocorrer como horizonte superficial de solos minerais em condições de hidromorfismo. 
b) Horizonte glei: possui cores neutras ou quase neutras (croma 2), cinzento-oliváceas, esverdeadas ou 
azuladas, expressivas de intensa redução do ferro, decorrente da saturação com água no perfil. Recebe a 
notação g, comumente Bg e Cg. 
 68 
c) Horizonte álbico caracteriza-se por coresclaras, descoradas, resultantes da intensa remoção de argila, 
matéria orgânica e óxidos de ferro (eluviação). Comumente apresenta-se entre o horizonte A e um B textural, 
nátrico ou espódico, correspondendo ao horizonte E (eluvial). 
d) Horizonte sulfúrico é um horizonte mineral ou orgânico com pH < 3,5 e mosqueado amarelo no matiz 
2,5Y ou mais amarelo (presença de jarosita, sulfato de Fe). Ocorre quando o material sulfídrico, acumulado 
em condições encharcadas, é drenado, resultando na oxidação de sulfetos (em geral pirita) com formação de 
ácido sulfúrico. 
e) Horizonte sálico apresenta enriquecimento secundário de no mínimo 2% de sais, com pelo menos 15cm 
de espessura e solubilidade em água fria superior à do sulfato de Ca (gesso). Para ser sálico o horizonte deve 
ter o produto da percentagem de sal pela espessura em centímetros > 60. Por exemplo, com 2%, deve ter 
30cm de espessura. A porcentagem de sal é calculada a partir da condutividade elétrica e da porcentagem de 
água no extrato de saturação. 
 
7.3.1.2.3 Horizontes diagnósticos superficiais 
 
a) Horizonte A chernozêmico é um horizonte mineral superficial que possui cores escuras, com valor e 
croma <3,5 quando úmido e valor <5,5 quando seco, estrutura nem maciça nem dura, teores de C orgânico 
superiores a 0,6%, saturação por bases (valor V%) maior que 50% e espessura maior que 18cm. 
b) Horizonte A proeminente é um horizonte mineral superficial que satisfaz todas os requisitos para 
caracterizar um horizonte A chernozêmico, porém, com saturação de bases inferior a 50%. 
c) Horizonte A turfoso possui as mesmas definições de horizonte turfoso. Quando constituir horizonte 
superficial de solos minerais sua espessura deve ser maior que 20 e menor que 40cm. 
d) Horizonte A húmico: é um horizonte que apresenta maior desenvolvimento, expresso por maior 
espessura e/ou maior conteúdo de Carbono Orgânico (>1%), desde que não satisfaça os requisitos de 
horizonte turfoso. No caso de Latossolos e Areias Quartzosas deve possuir espessura mínima de 80cm. 
e) Horizonte A moderado é aquele horizonte que não satisfaz os requisitos de cor, ou estrutura, ou 
espessura para caracterizar um A chernozêmico. 
f) Horizonte A fraco apresenta cores muito claras, se diferenciando do horizonte A moderado por apresentar 
teores de Carbono Orgânico inferiores a 0,6%. 
g) Horizonte A antrópico é um horizonte superficial escuro e espesso formado ou modificado pelo uso 
contínuo e prolongado do solo pelo homem, com adições de material orgânico, misturado ou não a materiais 
minerais. Tende a apresentar elevados teores de P e Ca. Como exemplo no Brasil ocorrem as chamadas 
Terras Pretas de Índio, em sítios arqueológicos, normalmente com alto conteúdo de fósforo e restos de 
cerâmica indígena. 
 
 
7.3.1.3 Natureza intermediária (intergrade) ou extraordinária (extragrade) 
 
 A natureza intermediária é expressa pela designação qualitativa das classes de solo com a qual o solo é 
intermediário: 
a) Litólico: intermediário com Solos Litólicos. 
b) Câmbico: intermediário com Cambissolos. Ex.: Podzólico Vermelho-Amarelo câmbico. 
c) Latossólico: intermediário com Latossolos. Ex.: Podzólico Amarelo latossólico. 
d) Podzólico: intermediário com Podzólicos. Ex.: Latossolo Amarelo podzólico. 
e) Plíntico: intermediário com Plintossolos. Ex.: Planossolo plíntico. 
f) Vértico: intermediário com Vertissolos. Ex.: Brunizém vértico. 
g) Planossólico: intermediário com Planossolos. Ex.: Podzólico Bruno-Acinzentado planossólico. 
h) Solódico: intermediário com Solonetz-Solodizado. Ex.: Planossolo solódico. 
i) Glêico: intermediário com Solos Glei. Ex.: Planossolo glêico. 
 
 69 
 Alguns termos podem ser usados para salientar características extraordinárias da classe: 
a) Raso: para distinguir variedades menos espessas de solos cujos exemplares típicos possuem menos de dois 
metros de espessura. Deve possuir solum inferior a 50 cm. Ex.: Brunizém raso. 
b) Pouco profundo: variedades menos espessas (solum inferior a dois metros) que seus congêneres 
tipicamente muito profundos (solum superior a dois metros). Ex.: Latossolo Vermelho-Amarelo pouco 
profundo. 
 
 
7.3.1.4. Grupamento de Classes de Textura 
 
 Esse grupamento considera a classificação americana de classes primárias de textura ou triângulo 
americano (Figura 7.2), em nível mais generalizado, compondo as seguintes denominações: 
a) Textura arenosa: compreende as classes texturais areia e areia franca. 
b) Textura média: compreende as frações com <35% de argila e >15% de areia, excluídas as classes areia e 
areia franca. 
c) Textura argilosa: compreende as classes texturais que apresentam entre 35 e 60% de argila. 
d) Textura muito argilosa: compreende classe textural com >60% de argila. 
e) Textura siltosa: compreende composições com <35% de argila e <15% de areia. 
 
 
 
 
Figura 7.2 - Classes texturais para classificação granulométrica dos horizontes de perfis de solos. 
 
 
 Em solos com significante proporção de fragmentos grosseiros (>2mm), são designadas, 
adicionalmente à classe de textura, as seguintes denominações: 
 (a) com cascalho, com 8 a 15% de partículas grosseiras; 
 b) cascalhenta, com 15 a 50% de partículas grosseiras; 
 (c) muito cascalhenta, com > 50% de partículas grosseiras. 
 A aplicação do termo correspondente à textura refere-se ao horizonte B, ou ao C na ausência de B, ou 
ao horizonte A em casos específicos. 
 
 
7.3.1.5 Fases 
 
 As fases são estabelecidas para divisão das classes segundo critérios referentes às condições das terras 
(externas ao solo em si) que interferem, direta ou indiretamente, no comportamento e qualidade dos solos. 
 
 70 
 
7.3.1.5.1 Fases de relevo 
 
 Qualificam condições de declividade, comprimento das encostas e configuração superficial dos 
terrenos. Utiliza-se as seguintes classes de relevo: 
a) Plano: superfícies de topografia esbatida ou horizontal, com desnivelamentos muito pequenos e 
declividades variáveis entre 0 e 3%. 
b) Suave ondulado: superfície de topografia pouco movimentada, constituída por elevações com altitudes 
relativas até 50m, apresentando declividades suaves, variáveis entre 3 e 8%. 
c) Ondulado: superfície de topografia pouco movimentada, constituída por declives moderados, variáveis 
principalmente entre 8 e 20%. 
d) Forte ondulado: superfície de topografia movimentada, com declives fortes, variáveis entre 20 e 45%. 
e) Montanhoso: superfície de topografia muito acidentada, com alinhamentos e maciços rochosos, com 
grandes desnivelamentos e declives fortes a muito fortes, variando entre 45 e 75%. 
f) Escarpado: áreas com predomínio de formas abruptas, com superfícies muito íngremes do tipo aparados, 
itaimbés, frente de cuestas e vertentes de declives muito fortes, normalmente maiores que 75%. 
 
7.3.5.2. Fases de condições edáficas indicadas pela vegetação primária 
 
 Devido a insuficiência de dados de clima do solo, principalmente hídricos, fases de vegetação primária 
são utilizadas para permitir inferências sobre, por exemplo, variações estacionais de condições de umidade 
do solo. O SNLCS/EMBRAPA propôs a nível de Brasil uma série de fases de vegetação primária, para 
serem usadas em levantamentos pedológicos de escalas média e pequenas, que constam no Apêndice I de 
Camargo et al. (1987). Ex.: Floresta subtropical subperinifólia, que corresponde ao regime de umidade do 
solo údico e de temperatura do solo térmico do Soil Taxonomy. 
 
7.3.5.3 - Fases de pedregosidade 
 
 Diferencia áreas com significativa fração de calhaus (2-20cm) e matacões (20-100cm) em superfície 
e/ou subsuperfície. Esta distinção baseia-se tanto na quantidade como a posição relativa no perfil, atéuma 
profundidade de 150cm ou até o contato lítico ou litóide, quando este ocorre em profundidades menores que 
150cm. 
a) Fase pedregosa (fase pedregosa I): o solo contém calhaus e/ou matacões ao longo de todo o perfil ou 
no(s) horizonte(s) superior(es) e até a profundidade maior que 40cm. 
b) Fase epipedregosa (fase pedregosa II): o solo contém calhaus e/ou matacões na parte superficial e/ou 
dentro do solo, até a profundidade máxima de 40cm. 
c) Fase endopedregosa (fase pedregosa III): o solo contém calhaus e/ou matacões a partir de profundidades 
maiores que 40cm. 
 
7.3.5.4. Fases de rochosidade 
 
 Refere-se a exposição do substrato rochoso na superfície, lajes ou matacões, ou matacões na massa do 
solo, em solos que apresentem as classes de rochosidade rochosa, muito rochosa e extremamente rochosa. 
 
7.3.5.5. Fase erodida 
 
 Identificada em solos que apresentem classes de erosão muito forte e extremamente forte. 
 
7.3.5.6 Fases de Substrato 
 
 Visa discriminação dentre os solos de cada classe em razão de herança concernente a constituição e 
propriedades do material de origem do solo. Usada para Solos Litólicos e Cambissolos. 
 
 
 
 71 
 
7.3.2 TERMINOLOGIA UTILIZADA NAS DESCRIÇÕES DOS SOLOS 
 
 
7.3.2.1 Profundidade dos solos 
 
 As classes de profundidade designam condições de solos nos quais um contato lítico ou litóide ocorra 
conforme os seguintes limites: 
 Raso -  50cm de profundidade. 
 Pouco profundo - entre 50 e 100cm de profundidade. 
 Profundo - entre 100 e 200cm de profundidade. 
 Muito profundo - mais de 200cm de profundidade. 
 
 
7.3.2.2 Drenagem dos solos 
 
 Refere-se à quantidade e rapidez com que a água escoa por infiltração e escorrimento superficial. As 
classes de drenagem são as seguintes: 
- Excessivamente drenado - a água é removida do solo muito rapidamente. 
- Fortemente drenado - a água é removida do solo rapidamente (solos de textura média a arenosa). 
- Acentuadamente drenado - a água é removida do solo rapidamente (solos de textura argilosa a média). 
- Bem drenado - a água é removida do solo com facilidade, porém, não rapidamente. 
- Moderadamente drenado - a água é removida do solo um tanto lentamente, de modo que o perfil 
permanece molhado por uma pequena, porém significativa parte do tempo. 
- Imperfeitamente drenado - a água é removida do solo lentamente, de tal modo que o perfil permanece 
molhado por período significativo, mas não durante a maior parte do ano. 
- Mal drenado - a água é removida do solo tão lentamente que este permanece molhado por uma grande 
parte do ano. O lençol freático está à superfície ou próximo dessa durante uma considerável parte do ano. 
- Muito mal drenado - a água é removida do solo tão lentamente que o lençol freático permanece à 
superfície ou próximo dela durante a maior parte do ano. 
 
 
7.3.2.3 Tipos de Terrenos 
 
 Em uma determinada área, além de solos e corpos de água permanentes, podem ser encontrados na 
superfície materiais que não apresentam desenvolvimento pedogenético ou capacidade de suportar plantas 
superiores, como afloramentos de rocha, glaciais, dunas ou outros depósitos de sedimentos, por exemplo 
sedimentos em águas profundas que não permitem o enraizamento das plantas (ver seção 1.2). Essas áreas de 
“não-solos” são mapeadas de acordo com o Centro Nacional de Pesquisa de Solos como tipos de terrenos, os 
quais devem ser identificados. 
 
 
 
 72 
 
7.3.3 CLASSES DE SOLOS 
 
 
 O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos foi desenvolvido a partir do sistema antigo de 
classificação de solos americano de 1938 (modificado em 1949) (ver Tabela 7.2), anterior ao Soil 
Taxonomy, que começou a ser usado a partir de 1965. Por essa razão, o Sistema Brasileiro herdou os nomes 
de muitas classes de solo em alto nível categórico daquele sistema, por exemplo, podzólico vermelho-
amarelo, planossolo, glei húmico, solo aluvial, podzol, etc. 
 O programa de levantamento de solos no Brasil iniciado na década de 50 começou classificando os 
solos através do sistema antigo de classificação americano. No decurso dos levantamentos de solos, 
importantes classes de solos, que não constavam naquela classificação, tiveram que ser estabelecidas, como a 
dos latossolos. Isso levou ao desenvolvimento de um sistema próprio de classificação. Com o advento do 
Soil Taxonomy nos EUA, e posteriormente da FAO, foram incorporadas novas classes e conceituações em 
nível de horizontes e propriedades diagnósticas, mantendo porém a estrutura antiga. Dessa maneira, o 
sistema brasileiro de classificação, exibe uma mistura de nomes antigos com conceituações novas. 
 Não existe ainda um documento formal completo sobre o Sistema Brasileiro de Classificação de Solos. 
Esse ainda se encontra em um estágio de desenvolvimento, tendo sido realizadas algumas aproximações, a 1a 
(1980), a 2a (1981) e a 3a (1988). Recentemente, em 1997, foi lançada a Quarta, em estágio experimental, 
cuja circulação está restrita para teste, onde foram realizadas muitas mudanças com relação à terceira 
aproximação. Existem vários documentos produzidos pelo Serviço Nacional de Levantamento e 
Conservação de Solos (SNLCS/EMBRAPA), atual Centro Nacional de Pesquisa de Solos (CNPS), ex.: 
EMBRAPA/SNLCS (1988a e 1988b), e por pesquisadores e autores como Camargo et al. (1987), Oliveira et 
al. (1992 e Prado (1995), que apresentam a estrutura básica do sistema até a terceira aproximação. 
 O Sistema de Classificação de Solos do Brasil é um sistema aberto e tem sofrido várias modificações, 
com a introdução de novas classes e a redefinição e subdivisão de outras. Para ilustrar essa situação pode-se 
citar a classe de solos laterítico bruno avermelhado, que constam no Levantamento de Reconhecimento dos 
Solos do Estado do Rio Grande do Sul (Brasil, 1973), que foi suprimida, com os solos nela classificados 
passando para as classes Terra Roxa Estruturada e Podzólico Vermelho-Escuro, essa proposta 
posteriormente. Na década de 80, além do Podzólico Vermelho-Escuro, foram propostas novas classes como 
Podzólico Bruno-Acinzentado e Podzólico Amarelo, que incluem solos que antes eram indiscriminadamente 
incluídos na classe Podzólico Vermelho-Amarelo. Nessa década, também foi criada a classe Plintossolo, que 
inclui os solos da classe Laterita Hidromórfica, que foi extinta. Dessa maneira, ao consultar um relatório ou 
um mapa pedológico deve-se levar em conta a época em que foi escrito, tendo em mente que muitos dos 
solos podem estar classificados de acordo com definições antigas, não mais válidas atualmente. 
 A 4a aproximação do Sistema Brasileiro de Solos não é apresentada aqui devido a sua pequena difusão e 
ao seu caráter provisório. Dessa maneira, é apresentado aqui a mais conhecida 3a aproximação. Nessa, de 
acordo com Camargo et al. (1987), podem ser encontradas 38 classes de solos em alto nível categórico. Já 
Oliveira et al. (1992), cita 36 classes. Reunindo as informações dessas duas fontes, incluindo a classe de 
Podzólico Acinzentado citado por Oliveira et al. (1992), não relacionada por Camargo et al. (1987), têm-se a 
seguinte estrutura de classes em nível elevado, compondo um total de 41 classes (Tabela 7.1): 
 73 
Tabela 7.1. Classes de solos em alto nível categórico no Sistema Brasileiro de Classificação de Solos. 
 
a) Solos com B latossólico, não hidromórficos (Latossolos) 1. 
2. 
3. 
4. 
5. 
6. 
7. 
 
Latossolo Ferrífero (LF) 
Latossolo Roxo (LR) 
Latossolo Vermelho-Escuro (LE) 
Latossolo Vermelho-Amarelo (LV) 
Latossolo Amarelo (LA) 
Latossolo Variação Una (LU) 
Latossolo Bruno (LB) 
 
b) Solos com B textural, não hidromórficos e com fraco incremento deargila do horizonte A para o B (Terras Estruturadas) 
 
 8. 
9. 
 
Terra Roxa Estruturada (TR) 
Terra Bruna Estruturada (TB) 
c) Solos com B textural, não hidromórficos e com pequeno a grande 
incremento de argila do horizonte A para o B (Podzólicos) 
 10. 
11. 
12. 
13. 
14. 
Podzólico Vermelho-Escuro (PE) 
Podzólico Vermelho-Amarelo (PV) 
Podzólico Bruno-Acinzentado (PB) 
Podzólico Amarelo (PA) 
Podzólico Acinzentado 
 
d) Solos com B textural, não hidromórficos, com argila de atividade alta e 
saturação com Al muito alta. 
 
 15. Rubrozém (RB) 
e) Solos com B textural, não hidromórficos, eutróficos, com argila de 
atividade alta e A fraco ou raramente moderado. 
 
 16. Bruno Não-Cálcico (NC) 
f) Solos com B textural ou incipiente, não hidromórficos, eutróficos e 
com argila de atividade alta e A chernozêmico. 
 
 17. 
18. 
Brunizém (B) 
Brunizém Avermelhado (BV) 
 
g) Solos com horizonte B incipiente, não hidromórficos e que excluem a 
combinação eutrófico + argila de atividade alta + A chernozêmico. 
 
 19. Cambissolo (C) 
h) Solos hidromórficos com B textural e mudança abrupta do horizonte 
A para o B. 
 
 20. Planossolo (PL) 
 
i) Solos hidromórficos com B textural desprovidos de mudança abrupta do 
horizonte A para o B. 
 
 21. Hidromórfico Cinzento (HC) 
j)Solos com horizonte B espódico 22. 
23. 
Podzol (P) 
Podzol Hidromórfico (HP) 
 
k) Solos com horizonte nátrico 24. Solonetz-Solodizado (SS) 
 
l) Solos com horizonte plíntico 25. 
26. 
Plintossolo (PT) 
Plintossolo pétrico 
 
m) Solos com horizonte sálico 27. 
28. 
Solonchak (SK) 
Solos salinos indiscriminados costeiros (SC) 
 
n) Solos com horizonte glei 29. 
30. 
31. 
Glei Húmico (HGH) 
Glei Pouco Húmico (HGP) 
Glei Tiomórfico (HGT) 
 
o) Solos pouco desenvolvidos com perfil AC e características vérticas 
 
 32. Vertissolo (V) 
p) Solos pouco desenvolvidos não hidromórficos: 
- perfil AC 
- perfil AR 
- perfil AC em material calcário + A chernozêmico 
- perfil AC arenoso com minerais intemperizáveis 
- perfil AC arenoso rico em quartzo 
 
 
33. 
34. 
35. 
36. 
37. 
 
Solos Litólicos (R) 
Litossolo (R) 
Rendzina (RZ) 
Regossolo (RE) 
Areia Quartzosa (AQ) 
 
q) Solos pouco desenvolvidos hidromórficos, perfil AC em areias ricas 
em quartzo 
 
 38. Areia Quartzosa Hidromórfica (AQH) 
r) Solos pouco desenvolvidos predominantemente não hidromórficos 
formado em depósitos fluviais ou lacustres recentes estratificados. 
 
 39. Solo Aluvial (A) 
s) Solos hidromórficos de constituição orgânica. 40. 
41. 
Solos Orgânicos (HO) 
Solos Orgânicos Tiomórficos 
 
 74 
7.4 CLASSIFICAÇÃO AMERICANA (SOIL TAXONOMY) 
 
 O Soil Taxonomy é um sistema distinto do brasileiro, diferente em estrutura e nomenclatura, sendo 
considerado bem mais elaborado e abrangente, e que possui o propósito de poder classificar qualquer solo do 
mundo . O desenvolvimento desse sistema, que representava um rompimento com os existentes até então (de 
Baldwin et al., 1938; modificado em 1949 por Thorp & Smith - Tabela 7.2), foi realizado no início na década 
de 50, tendo passado por 7 aproximações, a última publicada em 1960 (Soil Classification - A 
Comprehensive System). O primeiro documento para uso da comunidade foi apresentado em 1975 (Soil 
Taxonomy: A Basic System of Soil Classification for Making and Interpreting Soil Surveys). Após seguiram-
se várias edições revisadas e atualizadas, algumas a intervalos de dois anos (p.ex.: 1992 e 1994). 
 
Tabela 7.2. Modificação de 1949 por Thorp & Smith, arranjando os grandes grupos de solos de Baldwin 
 et al. (1938) em subordens e ordens. 
 
Ordem Subordem Grandes grupos Subordem Grandes grupos 
Solos zonais 1. Solos da zona fria 
 
2. Solos claros de 
 regiões áridas 
 
 
 
 
3. Solos escuros de campos 
 úmidos, sub-úmidos e 
 semiárido 
Solos da tundra 
 
Solos desérticos 
Solos desérticos vermelhos 
Sierozem 
Solos brunos 
Solos bruno-avermelhados 
 
Chestnut 
Chestnut avermelhado 
Chernozem 
Prairie 
Prairie avermelhado 
4. Solos da transição 
 campo floresta 
 
5. Solos podzolizados 
 
 
 
 
6. Solos lateríticos de 
 florestas temperadas 
 e regiões tropicais 
Chernozem degradado 
Bruno não-cálcico 
 
Podzol 
Podzólico bruno 
Podzólico bruno-acinzentado 
Podzólico vermelho-amarelo 
 
Laterítico bruno-avermelhado 
Lateríticos bruno-amarelados 
Lateríticos 
Solos 
intrazonais 
1. Solos halomórficos de 
 regiões áridas e 
 litorâneas 
 
2. Solos calcimórficos 
Solonchak 
Solonetz 
Soloth 
 
Solos bruno de florestas 
Rendzina 
3. Solos hidromórficos Glei Húmico 
Glei Pouco Húmico 
Planossolo 
Podzol Hidromórfico 
Laterita Hidromórfica 
Solos “Bog” e “Half-bog” 
Solos Alpinos 
Solos Azonais Litossolos 
Regossolos 
Solos Aluviais 
 
 
 A necessidade de rompimento com o sistema antigo teve por origem problemas para relacionar as séries 
de solos (classes de categoria baixa, distinguidas em levantamentos detalhados) com os grandes grupos de 
solos que surgiram após a publicação da classificação de 1938, algumas não se encaixavam enquanto que 
outras se encaixavam em mais do que um (Smith, 1983). As causas residiam nas definições muito vagas das 
classes, na consideração apenas de solos virgens, ignorando os efeitos da ação humana, e na desconsideração 
da natureza contínua dos solos, ignorando os estágios transicionais, o que deixava muitos solos de fora 
(Fanning & Fanning, 1989). Esses problemas foram aumentando na medida em que mais e mais áreas foram 
sendo mapeadas em escala de detalhe nos EUA, chegando a 5500 séries em 1951, número muito grande para 
se compreender sem que fosse possível um agrupamento ordenado em categorias mais elevadas de uma 
classificação geral (Smith, 1983). 
O Soil Taxonomy é um sistema de categorias múltiplas com seis níveis categóricos: ordem, subordem, 
grande grupo, subgrupo, família e série (Tabela 7.3). As séries foram uma categoria de classificação 
introduzidas no início dos programas de levantamento de solos dos EUA (ao redor de 1900), antes mesmo do 
desenvolvimento das primeiras classificações pedológicas de solos (Fanning & Fanning, 1989). Recebiam 
nomes locais, à semelhança dos nomes de séries (e formações) usadas nos levantamentos geológicos, 
servindo, porém, para propósitos agrícolas. Apesar de no início terem sido definidas muito amplamente, 
devido ao programa geral de levantamentos de solos nos EUA à nível detalhado, adquiriram um significado 
bem mais restrito (=unidades de mapeamento à nível detalhado). Fases também podem ser adicionadas para 
fins de levantamento de solos, de modo a fornecer informações para uso e manejo do solo. Por exemplo, uma 
unidade de mapeamento de um levantamento detalhado é denominada Chester silt loam, B slope, moderate 
erosion (textura superficial franco-siltoso, declive B (3-8%) e erosão moderada). A série de solos Chester é 
um membro da família de fine-loamy, mixed, mesic Typic Hapludults, ou seja, subgrupo Typic Hapludults, 
grande grupo Hapludults, subordem Udults e ordem Ultisols. 
 75 
 
Tabela 7.3. Número de classes por categoria no Soil Taxonomy (extraído de Fanning & Fanning, 1989). 
 
Categoria No sistema 
(1988) 
Reconhecidas nos EUA 
(1988) 
No sistema 
(1992) 
Ordens 
Subordens 
Grandes grupos 
Subgrupos 
Famílias 
Séries 
10 
47 
241 
1500 
10 
44 
187 
1001 
6584 
16800 
11 
53Para a classificação são usados horizontes e características diagnósticas (Tabela 7.4), à semelhança do 
sistema brasileiro, sendo que, na realidade, o sistema brasileiro tem copiado muitas das definições do Soil 
Taxonomy. Para diferenciação de família, além da classe de textura, também usada no sistema brasileiro, são 
utilizadas classes de mineralogia, de reação do solo e outras (Tabela 7.4e). 
 
 
Tabela 7.4. Horizontes diagnósticos, características diagnósticas e classes de diferenciação de famílias usadas no 
 Soil Taxonomy (1992). 
 
(a) Horizontes diagnósticos superficiais (epipedon): 
- móllico 
- úmbrico 
 
- óchrico 
 
- hístico 
- melânico 
 
- antrópico 
- plaggen 
 
(b) Horizontes diagnósticos subsuperficiais: 
- ágrico 
- álbico 
- argílico 
- cálcico 
- câmbico 
 
- duripan 
- fragipan 
- gípsico 
- glóssico 
- kândico 
- nátrico 
- óxico 
- petrocálcico 
- petrogípsico 
 
- plácico 
- sálico 
- sômbrico 
- espódico 
- sulfúrico 
(c) Outras características diagnósticas: 
- Mudança textural abrupta 
- Materiais álbicos 
- Materiais sulfídricos 
- Materiais espódicos 
- Propriedades ândicas 
- Condições áqüicas 
- Coeficiente de extensibilidade linear (COLE) 
- Extensibilidade linear (LE) 
- Valor n 
- Interdigitamento de materiais álbicos 
(línguas) 
- Contato lítico 
- Contato paralítico 
- Contato petroférrico 
- Permafrost 
- Durinódulos 
- Plintita 
- Sequum e bisequum 
- Slickensides 
- Calcário macio pulverulento 
- Minerais intemperizáveis 
- Regimes de umidade do solo 
- áqüico 
- arídico e tórrico 
- údico, perúdico 
- ústico 
- xérico 
- Regimes de temperatura do solo 
- criíco 
- frígido, isofrígido 
- mésico, isomésico 
- térmico, isotérmico 
- hipertérmico, isohipertérmico 
(d) Horizontes e propriedades diagnósticas para Solos Orgânicos 
Material de solo orgânico (definição de solo orgânico) 
Tipos de materiais de solo orgânico (fibras, materiais fíbricos, hêmicos, sápricos, humilúvicos, líminicos) 
Espessura de material de solo orgânico (seção controle) 
 
(e) Diferenciação de família 
Classes de tamanho de partícula (fragmentária, arenosa-esquelética, siltosa-esquelética, argilosa-esquelética, arenosa, 
 franca (franca-grossa, franca-fina, siltosa-grossa, siltosa-fina), argilosa (fina ou muito fina)) 
Classes de mineralogia (carbonática, ferrítica, gibbsítica, oxídica, serpentinítica, micácea, silicosa, caulinítica, etc) 
Classe calcária 
Classes de reação (ácida, não ácida, álica) 
Classes de temperatura de solo ((iso) frígido, (iso) mésico, (iso) térmico, (isso) hipertérmico) 
Classe de profundidade de solo (rasa) 
Classe de cimentação (orstein) 
Classe de revestimento (coated) 
Classe de fendilhamento (cracked) 
 
 76 
 O sistema teve muitos problemas de aceitação no seu início devido aos nomes considerados estranhos 
pelos americanos, na sua maioria com raízes latinas e gregas (Tabela 7.5). 
 
 
Tabela 7.5. Ordens do Soil Taxonomy, seus elementos formativos e significados. 
 
Ordem Elemento formativo Significado 
Alfisol 
Andisol 
Aridisol 
Entisol 
Histosol 
Inceptisol 
Mollisol 
Oxisol 
Spodosol 
Ultisol 
Vertisol 
alf 
and 
id 
ent 
hist 
ept 
oll 
ox 
od 
ult 
ert 
relativamente rico em Al e Fe 
Jap.: An ( ) = escuro e Do ( ) = solo 
L.: aridus = seco 
de recente 
Gr.: histos = tecido 
L.: inceptum = início 
L.: mollis = macio 
Fr.: oxide = óxido 
Gr.: spodus = cinza 
L.: ultimus = último 
L.: vertere = virar 
 
 
 Através da identificação dos horizontes diagnósticos e características diagnósticas do solo se pode 
entrar em um sistema de chaves, que nos permite chegar até o nível de subgrupos. Entrando na chave inicial, 
que classifica a ordem do solo (Tabela 7.6), nos é indicado a página para a qual se deve seguir para 
classificar a nível de subordem e assim por diante até chegar a subgrupo. Após se pode classificar em uma 
família de acordo com a textura, mineralogia, etc. 
 
Tabela 7.6. Chave de identificação para as ordens (simplificada, detalhes ver Soil Taxonomy): 
 
A. Materiais orgânicos até profundidades diversas conforme a situação 
HISTOSOLS 
B. Horizonte espódico ou materiais espódicos dentro de determinadas condições 
SPODOSOLS 
C. Propriedades ândicas dentro de determinadas condições 
ANDISOLS 
D. Horizonte óxico ou > 40% argila até 18 cm + horizonte kândico com poucos minerais intemperizáveis 
OXISOLS 
E. Argila  30% de 18 a 50cm (ou menos se camada ou horizonte duro), fendas, gilgai, slickensides. 
VERTISOLS 
F. Regime de umidade arídico, epipedon ócrico ou antrópico; horizonte sálico, cálcico, gípsico, câmbico, 
argílico, nátrico ARIDISOLS 
G. Horizonte argílico ou kândico; saturação de bases < 35%; + certas condições 
ULTISOLS 
H. Epipedon móllico; saturação de bases  50%; horizonte argílico, kândico, nátrico; + certas condições 
MOLLISOLS 
I. Saturação de bases  35%; horizonte argílico, kândico, nátrico, fragipan com filmes de argila 
ALFISOLS 
J. Horizonte câmbico, ou horizonte plácico, gípsico, cálcico, duripan a 100cm, ou horizonte sulfúrico 
150cm, ou fragipan, horizonte óxico 200cm, ou saturação com Na 15% em 50% dos horizontes nos 
50cm superficiais, ou epipedon hístico, móllico, plaggen, úmbrico 
INCEPTISOLS 
K Outros solos 
ENTISOLS 
 
 
 Até o nível de grande grupo é agregado um elemento formativo para compor uma palavra composta 
(Tabelas 7.7, 7.8 e 7.9). Ao nível de subgrupo são consideradas as características intermediárias ou 
extraordinárias do solo: Típico- conceito central / Intergradiente (entre grupos, subordens e ordens) / 
Extragradiente (Tabela 7.10), adicionando um adjetivo à palavra composta anteriormente. 
 77 
 
Tabela 7.7. Elementos formativos de subordens e seu significado 
 
Elemento Significado Elemento Significado Elemento Significado 
ALB L. albus - branco FOL L. follium - folha SAPR Gr. sapros - decomposto 
AR L. arare - misturar HEM Gr. Hemi - meio TORR L. torridus - quente e seco 
ARG L. argilla - argila HUM L. humus - terra TROP L. tropillos - quente e úmido 
AQ L. aqua - água OCHR Gr. ochros - pálido UD L. udus - úmido 
BOR Gr. Boreas - norte ORTH Gr. orthos - verdadeiro UMBR 
CRY Gr. Kryos - frígido PER L. per - permanente UST L. ustus - queimado, seco 
FERR L. ferrum - ferro PLAGG Al. plaggen - resteva VITR L. vitrum - vidro 
FIBR L. fibra - PSAMM Gr. psammos - areia XER Gr. xeros - seco 
FLUV L. fluvios - rio REND Pol. rendzina 
 
 
Tabela 7.8. Subordens: 
 
Alfisols 
aqualfs 
boralfs 
ustalfs 
xeralfs 
udalfs 
Andisols 
aquands 
cryands 
torrands 
xerands 
vitrands 
ustands 
udands 
 
Arids 
argids 
orthids 
Entisols 
aquents 
arents 
psamments 
fluvents 
orthents 
Histosols 
folists 
fibrists 
hemists 
saprists 
Inceptsols 
aquepts 
plaggepts 
tropepts 
ochrepts 
umbrepts 
Mollisols 
albolls 
aquolls 
rendolls 
borolls 
ustolls 
udolls 
Oxisols 
aquoxs 
torroxs 
ustoxs 
peroxs 
udoxs 
Spodosols 
aquods 
ferrods 
humods 
orthods 
Ultisols 
aquults 
humults 
udults 
ustults 
xerults 
Vertisols 
xererts 
torrerts 
uderts 
usterts 
 
 
 
Tabela 7.9. Alguns elementos formativos de grandes grupos e seu significado 
 
Elemento Significado Elemento SignificadoElemento Significado 
ALB L. albus - branco FRAGI L. fragilis - quebradiço QUARTZ Al. quarz - quartzo 
AGR L. agro - campo GLOSS Gr. glossa - língua RHOD Gr. rhodos - vermelho 
CAMB L. cambiare - mudar HAPL Gr. haplous - simples SAL L. sal 
DUR L. durus - duro NATR L. natrium - sódio SPHAGNO Gr. sphagnos - orgânico 
DYSTR Gr. dys - doente PLAC Gr. plax - pedra chata SULF L. sulfur - enxofre 
EUTR Gr. eu - bom PLINTH Gr. plinthos - tijolo etc EPI, ENDO, KAN, PALE 
 
Exemplo: Ordem: alfisol; subordem: aqualf; grande grupo: plinthaqualf 
 
 
Tabela 7.10. Alguns elementos formativos de subgrupos 
 
Typic 
Alfic 
Andic 
Aridic 
Entic 
Mollic 
Histic 
Oxic 
Spodic 
Vertic 
Aquic 
Fluventic 
Udic 
Ustic 
Xeric 
Duric 
Glossic 
Plinthic 
Rhodic 
Xanthic 
Fluvaquentic 
Grossarenic 
Psammentic 
Abruptic 
 
Aeric 
Calcic 
Arenic 
Lithic 
Sulfic 
 
 
Para a família acrescenta-se um ou mais adjetivos, entre vírgulas: 
exemplo: clayey, kaolinitic, thermic Rhodic Hapludox 
 
 
 
 78 
7.5 CLASSIFICAÇÃO DA FAO 
 
 
 A preparação de um Mapa de Solos do Mundo na escala 1:5.000.000, e da sua legenda, pela 
FAO/Unesco (Food and Agriculture Organization - Organização Mundial da Saúde - Nações Unidas) teve 
seu início em 1961, a partir de uma recomendação do 7o Congresso da Sociedade Internacional de Ciência do 
Solo (ISSS), realizado em 1960. As primeiras folhas, cobrindo a América do Sul, foram publicadas em 1971, 
os últimas duas de um total de dezenove, em 1981. Vários países prepararam mapas de solos de seus 
territórios usando a legenda do Mapa de Solos do Mundo da FAO, eventualmente introduzindo subunidades 
no terceiro nível (ex.: Botswana, Egito, Indonésia, Japão, Quênia, México, Polônia, Serra Leoa, Zâmbia, 
Uruguai). 
 A legenda utilizada não foi originalmente concebida para se tornar um sistema de classificação 
taxonômica desenvolvido, ou seja, não havia a intenção de substituir os sistemas de classificação de solos 
existentes nos países. Para seu desenvolvimento procurou-se usar, tanto quanto possível, nomes de solos que 
tivessem adquirido status internacional, tais como Chernozem, Kastenozem, Podzol, Planossolo, Solonetz, 
Solonchak e Regossolo. Nomes mais recentes que adquiriram aceitação geral (Vertissolo, Andossolo, 
Gleissolo, Histossolo e Ferralssolo) também foram adotados, bem como novos nomes foram cunhados 
(Fluvissolos, Arenossolos, Acrissolos, Nitissolos, Phaeozems, Lixissolos, etc). Alguns nomes tradicionais de 
solos como podzólico, podzolizado, brunos, lateríticos e aluviais, não foram utilizados devido ao uso 
dissimilar em diferentes países. Foram criados os termos Luvissolos e Acrissolos para solos com 
característica de acumulação de argila em condição de saturação de bases alta e baixa, respectivamente. 
Posteriormente, na edição revisada de 1988, os Luvissolos foram divididos em Luvissolos, com argila de 
atividade alta, e Lixissolos, com argila de atividade baixa, os Acrissolos em Acrissolos propriamente ditos, 
com baixa CTC, e Alissolos, com CTC um pouco mais alta e Al trocável mais elevado. Além disso, devido 
à ocorrência no Brasil de grandes áreas de solos com plintita, causando acumulação superficial de água e 
inundações em áreas planas ou de relevo suavemente ondulado, foi feita uma distinção no primeiro nível do 
grupo de Plintossolos, diferenciando-os dos Ferralssolos, nos quais eram anteriormente incluídos. O 
grupamento de Antrossolos também foi criado para acomodar solos fortemente influenciados pela 
interferência humana, tais como solos com horizonte A fímico (Tabela 7.13), solos com aterros e disposição 
de resíduos, solos de mineração, etc. 
 A legenda original era composta por 26 grupamentos principais de solos, subdivididos em 106 
unidades. Essa estrutura, que apresenta um número maior de unidades no seu primeiro nível do que os 
sistemas de classificação existentes, mostrou-se efetiva no sentido de dar uma idéia da distribuição de solos à 
nível mundial. Na revisão de 1988 existem 28 grupamentos no primeiro nível, com 153 unidades no 
segundo. Na primeira coluna (Tabela 7.11) estão incluídos solos não ligados a condições climáticas zonais 
específicas: Na segunda coluna constam solos cuja formação é condicionada pelo material de origem. Na 
terceira coluna estão os cambissolos, isoladamente, como solos em que as condições iniciais de formação 
estão mais fortemente expressas. Na quarta coluna encontram-se solos que mostram acumulação de sais, que 
geralmente ocorrem em condições áridas. Na quinta coluna estão grupos de solos que mostram acumulação 
superficial de matéria orgânica saturada por bases. Os solos da sexta coluna mostram acumulação de argila, 
ou sesquióxidos e matéria orgânica, nos horizontes subsuperficiais. Na sétima coluna estão solos 
característicos de regiões tropicais e subtropicais, onde a intemperização é intensa. Na última coluna estão 
solos com características contrastantes, os histossolos, em oposição aos solos minerais, e os antrossolos, que 
apresentam características e processos profundamente modificados pela influência humana. 
 
 
Tabela 7.11. Grupos principais de solos da legenda da FAO 
 
Fluvisols 
Gleysols 
Regosols 
Leptosols 
Arenosols 
Andosols 
Vertisols 
Cambisols Calcisols 
Gypsisols 
Solonetz 
Solonchaks 
 
Kastenozems 
Chernozems 
Phaeozems 
Greyzems 
 
Luvisols 
Planosols 
Podzoluvisols 
Podzols 
Lixisols 
Acrisols 
Alisols 
Nitisols 
Ferralsols 
Plinthosols 
Histosols 
Anthrosols 
 
 
 79 
Tabela 7.12. Significado dos nomes dos principais grupos de solos da legenda da FAO. 
 
Grupo (Simbolo) Significado Grupo (Simbolo) Significado 
ACRISOL (AC) L. acer, acetum - ácido (baixa sat. de bases) KASTENOZEM 
(KS) 
L. castanea - castanho; Rus. zemlja - 
terra 
ALISOL (AL) L. alumen - alumínio (alto teor de Al) LEPTOSOL (LP) Gr. leptos - fino (solos rasos) 
ANDOSOL (AN) Jap. solo escuro LIXISOL (LX) L. lixivia - lavado (solos intemperizados) 
ANTHROSOL (AT) Gr. anthropos - homem LUVISOL (LV) L. luere - lavar (lessivage) 
ARENOSOL (AR) L. arena - areia NITISOL (NT) L. nitidus - brilhante (revestim. nos 
peds) 
CALCISOL (CL) L. calx - calcário (acumulação de CaCO3) PHAEOZEM (PH) Gr. phaios - pardo; Rus. zemlja - terra 
CAMBISOL (CM) L. cambiare - mudança em estrutura, cor, etc PLANOSOL (PL) L. planus - plano 
CHERNOZEM (CH) Rus. chern - preto, zemlja - solo, terra PLINTHOSOL (PT) Gr. plinthos - tijolo (plintita) 
FERRALSOL (F L. ferrum e alumen - rico em sesquióxidos PODZOL (PZ) Rus. pod - abaixo, zola - cinza 
FLUVISOL (FL) L. fluvius - rio (depósitos aluviais) PODZOLUVISOL 
(PD) 
Podzol + Luvisol 
GLEYSOL (GL) Rus. massa de solo molhada REGOSOL (RG) Gr. rhegos - lençol (manto de mat. solto) 
GREYZEM (GR) Ang.Sax - cinza; Rus. - zemlja - solo, terra SOLONCHAK (SC) Rus. sol - sal, chak - área salgada 
GYPSISOL (GY) L. gypsum - acumulação de sulfato de Ca SOLONETZ (SN) Rus.sol - sal, etz - fortemente expresso 
HISTOSOL (HS) Gr. histos - tecido (material orgânico) VERTISOL (VR) L. vertere - virar 
 
 Para classificação são usados horizontes e propriedades diagnósticos. Na legenda revisada de 1988, os 
horizontes argílico e óxico foram redefinidos como árgico e ferrálico, respectivamente (Tabela 7.13), 
enquanto que os epipedons antrópico e plaggen da classificação americana (Soil Taxonomy) estão agrupados 
no horizonte A fímico. Propriedades diagnósticas novas como propriedades flúvicas, níticas, sódicas e 
géricas e rocha dura contínua (Tabela 7.13) foram introduzidas para ajudar na definição dos grupos de 
Fluvisols, Nitisols, Solonchaks, Ferralsols e Leptosols,respectivamente. 
 
Tabela 7.13. Horizontes diagnósticos e características diagnósticas usadas na Legenda da FAO (1988). 
(A) Horizontes diagnósticas: 
Horizonte A hístico 
- Horizonte A móllico 
- Horizonte A úmbrico 
- Horizonte A ócrico 
- Horizonte A hístico 
- Horizonte A fímico (construído pelo homem) 
- Horizonte B árgico 
- Horizonte B nátrico 
- Horizonte B câmbico 
- Horizonte B espódico 
- Horizonte B ferrálico 
 
- Horizonte cálcico 
- Horizonte petrocálcico 
- Horizonte gípsico 
- Horizonte petrogípsico 
- Horizonte sulfúrico 
- Horizonte E álbico 
 
(B) Propriedades diagnósticas: 
- Mudança textural abrupta 
- Propriedades ândicas 
- Calcário 
- Calcárico 
- Rocha dura contínua 
- Propriedades ferrálicas 
- Propriedades férricas 
- Propriedades géricas 
- Propriedades glêicas e estágnicas 
 
- Gipsífero 
- Interdigitamento 
- Propriedades níticas 
- Material de solo orgânico 
- Permafrost 
- Plintita 
- Propriedades sálicas 
- Slickensides 
 
- Consistência “smeary” 
- Propriedades sódicas 
- Calcário macio pulvurulento 
- Fortemente húmico 
- Materiais sulfídricos 
- Línguas 
- Propriedades vérticas 
- Minerais intemperizáveis 
 
Para formar unidades de solos acrescenta-se adjetivos (Tabela 7.14) ao nome do grupo, que 
representam a característica central do grupo ou que os distinguem dentro do grupo, ou ainda, intermediária 
com outros grupos; p.ex.: Haplic Lixisol (LXh), Mollic Planosol (PLm), Plinthic Acrisol (ACp), Xanthic 
Ferralsol (FRx), Salic Fluvisol (FLs), Lithic Leptosol (LPq). 
 
Tabela 7.14. Elementos formativos e símbolos das unidades de solos na legenda da FAO 
ALBIC (a) CUMULIC (c) GELIC (i) LUVIC (l) STAGNIC (j) 
ANDIC (a) DYSTRIC (d) GERIC (g) MOLLIC (m) TERRIC (s) 
ARIC (a) EUTRIC (e) GLEYIC (g) PETRIC (p) THIONIC (t) 
CALCARIC (c) FERRALIC (o) GLOSSIC (w) PLINTHIC (p) UMBRIC (u) 
CALCIC (k) FERRIC (f) GYPSIC (y) RENDZIC (k) URBIC (u) 
CAMBIC (b) FIBRIC (f) HAPLIC (h) RHODIC (r) VERTIC (v) 
CARBIC (c) FIMIC (f) HUMIC (u) SALIC (s) VITRIC (z) 
CHROMIC (x) FOLIC (l) LITHIC (q) SODIC (n) XANTHIC (x) 
 80 
 As unidades podem ser subdivididas em subunidades de solos, acrescentando-se um elemento formativo com hífen; 
p. ex.: Calci-Mollic Solonetz (Mollic Solonetz com horizonte cálcico); Rhodi-Molli Humic Ferralsol (Humic 
Ferralsol com horizonte A móllico e horizonte B ferrálico vermelho ou vermelho escuro). 
 Fases podem ser usadas para indicar fatores limitantes relacionados a feições superficiais ou subsuperficiais; p.ex.: 
fases anthraquic, duripan, fragipan, inundic, lithic, rudic, salic, sodic, etc. 
 Classes texturais (1,2, 3) e de declive (a, b, c) podem ser acrescentadas com um hífen na legenda do mapa, p.ex.: 
- LVx5-3a: Chromic Luvisol, com textura fina em declive plano a suavemente ondulado (0-8%); 
- PLm2-2/3: Mollic Planosol, com textura média e fina; 
- LPe-CMe-c: Eutric Leptosols e Eutric Cambisols, fortemente dissecados (>30% de declive) 
 
 
 
7.6 CLASSIFICAÇÕES INTERPRETATIVAS 
 
 
A classificação técnica ou interpretativa de solos consiste no agrupamento dos solos em classes de 
acordo com características selecionadas em função de um tipo de uso específico. Os solos podem ser 
classificados tanto para uso em agricultura como para urbanização, construção de estradas, etc. A avaliação 
das características dos solos geralmente baseia-se nas informações presentes nos relatórios de levantamentos 
de solos. Na classificação técnica para uso agrícola considera-se o conceito de terra, mais abrangente do que 
o de solo, incluindo além do solo propriamente dito, o clima, o relevo, a vegetação, sua utilização e outras 
características. 
A exploração agrícola do solo respeitando a sua capacidade de uso é importante para a sua 
conservação e para a preservação ambiental. O uso incorreto do solo irá expõe-lo à erosão hídrica, resultando 
em perda da capacidade produtiva, depósitos de sedimentos em cursos d’água, propiciando assoreamento e 
enchentes, poluição dos rios por adubos, herbicidas e inseticidas trazidos junto com o solo erodido e outros 
problemas. 
 As classificações de potencial de uso das terras baseiam-se na avaliação das qualidades e das limitações 
das terras, tendo por objetivo indicar as possibilidades de uso agrícola e recomendar as práticas de manejo 
necessárias para manter ou elevar a produtividade das terras, sem que sejam degradadas. Estas classificações 
podem ser utilizadas para o planejamento de programas de desenvolvimento agrícola em escala regional ou 
estadual (p. ex.: assentamentos), servindo também para o planejamento de atividades agrícolas e de 
conservação do solo em nível de propriedade rural. 
 Para a classificação são interpretadas as características das terras e avaliados os graus de limitações que 
estas possuem. São consideradas apenas as limitações permanentes, não corrigíveis ou com correção muito 
difícil, como declividade acentuada, pedras não removíveis, lençol freático superficial, textura muito arenosa 
e outras. O seguinte princípio básico rege as classificações técnicas: “à medida que aumentam as limitações 
de uma terra, a intensidade de seu uso agrícola adequado diminui” (Tabela 7.15). A intensidade de uso 
corresponde ao grau de mobilização do solo (aração, gradagem, passagem de máquinas para colheita e tratos 
culturais etc.) durante o cultivo, expondo-o a riscos de erosão e degradação. A intensidade de uso decresce 
na seguinte ordem: culturas anuais  culturas perenes  preservação da vegetação nativa. Uma terra apta 
para determinado uso sempre pode ser explorada com uma utilização menos intensa. 
 
Tabela 7.15. Relação entre a intensidade da limitação de uso e a utilização das terras. 
 
 aumento da intensidade de uso 
A
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 Grupo 
de uso 
Preservação da 
flora e fauna 
Silvicultura e 
pastagem natural 
Pastagem 
plantada 
Lavouras 
anuais 
1 
2 
3 
4 
 81 
 
 No Brasil são utilizados dois sistemas de classificação de uso do solo para fins agrícolas, o sistema 
adotado pela USDA (Departamento de Agricultura dos EUA), conhecido como Capacidade de Uso 
(Klingebiel & Montgomery, 1961), desenvolvido para o combate à erosão, e o Sistema de Avaliação da 
Aptidão Agrícola das Terras (Ramalho Filho et al., 1978), desenvolvido no Brasil pela SUPLAN e 
SNLCS-EMBRAPA, com a cooperação da FAO. 
 
 
7.6.1 SISTEMA DE AVALIAÇÃO DA APTIDÃO AGRÍCOLA DAS TERRAS 
 
É um sistema destinado à avaliação do potencial agrícola de grandes áreas, sendo útil para 
planejamento regional e nacional (Ramalho Filho et al., 1978; Ramalho Filho & Beek, 1995). Por não indicar 
as práticas de manejo de solo e de culturas a serem adotadas sob os diferentes usos, ele não pode ser usado 
para planejamento conservacionista a nível de propriedade rural, a não ser que seja adaptado. 
O sistema considera três níveis de manejo para a classificação das terras: 
a) Nível A (primitivo): baseado em práticas agrícolas de baixo nível tecnológico, praticamente não existindo 
aplicação de capital e insumos. As práticas agrícolas dependem de trabalho braçal e, às vezes, de tração 
animal com implementos simples. 
b) Nível B (transicional): corresponde a um nível tecnológico médio, com modesta aplicação de capital e de 
resultados de pesquisa. As práticas agrícolas baseiam-se na tração animal. 
c) Nível C (avançado): baseado em práticas agrícolas de alta tecnologia, com intensa aplicação de capital e 
de resultados de pesquisa. As práticas agrícolas são mecanizadas. 
O sistema considera: lavouras com culturas anuais nos níveis A, B e C;pastagem cultivada e 
silvicultura no nível B; pastagem natural no nível A; e refúgio de flora e fauna. O sistema não leva em conta 
a utilização de irrigação, mesmo no nível C, mas apenas outros tipos de melhoramento das terras. A estrutura 
do sistema compreende classes, grupos e subgrupos. 
 
 
7.6.1.1 Classes de Aptidão Agrícola 
 
As classes são denominadas: Boa, Regular, Restrita e Inapta, sendo designadas para cada tipo de 
utilização das terras e representadas nos mapas de aptidão agrícola por símbolos (Tabela 7.16. 
 
Tabela 7.16. Simbologia das classes de aptidão agrícola das terras (Ramalho & Beek, 1995). 
 Tipo de Utilização 
Classe Lavoura Pastagem plantada Silvicultura Pastagem Natural 
de Nível de Manejo Nível de Manejo Nível de Manejo Nível de Manejo 
aptidão A B C B B A 
Boa A B C P S N 
Regular a b c p s n 
Restrita (a) (b) (c) (p) (s) (n) 
Inapta -- -- -- -- -- -- 
 
As classes de aptidão são definidas com base na avaliação nos fatores limitantes: deficiência de 
fertilidade natural do solo (f), deficiência de água (h), deficiência de oxigênio ou excesso de água (o), 
suscetibilidade à erosão (e) e impedimento à mecanização agrícola (m). O grau de limitação que estes fatores 
impõem é avaliado a partir da caracterização dos solos realizada em levantamentos, admitindo-se os 
seguintes graus: nulo, ligeiro, moderado, forte e muito forte. Para os níveis de manejo B e C esta análise 
considera as limitações que o solo continua a apresentar após a aplicação de melhoramentos. Como o nível A 
não prevê melhoramentos, os graus de limitação são os que o solo apresenta em condições naturais. A 
definição da classe é realizada pela comparação dos graus de limitação existentes com os graus permitidos 
em cada classe; o fator que impõe o maior grau de limitação determina a classe. 
 
 
 82 
7.6.1.2 Grupos de Aptidão Agrícola 
Indica o tipo de utilização mais intensivo possível das terras, ou seja, sua melhor aptidão sem 
considerar o nível de manejo. O grupo é representado por números arábicos de 1 a 6, significando: 
1- aptidão boa para lavoura; 
2- aptidão regular para lavoura; 
3- aptidão restrita para lavoura; 
4- apta para pastagem cultivada; 
5- apta para pastagem natural e silvicultura; 
6- inapta para exploração agrícola (indicada para refúgio de flora e fauna ou para recreação). 
 
7.6.1.3 Subgrupos de Aptidão Agrícola 
É a avaliação conjunta das classes de aptidão, indicando o uso mais intensivo possível para cada nível 
de manejo. Por exemplo: (a)bC - representa terras com aptidão restrita para lavoura no nível A, regular no B 
e boa no C. Esta terra seria representada no mapa como 1(a)bC, onde (a)bC é o subgrupo e 1 corresponde ao 
grupo, indicando a melhor classe de aptidão do subgrupo, que no caso é C. 
A terra classificada como 4(p) é indicada para pastagem cultivada, com aptidão restrita; enquanto que 
a 5(s)n significa terra indicada para pastagem natural e silvicultura, com aptidão regular para pastagem e 
restrita para silvicultura. 
 
 
7.6.2 SISTEMA DE CLASSIFICAÇÃO DA CAPACIDADE DE USO DAS TERRAS 
 
O sistema de classificação da capacidade de uso das terras (Klingebiel & Montgomery, 1961; Lepsch 
et al., 1983) pode ser usado para o planejamento agrícola a nível de propriedade rural, desde que se disponha 
de levantamentos de solos detalhados, o que, entretanto, não é comum no Brasil. 
O sistema considera uma atividade agrícola em nível tecnológico avançado, com as práticas culturais 
baseadas em mecanização agrícola. Dessa forma, não é considerada a capacidade das terras que produzem 
bem com o uso de tração animal ou força braçal, mas que não são aptas à mecanização agrícola, em função 
de relevo irregular, pedregosidade ou outras limitações. 
 
7.6.2.1 Grupos e Classes de Capacidade de Uso 
 A estrutura do sistema apresenta três grupos e oito classes de capacidade de uso, definidos conforme a 
intensidade de uso que a terra permite; descritos a seguir em ordem decrescente de intensidade de uso: 
 
GRUPO A: terras aptas para culturas anuais. 
Classe I: terras muito boas em todos os aspectos: solos férteis, profundos, em relevo plano, sem excesso ou 
deficiência de umidade, sem pedregosidade ou limitações climáticas. Permitem o uso intensivo e 
continuado com culturas anuais exigentes em tratos culturais. 
Classe II: terras boas para cultivos anuais. Apresentam algumas limitações leves como: declive suave, que já pode 
causar alguma erosão, baixa CTC (capacidade de troca de cátions) ou saturação de bases, presença de 
pedras, drenagem limitada, deficiência climática, etc. A escolha das culturas é mais restrita do que na 
classe I. Requerem práticas simples de manejo (remoção de pedras, drenagem, correção da fertilidade mais 
freqüente, etc) ou algumas práticas especiais para ser mantida em cultivo contínuo. 
Classe III: terras moderadamente boas para cultivos anuais. São mais limitadas do que a classe II em um ou mais 
aspectos naturais. As limitações podem estar relacionadas com riscos de erosão por declividade moderada, 
estrutura fraca (textura arenosa) ou mudança textural abrupta. Estas limitações também podem decorrer de 
pedregosidade, baixa fertilidade, má drenagem, profundidade efetiva limitada, deficiências climáticas 
moderadas, etc. Deve-se escolher culturas adaptadas às condições limitantes, sendo necessárias práticas 
intensivas de manejo para cultivar estas terras continuamente, podendo envolver terraceamento, 
subsolagem, drenagem, rotação com culturas recuperadoras do solo, manutenção de cobertura morta 
(palha ou outros resíduos) sobre o solo, etc. 
Classe IV: terras relativamente boas para cultivos anuais. Possuem uma ou mais limitações severas, como: 
declividade acentuada, alta suscetibilidade à erosão, pedregosidade intensa, pequena capacidade de 
retenção de água, drenagem deficiente, risco de inundações, ocorrência de secas prolongadas ou geadas, 
etc. Podem ser usadas ocasionalmente com culturas anuais, com práticas intensivas de manejo, devendo, 
na maior parte do tempo, serem utilizadas com culturas perenes, que protegem melhor o solo. 
 83 
 
GRUPO B: terras inadequadas para culturas anuais, mas aptas para culturas perenes (pastagem natural 
 ou cultivada perene, fruticultura ou silvicultura). 
 
Classe V: terras praticamente planas e não sujeitas à erosão, mas que apresentam outras limitações que as tornam 
inadequadas para culturas anuais. Estas terras podem estar sujeitas a inundações freqüentes, possuir 
estação de crescimento curta para culturas anuais, apresentar afloramentos rochosos, umidade excessiva 
não corrigível por drenagem artificial, limitações climáticas severas, etc. São adequadas ao cultivo de 
pastagens e de espécies florestais, com espécies adaptadas às condições limitantes, não exigindo 
práticas de conservação. 
Classe VI: terras utilizáveis com culturas perenes, porém exigindo o emprego de práticas especiais de conservação 
do solo. Os fatores limitantes podem ser declividade acentuada, solos rasos, pedregosidade intensa e não 
removível, textura muito arenosa, umidade excessiva sem possibilidade de drenagem, limitações 
climáticas muito severas, etc. Deve-se utilizar espécies adaptadas às limitações existentes e 
proporcionar proteção ao solo contra a erosão, por exemplo manter o solo coberto, não usar lotação 
exagerada nas pastagens e outras tipos de medidas conservacionistas. 
Classe VII: terras que permitem uso restrito com pastagens e silvicultura. São suscetíveis à degradação mesmo 
quando exploradas com culturas perenes. Apresentam limitações ainda mais severas do que a classe VI, 
podendo envolver declividade muito acentuada, solos erodidos, pedregosidade intensa, solosmuito 
rasos, baixa capacidade de retenção de água, textura excessivamente arenosa, clima semi-árido, lençol 
freático superficial, etc. Estas terras exigem para sua utilização práticas complexas de conservação do 
solo (terraceamento, cordões de vegetação em contorno, cobertura do solo, etc.) e manejo cuidadoso (p. 
ex.: lotação adequada nas pastagens). 
 
 
GRUPO C: terras impróprias para exploração agrícola. 
Classe VIII: terras aptas somente para refúgio de flora e fauna ou para recreação. Podem corresponder a áreas muito 
erodidas, excessivamente declivosas, arenosas ao extremo, permanentemente encharcadas, com clima 
árido, etc. Como exemplo, pode-se citar escarpas de morros, dunas e banhados. 
 
 
 
SENTIDO
DAS
APTIDÕES
E DAS
LIMITAÇÕES
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Figura 7.3. Resumo da variação do tipo e da intensidade máxima de utilização da terra sem risco de 
 erosão acelerada em função das classes de capacidade de uso (extraído de Lepsch, 1983). 
 84 
 
7.6.2.2. Subclasses e unidades de capacidade de uso 
 As subclasses e unidades de capacidade de uso indicam a natureza das limitações que as terras 
apresentam ao uso agrícola, possibilitando a escolha das práticas de manejo necessárias à conservação das 
terras. Para classificação nesse nível é necessário um levantamento de solos em escala adequada. Cada 
subclasse possui suas unidades correspondentes, indicadas na Tabela 7.17, a seguir: 
 
Tabela 7.17. Classes e Subclasses de Capacidade de Uso das Terras (Vieira et al., 1988) 
Subclasses Unidades 
e - limitações por riscos de erosão 1 - declive acentuado 
 2 - declive longo 
 3 - mudança textural abrupta 
 4 - erosão laminar 
 5 - erosão em sulcos 
 6 - erosão em voçorocas 
 7 - erosão eólica 
 8 - depósitos de erosão 
 9 - permeabilidade baixa 
10- horizonte A arenoso 
s - limitações relativas ao solo 1 - solo raso 
 2 - textura arenosa no perfil 
 3 - pedregosidade 
 4 - argilas expansivas 
 5 - baixa saturação de bases 
 6 - toxicidade com alumínio 
 7 - baixa capacidade de troca cátions 
 8 - ácidos sulfatados ou sulfetos 
 9 - alta saturação com sódio 
10- excesso de sais solúveis 
11- excesso de carbonatos 
a - limitações por umidade excessiva 1 - lençol freático elevado 
 2 - risco de inundação 
 3 - subsidência de solos orgânicos 
 4 - deficiência de oxigênio nos solos 
c - limitações climáticas 1 - seca prolongada 
 2 - geada 
 3 - ventos frios 
 4 - granizo 
 5 - neve 
 
 
7.6.3 QUADROS-GUIA 
 
Outro tipo de sistema que pode ser utilizado são os quadros-guia, elaborados para condições 
específicas, consistindo, basicamente, em tabelas que definem as grandezas das características das terras (por 
exemplo, percentagem de declive) consideradas mais importantes para cada classe no caso em questão. 
Dessa forma, os quadros-guia são adaptados para cada situação local, com base na experiência dos técnicos e 
agricultores locais, ou em resultados de pesquisa, levando em conta que o comportamento das terras 
(rendimento das culturas, ocorrência de erosão etc.) depende tanto de suas características e das técnicas de 
manejo de solo como das culturas utilizadas na região. 
 
 
7.6.4 ADEQUAÇÃO DO USO AGRÍCOLA DOS SOLOS 
 
 A análise da adequação do uso agrícola consiste na comparação do uso atual do solo com o uso 
recomendado pela classificação de capacidade de uso ou aptidão agrícola. É realizada através do cruzamento 
 85 
dos mapas de uso atual e de uso recomendado, podendo-se obter uma quantificação da parcela de solos que 
está sendo utilizada adequadamente e inadequadamente numa região ou propriedade rural. Esta análise é 
importante tanto para o planejamento agrícola, como para o planejamento de desenvolvimento da região e 
para a preservação ambiental. É uma aplicação relevante da classificação técnica de solos. Podem ser obtidos 
mapas específicos de, por exemplo: 
 Suscetibilidade à Erosão; 
 Estabelecimento de Unidades Ambientais de Preservação ou Conservação Ecológica; de Conservação 
Cultural; Áreas Frágeis/Críticas; etc.; 
 Restrições de uso específicas; 
 Indicação de potencialidades e de ocupação e recomendações; 
 Linhas de ação e prioridades para fins de planejamento urbano e gerenciamento ambiental. 
 
 
 
LITERATURA CONSULTADA: 
 
CAMARGO, M.N.; KLAMT, E. & KAUFFMANN, J.H. 1987. Classificação de solos usada em levantamentos 
pedológicos no Brasil. B. Inf. da SBCS, Campinas, v.12, n.1, p.11-33. 
EMBRAPA. SNLCS. 1988a. Definição e notação de horizontes e camadas do solo. 2.ed. Rio de Janeiro. 54p. 
(Documentos SNLCS, 3) 
EMBRAPA. SNLCS. 1988b. Critérios para distinção de classes de solos e de fases de unidades de mapeamento - 
normas em uso pelo SNLCS. Rio de Janeiro. 67p. (Documentos SNLCS, 11) 
EMBRAPA. SNLCS. 1995. Critérios para distinção de classes de solos e de fases de unidades de mapeamento - 
normas em uso pelo SNLCS. Rio de Janeiro. 67p. (Documentos SNLCS, 11) 
ESTADOS UNIDOS. Department of Agriculture. Soil Survey Staff. 1992. Keys to soil taxonomy. 5.ed. Blacksburg, 
Pocahontas Press. 556p. (SMSS Technical Monograph, 19) 
FANNING, D.S.; FANNING, M.C.B. 1989. Soil: morphology, genesis and classification. New York, J. Wiley, 395p. 
FAO-UNESCO. 1988. Soil Map of the World. Revised Legend. World Resources Report 60, FAO - Rome. 
Wageningen, ISRIC. 137p. (ISRIC Technical paper, 20) 
KLINGEBIEL, A.A. & MONTGOMERY, P.H. 1961. Land capability classification. USDA, Washington, 21p. 
(USDA Agricultural Handbook, 210) 
LEMOS, R.C.; SANTOS, R.D. 1996. Manual de descrição e coleta de solo no campo. 3.ed. Campinas: 
SBCS/SNLCS. 83p. 
LEPSCH, I.F.; BELINAZZI, E.; BERTOLINI, D. & ESPÍNDOLA, C.R. 1983. Manual para levantamento utilitário 
do meio físico e classificação de terras no sistema de capacidade de uso. 4a aproximação. SBCS, Campinas. 
175p. 
OLIVEIRA, J.B.; JACOMINE, P.K. & CAMARGO, M.N. 1992. Classes gerais de solos do Brasil. Jaboticabal: 
FUNEP. 201p. 
RAMALHO FILHO, A. & BEEK, K.J. 1995. Sistema de Avaliação de Aptidão Agrícola das Terras. 3a ed., Rio de 
Janeiro, EMBRAPA-CNPS. 65p. 
RAMALHO FILHO, A.; PEREIRA, E.G. & BEEK, K.J. 1978. Sistema de Avaliação de Aptidão Agrícola das 
Terras. Brasília, SUPLAN/EMBRAPA-SNLCS. 70p. 
RESENDE, M.; CURI, N.; REZENDE, S.B. & CORRÊA, G.F. 1995. Pedologia: base para distinção de ambientes. 
Viçosa, NEPUT. 304p. 
SMITH, G.D. 1983. Historical development of Soil Taxonomy - background. In: Wilding, L.P.; Smeck, N.E.; Hall, G.F. 
(Eds.). Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and Interactions. Amsterdam, Elsevier,p.23-49. 
VIEIRA, L.S.; SANTOS, P.C.T.C. & CORRÊA, M.N.F. 1988. Solos: propriedades, classificação e manejo. Brasília, 
MEC-ABEAS. 154p. (Programa Agricultura nos Trópicos, 2) 
 
 86 
8. LEVANTAMENTOS PEDOLÓGICOS 
 
 
 “Um levantamento pedológico é um prognóstico da distribuição geográfica dos solos como 
corpos naturais, determinados por um conjunto de relações e propriedades observáveis na natureza.” 
 O levantamento identifica solos que passam a ser reconhecidos como unidades naturais, prevê e 
delineia suas áreas nos mapas, em termos de classes definidas de solos. O esquema geral de um 
levantamento pedológico é o seguinte: 
 
 
Identificação e Análise e interpretação 
mapeamento dos dados Classificação 
 
 
 
 Relatório 
(texto descritivo + mapas) 
 
 
 
 
 Uso geral das informações 
 
 
 
8.1 OBJETIVOS E UTILIDADES 
 
 O objetivo geral de um levantamento de solos é o de subdividir áreas heterogêneas em parcelas 
mais homogêneas, que apresentem a menor variabilidade possível em função dos parâmetros de 
classificação e das características utilizadas para distinção dos solos. 
 Os objetivos específicos são muito diversificados, envolvendo desde a geração de conhecimentos 
sobre o recurso solo de um país ou região até o planejamento de uso da terra para diversos fins, em 
nível de propriedade. Variam também em função do estágio de desenvolvimento dos países ou regiões: 
a) Em países mais desenvolvidos (utilizados em programas de governo, projetos globais ou 
específicos): 
- uso agrícola e não agrícola 
- conservação e recuperação dos solos 
- decisões localizadas em construção civil 
- expansão urbana 
- irrigação e drenagem 
- taxação de impostos 
- previsão de safras 
- planejamento de uso racional do solo em nível de propriedades 
b) Em países em desenvolvimento como o Brasil (utilizados por órgãos de assistência técnica bem 
 como por órgãos de planejamento e execução de projetos na esfera federal ou estadual): 
- seleção de áreas para colonização 
- projetos de irrigação e drenagem (estudos de viabilização) 
- introdução de novas culturas 
- planejamento regional e local 
- indenização de áreas inundadas por represas hidrelétricas 
- seleção de áreas experimentais 
- zoneamento pedoclimáticos 
- ensino e pesquisa, bases permanentes para atualização de conhecimentos e formação de 
 profissionais. 
 
 87 
8.2 UNIDADES 
 
8.2.1 Unidades básicas de referência 
 
 O indivíduo solo não é perfeitamente distinto, é uma entidade imaginária criada artificialmente 
por conveniência, fruto de uma concepção teórica, ou seja da criação da mente humana, possuindo 
limites arbitrários. 
 Uma unidade básica de referência idealmente deve: (a) ser observável e mensurável em três 
dimensões; (b) ser independente de sistema taxonômico; (c) possuir limites nítidos; (d) mostrar 
dimensões convenientes para estudo e amostragem. As unidades de maior relevância para os 
levantamentos pedológicos são o perfil, o pedon e o polipedon. 
 Perfil é uma seção em duas dimensões do solo, que de fato se estende lateralmente em todas as 
dimensões formando um contínuo tridimensional. 
 Pedon é o menor volume (três dimensões) reconhecido como sendo um solo completo, devendo 
incluir toda a variabilidade de características que ocorrem no solo. Possui a forma poliédrica e área 
superficial variando de 1 a 10m2. 
 Polipedon é o conjunto de pedons contínuos e semelhantes, que constituem a distribuição 
espacial de um solo. 
 
8.2.2 Taxonomia e unidades taxonômicas, classificação e classes de solos 
 
 Classificação é um termo abrangente, incluindo classificação natural (ou taxonômica) e técnica 
(ou interpretativa) (ver seção 7. Classificação do Solo). Taxonomia é uma classificação de indivíduos 
em categorias baseadas em características comuns (Gk: taxis, arranjo ou ordem), não sendo orientada 
para aplicações imediatas. Classes são agrupamento de indivíduos, ou outras unidades básicas (p. ex. 
pedons), semelhantes em características selecionadas. Assim definida, em uma classificação natural é 
sinônimo de taxon, tendo o mesmo significado de unidade taxonômica. Esse conceito conduz à 
identificação de entidades artificiais (indivíduo solo), que coletivamente (classes), podem ser 
delineadas em mapas, definidas quantitativamente e separadas por limites distintos. 
 
8.2.2.1 Unidade taxonômica 
 
 A unidade taxonômica (UT) corresponde a uma classe num determinado nível categórico de um 
sistema de classificação (ex. Argissolo Vermelho-Amarelo Distrófico). É integrada por um conceito 
central (perfil modal), podendo ou não ser representável em mapas. Corresponde a unidade mais 
homogênea em qualquer nível categórico. 
 
8.2.2.2 Unidade de mapeamento 
 
 São áreas mapeáveis das unidades taxonômicas. Mostram no mapa (representação gráfica) a 
ocorrência (localização e extensão) e a distribuição (arranjo e disposição) das UT na paisagem. As 
unidades de mapeamento (UM) podem ser formadas por uma UT (unidade simples) ou por mais de UT 
(unidade composta ou combinada). 
 A unidade de mapeamento simples é formada predominantemente por uma única classe de solo 
(UT). A proporção mínima depende do tipo de levantamento (escala, ver próximo item). O restante da 
área pode ser constituída por inclusões (outras UT). Podem também ocorrer variações da UT 
dominante, em termos de profundidade, textura, etc. 
 Entre as unidades compostas são reconhecidas associações, complexos e grupos indiferenciados. 
 Em uma associação as classes de solos ocorrem associadas regularmente segundo um padrão 
bem definido, ocupando diferentes elementos da paisagem (catena), por isso, normalmente podem ser 
separadas em levantamentos pedológicos mais detalhados. Designação: Associação UT + UT. 
 88 
 Em um complexo o arranjo é em um padrão tão intrincado que não possibilita a separação 
mesmo em levantamentos mais detalhados. Designação: Complexo UT - UT. 
 Os grupos indiferenciados são constituídos por uma ou mais UT com semelhanças 
morfogenéticas, pouca diferenciadas (UTs afins). Declividade, pedregosidade, drenagem podem reunir 
solos distintos num mesmo grupamento, principalmente em casos com problemas de acesso ou de não 
haver necessidade de diferenciação, como por exemplo em reservas de proteção ambiental e áreas com 
baixo potencial. Designação: Grupo indiferenciado UT e UT. 
 
 
8.3 TIPOS DE LEVANTAMENTOS 
 
 
 Os levantamentos exigem intensidade de prospecção e grau de precisão distintos, existindo uma 
relação direta precisão-escala-objetivo. São reconhecidos cinco tipos principais: exploratório, de 
reconhecimento, semidetalhado, detalhado e ultradetalhado. 
 
8.3.1. Exploratório (1:750.000 a 1:2.500.000) 
 Apropriados a áreas de grande extensão territorial. Pode ser realizado em áreas menores em 
antecipação a levantamentos em escala maiores. 
 As observações são realizadas a grandes intervalos, em geral ao longo das principais rodovias ou 
pontos pré-selecionados, de acordo com feições da paisagem e aspectos fisiográficos, devendo ser 
mantido um mínimo de 0,04 observações por km2 (1/25km2). Portando, a extrapolação é largamente 
utilizada para áreas com mesma geologia, vegetação e relevo. 
 As unidades de mapeamento são normalmente bastante heterogêneas, constituídas por amplas 
associações (até cinco componentes). Apesar de encontrar-se solos com alta e baixa saturação de bases 
e diferentes grupamentos texturais, normalmente não se consegue discriminá-los, resultando em um 
enunciado na legenda do tipo: classe de solo, tipo de horizonte A, especificação de saturação e 
grupamentos texturais observados,fases de vegetação e relevo. 
 
8.3.2. Reconhecimento 
 São executados para fins de avaliação qualitativa e semi-quantitativa, visando estimar o potencial 
de uso agrícola e não agrícola. São utilizadas propriedades para diferenciação tais como Ta/Tb, 
saturação por Al e por Na, cálcico-salino-tiomórfico, e de natureza intermediária (caráter abrúptico, 
vértico, plíntico, etc) e de espessura: profundo - muito profundo - raso. São subdivididos em três níveis. 
(a) Baixa intensidade (1:250.000 e 1:750.000): Caráter genérico, próximo ao exploratório. As unidades 
podem ser simples ou associações de até quatro componentes, sendo comuns inclusões de outras classes 
de solos. Precisão de informações entre 50 e 70% de confiabilidade. 
 (b) Média intensidade (1:100.000 a 1:250.000): Informações de natureza qualitativa e semi-quantitativa 
visando a elaboração de projetos de uso e planejamento, incluindo seleção de áreas para colonização, 
construção de rodovias e ferrovias e para levantamentos mais detalhados, bem como zoneamentos 
agroecológicos. Unidades simples e associações de até quatro componentes. Precisão entre 70 e 80% de 
confiabilidade. 
(c ) Alta intensidade (1:50.000 a 1:100.000): Informações de natureza qualitativa e semi-quantitativa 
em áreas prioritárias para desenvolvimento de projetos agrícolas, pastoris e florestais, instalação de 
núcleos de colonização e localização de estações experimentais. Fornece informações razoavelmente 
precisas para planejamento geral de conservação e manejo dos solos. Unidades simples e associações 
de até três componentes. Precisão em torno de 80% de confiabilidade. A freqüência de amostragem é de 
um perfil completo e um perfil complementar. Todas as classes devem ser caracterizadas por um perfil 
representativo completo. 
 
 
 89 
8.3.3. Semidetalhado ( 1:100.000, 1:50.000 preferencial) 
 Tem por objetivo obter informações básicas para implantação de projetos de colonização, 
loteamentos rurais, estudos integrados de microbacias, planejamento local de uso e conservação e 
estudos prévios para engenharia civil. As unidades de mapeamento são identificadas ao longo de 
toposeqüências selecionadas. Os limites inferidos por fotointerpretação são testados a campo. As 
unidades simples, complexos e associações são definidas a nível de família: grupamento textural (em 
notação simples, binária ou ternária), classes de declive, vegetação, pedregosidade e rochosidade. 
 
8.3.4. Detalhado ( 1:20.000 preferencial) 
 Visa obter informações sobre solos em áreas relativamente pequenas, onde está previsto o uso 
intensivo do solo como: projetos conservacionistas, caracterização de estações experimentais, projetos 
de irrigação, drenagem e projetos de engenharia civil. 
 A freqüência de amostragem deve ser suficiente para detectar diferenças de solos em pequenas 
áreas, sendo necessários para tal um perfil completo e dois complementares, de modo a tipificar os 
perfis modais e suas amplitudes de variação (incluindo amostras extras). As unidades de mapeamento 
são identificadas por caminhamento, toposeqüências e com observações a pequenos intervalos. 
 Normalmente envolve unidades simples, admitindo até 15% de inclusões, definidas e 
conceituadas ao nível categórico mais baixo, acrescentando: sequência de horizontes, profundidade do 
solum, espessura do horizonte A, natureza do substrato, cor, mosqueado (quantidade e posição no 
perfil), consistência, estrutura, relações entre frações, caráter epieutrófico/epiálico/epidistrófico. A 
seleção de características deve seguir critérios práticos. Corresponde a definição de “série de solo” (ver 
classificação americana, seção 7.4), reconhecida, no campo, pelo conjunto de características utilizado 
na conceituação, descrição e distinção da unidade de mapeamento. Podem ser necessárias 
determinações específicas, como por exemplo densidade do solo em todos os horizontes, testes de 
infiltração, determinação de umidade a 1/10, 1/3 e 15atm, etc. 
 
8.3.5. Ultradetalhado (1:5.000) 
 Para atendimento de problemas específicos de áreas muito pequenas (áreas residenciais e 
industriais, parcelas experimentais). Método de prospeção por malha rígida (>4 observações por ha), 
detectando características especiais para finalidades específicas (oscilação do lençol freático, teores de 
determinados elementos no horizonte A de parcelas experimentais, etc). Material cartográfico 
normalmente encomendado. São necessários perfis completos em número suficiente para cada uma das 
UT. Pequenas diferenças entre classes são resolvidas com coleta de perfis complementares e amostras 
extras em quantidade necessária. A unidade básica de mapeamento corresponde à fase de série de solos, 
com tantas subdivisões quanto necessárias. 
 
 
Tipo de 
levantamento 
Reconhecimento Semidetalhado Detalhado Intensivo 
Escala 1:1.000.000 a 1:300.000 1:300.000 a 1:125.000 1:125.000 a 1:32.000 1:32.000 a 1:12.000 1:12.000 a 1:1.000 
Tamanho da U.M. 35-50km2 500.000 a 500ha 1000 a 10ha 1.6 a 1.0ha  0.5ha 
 
Uso 
 
 inventário de recursos  
  locação de projetos  
  levantamento de adequabilidade  
  levantamento de manejo  
 
 
Fonte 
 
Imagens Landsat TM e MSS  
  Landsat TM e MSS (digital)  
  Landsat TM (digital)  
 Fotografia aérea (alta altitude)  
  Fotografia aérea (baixa altitude)  
 
 
8.4 LEGENDA E TIPOS DE MAPAS PEDOLÓGICOS 
 90 
 
8.4.1 Tipos de mapas 
 
 Os mapas de solos representam a localização, a extensão, o arranjo e a disposição das unidades 
taxonômicas na paisagem. Esses podem ser confeccionados a partir de observações feitas a campo 
(levantamentos) - mapas autênticos - ou a partir de outros mapas - mapas compilados. A cada tipo de 
levantamento corresponde um tipo de mapa pedológico, ex.: mapa de reconhecimento de média 
intensidade, etc. Os mapas compilados podem ser esquemáticos ou generalizados. 
 Os mapas esquemáticos são confeccionados a partir de informações pedológicas pré-existentes 
e de correlações com aspectos do meio físico (geologia, geomorfologia, clima e vegetação). 
Confeccionado para regiões amplas e de difícil acesso, permitindo uma idéia grosseira a respeito dos 
solos que possam ocorrer (escala 1:1.000.000). 
 Os mapas generalizados são compilados a partir de relatórios de levantamentos mais detalhados 
(publicados ou não). São eliminados detalhes, as generalizações podem ser cartográficas (agrupando 
delineamentos) ou taxonômicas (fundindo em classes de nível categórico mais elevado ou formando 
associações). Com isso simplifica-se e diminui-se de tamanho da legenda, o que implica normalmente 
em generalizações cartográficas. 
 
8.4.2 Legenda 
 
 Após a classificação definitiva dos solos as unidades de mapeamento são ordenadas em uma 
legenda, usando símbolos e sinais convencionais de pronta identificação no mapa, ex.: PVAd1. 
 As letras maiúsculas do símbolo da unidade têm a finalidade de identificar as unidades de 
mapeamento; as letras são selecionadas de forma a lembrar a qual classe pertence o solo, ex.: PVA - 
Podzólico Vermelho-Amarelo (ver simbologia no apêndice I em Embrapa,1999). 
 As letras minúsculas utilizadas referem-se ao 3o nível categórico (grandes grupos), relacionando 
propriedades como tipo e arranjo de horizontes (argilúvico – t, húmico – h, carbonático – k, etc), 
atividade de argila (Ta – v, Tb - b) e saturação do complexo sortivo (eutrófico - e, distrófico – d, 
alumínico – a, sódico – n, sálico – z, etc), entre outras. Os números não têm um significado específico, 
servindo tão somente para indicar a seqüência em que sucedem-se as unidades de mapeamento dentro 
da legenda. 
 
8.5. USO DE MAPAS PEDOLÓGICOS E DE SEUS RELATÓRIOS 
 
 Dependendo do tipo de levantamento (seção 8.3) realizado, o relatório e mapa fornecerão 
informações diferentes quanto à intensidade e precisão. Assim, um levantamento de reconhecimento 
oferece uma informação suficiente para um planejamento regional ou estadual, porém pouco precisa 
para se identificar o tipo de solo que ocorre em uma propriedade rural específica, ou seja, apresenta uso 
limitado para um planejamento agrícola a nível de propriedade. 
 Tem sido reduzido o aproveitamento dos levantamentos de solos no país, motivado pela carência 
de ligação interdisciplinar e pelo pouco conhecimento da sua aplicação prática e subsidiária em outros 
campos (Klamt, 1987). Dessa forma, depreende-se que os relatórios dos levantamentos de solos tem 
sofrido, por um lado, incompreensões e, por outro, cometido certos equívocos. As incompreensões 
partem do despreparo dos possíveis usuários e do desconhecimento de que o levantamento de solos não 
se trata de uma pesquisa “fim” e sim de uma pesquisa “meio”. Os equívocos tem por base a linguagem 
demasiadamente acadêmica - “taxonomez”, entendida apenas pelos pedólogos e outros técnicos 
especialmente preparados, que se estende também às informações interpretativas, baseadas em sistemas 
de classificação de uso pouco familiares aos usuários (Klamt, 1987). 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA: 
 
 91 
DENT, D & YOUNG, A. Soil Survey and Land Evaluation. London: George Allen & Unwin, 1980. 278p. 
EMBRAPA. Centro Nacional de Pesquisa de Solos. Sistema brasileiro de classificação de solos. Brasília: 
EMBRAPA. Rio de Janeiro, 1999. 412p. 
EMBRAPA. CNPS (Centro Nacional de Pesquisas de Solos). Procedimentos normativos de levantamentos 
pedológicos. Brasília: Embrapa – SPI, 1995. 116 p. 
EMBRAPA. SNLCS (Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos). Bases para leitura de Mapas 
de Solos. Rio de Janeiro: Embrapa – SNLCS, 1981. (Série Miscelânea, 4) 
KLAMT, E. Estilo de relatório de levantamentos semidetalhados e seus usuários mais comuns. B. Inf. da SBCS, 
Campinas, v.12, n.3, p.84-92, 1987. 
 
 
ADENDO: 
 
1. CRITÉRIOS 
 
1.1. Métodos de prospecção 
 
Transeções: observações efetuados por meio de caminhamentos planejados, a intervalos regulares (por pontos) ou 
toda vez que se perceba mudanças de classes ou características importantes (por linhas). 
Levantamentos de área piloto: investigações minunciosas de áreas menores e extrapolação para o restante da 
área, indicados para mapeamentos de natureza genérica. 
Toposequências: correlação dos solos e suas variações com superfícies geomórficas (drenagem, profundidade, 
declive, comprimento e forma das pendentes, posição e exposição dos solos em relação às encostas), mais 
apropriado para levantamentos detalhados. 
Sistemas de malhas: levantamentos detalhados e ultradetalhados, para estimativa do grau de heterogeneidade e 
estatísticas da variabilidade dos solos. 
Caminhamento livre: uso da fotointerpretação e correlação e do próprio julgamento (experiência) para localizar 
os pontos de observação e amostragem, requer fotos aéreas e imagens em escalas adequadas. 
 
1.2. Densidade de observações 
 
 Teoricamente  0,25 a 5 observações por cm2 de mapa. 
 Entretanto, é função do tipo de levantamento, da escala e da extensão e da heterogeneidade da área. 
 Três tipos de observações: (a) para classificação dos solos; (b) para verificação dos limites entre as unidades 
de mapeamento; (c) especiais, para fenômenos específicos. 
 A utilização de recursos de geoprocessamento podem reduzir a densidade de observações. 
 
1.3. Frequência de amostragem 
 
 A frequência de amostragem é função do tipo de levantamento, objetivos, escala de publicação, grau de 
heterogeneidade da área de trabalho e da composição das unidades de mapeamento. Deve ser suficiente para 
definir as unidades de mapeamento e também possibilitar a estimativa das amplitudes de variação das U.T. 
 Indicados no mapa os locais de amostragem dos perfis completos, dos perfis complementares e das amostras 
extras. Nas fichas de descrição é indispensável o georreferenciamento dos pontos (latitude, longitude e altitude). 
 
1.4. Material básico e de publicação 
 
 Mapas planaltimétricos, imagens de radar e de satélite, fotografias aéreas, carta-imagem de sensores remotos 
orbitais, levantamentos topográficos convencionais e restituições aerofotográficas. 
 Utilização de mapas básicos em escala 2 ou 2,5 vezes maior que a escala de publicação. 
 Recomenda-se conduzir o mapeamento tendo em mente a escala final de publicação, evitando o excesso de 
detalhe, incompatível com a escala final, ou a insuficiência de informações (generalizações e reduções cartográficas). 
 A escala final de publicação é decidida na fase de planejamento e é função dos objetivos, não obstante, 
recomenda-se que a decisão seja tomada com base na disponibilidade de material cartográfico básico (qualidade e 
escala) e extensão da área (de tal modo que o mapa final tenha apresentação e dimensão adequadas). 
 
1.5. Área mínima mapeável 
 92 
 
 Menores dimensões que podem ser legivelmente delineadas num mapa, área = 0,4 cm2. 
 
- Ver síntese no Procedimentos Normativos ... p.83 e 84. 
 
 
2. ETAPAS E EXECUÇÃO DE LEVANTAMENTOS PEDOLÓGICOS 
 
 Os detalhes do planejamento são afetadas pelas circunstâncias do levantamento, por um lado, representadas 
por uma organização nacional de levantamentos de solos, perseguindo um programa sistemático (com propósito 
geral), e por outro lado, um consultor particular (com propósito especial). Quanto mais claro for definido os 
objetivos, mais provavelmente serão encontrados os caminhos para os atingir. 
 O responsável pelo fechamento do contrato necessita primeiro fazer uma apreciação dos objetivos e dos 
problemas do levantamento; existência de dados (clima, geologia, história do Quaternário, topografia, fotos aéreas 
e sensoriamento remoto, levantamentos anteriores). Com base nisso pode formular propostas, escolha dos métodos 
empregados, grupo de trabalho, tempo e custos envolvidos. Pode apresentar um modelo de resultados, mostrando 
como eles seriam e indicando como eles resolveriam o problema colocado (pode ser mostrado os resultados de um 
levantamento semelhante). 
 
2.1 Planejamento 
 
(1) Identificação e definição dos objetivos: locação, extensão e limites da área; problemas a serem resolvidos; 
tempo disponível. 
(2) Avaliação do ambiente físico e social. 
(3) Forma do levantamento: escala de publicação; escala de mapeamento; intensidade, locação de profundidade de 
observação; papel do sensoriamento remoto; estudos de campo adicionais; requerimentos de laboratório. 
(4) Classificação do solo e legenda de mapeamento. 
(5) Avaliação das terras/interpretativa: estudos de campo; legenda interpretativa. 
(6) Disponibilidade e adequabilidade de fotos aéreas e base topográfica. 
(7) Cronograma de levantamento. 
(8) Pessoal: líder do projeto; profissionais, suporte. 
(9) Logística: acomodação, viagens, transporte no campo, equipamento e materiais; laboratório. 
(10) Publicação de resultados: forma de publicação; método de impressão; número de cópias.(11) Custos 
Dent, capítulo 2 (detalhes) 
 
2.2. Etapas 
 
Cronograma simplificado (Dent, 1980) 
 
 Semanas 
 1 3 6 9 12 15 18 21 24 27 30 
 
Mobilização do pessoal 
Pesquisa de campo 
Fotointerpretação preliminar 
Mapeamento sistemático 
Testes de campo 
Análises de laboratório 
Atividades interpretativas 
Checagem do levantamento 
Confecção do Relatório 
 
 
 
 Três fases principais: pesquisa, mapeamento e interpretação 
 
2.3 Fase de Pesquisa 
 
Procura estabelecer: 
 93 
- quais as propriedades de solos importantes para o propósito do levantamento; 
- as relações de campo entre as propriedades de solo e feições de superfície; 
- as classes de solos a serem mapeadas e a legenda de mapeamento; 
- como a produtividade potencial da terra e as práticas de manejo recomendadas estão relacionadas a unidades de 
mapeamento praticáveis. 
 
 A fase de pesquisa tem sido erroneamente chamada de fase de “reconhecimento” ou “preliminar”, como se 
fosse um elemento menor no levantamento. Tipicamente essa fase ocupa aproximadamente um terço de um 
levantamento com propósito geral e até a metade de um com propósito especial, podendo até suplantar a fase de 
mapeamento. É a fase mais difícil. 
 
 O estabelecimento de relações de campo: o único princípio de valor universal em mapeamento é solo = f 
(material de origem , clima, topografia, organismos e idade da paisagem). Fotointerpretação preliminar 
(geomorfologia, vegetação e uso da terra), forma da superfície, declividade, material de origem (mapas 
geológicos). Transecções é o método mais produtivo para estabelecer a faixa de tipos de solos e sua posição na 
paisagem. 
 A investigação da variabilidade dos solos: estudo estatístico formal ou procedimento mais rápido 
(transversas curtas dentro de cada unidade de relevo principal). 
 O desenvolvimento de uma legenda de mapeamento provisória (preliminar). As unidades de solos mais 
fáceis, ou mais práticas, de mapear não são necessariamente equivalentes as classes taxonômicas dos sistemas de 
classificação de solos. Muitas vezes é preferível mapear essas unidades solos naturais e considerar os equivalentes 
da classificação posteriormente. A legenda provisória deve ser considerada como a legenda final, porém faltando 
pequenos detalhes. 
 As relações detalhadas entre as feições de superfície e os solos irão mostrar: (a) quais limites podem ser 
transferidos com confiança a partir da fotointerpretação preliminar; (b) quais feições visíveis procurar no 
levantamento de campo; (c) quais posições da paisagem fazer as observações de campo. Quanto melhor isto for 
estabelecido mais rápida e eficiente irá ser a fase de mapeamento. 
 Nessa fase pode ser útil coletar amostras de locais chave para determinação de propriedades necessárias para 
caracterização das unidades de mapeamento. 
 
2.4 Fase de Mapeamento 
 
 A escolha de locais de observação pode ser feita por grade (malha) ou livre. No levantamento livre a 
densidade de observações é ajustada conforme os requerimentos do levantamento e a complexidade dos padrões de 
solo, requer bom material de base e feições no campo para boa navegação. O mais recomendável é fazer uma 
espécie de combinação entre os dois, fazendo pelo menos uma observação a intervalos regulares. 
 As observações de campo dos perfis são feitas em três níveis de detalhe: perrfis representativos, descrições 
intermediárias e descrições breves (ou identificação do tipo de solo). No último, profundidade, cor, textura, 
estrutura e drenagem, a tradagem se inclui nesse caso. 
 A marcação dos limites entre as unidades sai melhor marcadas no campo do que por interpolação entre 
observações (exceção quando características como salinidade são usadas para separar unidades). 
 Para colocar em dia as observações de campo realizadas são necessárias sessões regulares de 
fotointerpretação no escritório, incorporação na base de levantamento e interpretação, para não declinar a 
qualidade do trabalho. 
 A amostragem deve ser realizada de baixo para cima, amostras de solos mal drenados devem ser mantidas na 
sua condição natural espremendo o ar antes de fechar o saco e amostras com pirita devem ser congeladas. 
 
2.5 Fase de Interpretação 
 
 Pode ser feita simultaneamento com as fases de pesquisa ou mapeamento ou tratada como uma fase separada. 
O “levantador” deve chamar a atenção para os outros membros da equipe de características observadas e trabalhar 
em conjunto com esses para fazer modificações nas recomendações standards. 
 A variedades de atividades possíveis é muito grande, por exemplo para engenharia, programa de coleta de 
amostras, para irrigação, testes de campo específicos. 
 Dois tipos: estimativa de produção agrícola e resposta do solo. Como o solo irá responder a mudanças 
propostas (erosão, irrigação, etc). 
 A classificação de uso ou aptidão se inclui nessa fase. 
 
2.6. Embrapa 
 94 
 
 Roteiro de operações para execução de levantamentos: (a) campo; (b) escritório; (c) laboratório. 
 
A - Áreas bem desenvolvidas, bem servidas por sistema rodoviário, regiões agrícolas, cerrados e campos. 
 
1- Delimitação da área de trabalho 
2- Definição: tipo de levantamento; objetivos; precisão; escala; disponibilidade de mat.cartogr. e sensores remotos. 
3- Dimensionamento da equipe de trabalho. 
4- Elaboração do cronograma de execução 
5- Orçamento, custos e cronograma de gastos. 
6- Providências de aquisição de: material cartográfico básico, fotos aéreas, imagens e bases planialtimétricas, etc. 
7- Aquisição de material bibliográfico (mapas temáticos e respectivos relatórios). 
8- Confecção da base do mapa final de solos (temas apropriados a cada tipo de levantamento). 
9- Planejamento do conteúdo e da forma de apresentação do relatório final. 
10- Redação preliminar de aspectos do meio físico, método de trabalho e descrição geral da área. 
11- Interpretação preliminar (fotos aéreas, imagens) com base em levantamentos pedol. anteriores e meio físico. 
12- Verificação preliminar da área para elaboração da legenda preliminar; coleta de amostras. 
13- Definição e descrição sumária das unidades de mapeamento e montagem da legenda preliminar. 
14- Mapeamento e coleta de amostras, atualização da digitação dos dados. 
15- Revisão da legenda preliminar, ajustes e correlação para solução de problemas pendentes. 
16- Mapeamento e segunda revisão da legenda, coleta de amostras, perfis complementares e perfis modais. 
17- Conclusão do mapeamento, terceira revisão da legenda, testes de composição e verificação de limites. 
18- Compilação dos delineamentos de campo para a base. 
19- Coleta de perfis completos representativos de todas as classes de solos, testes de campo. 
20- Conclusão das análises de perfis completos, complementares e amostras extras. 
21- Classificação definitiva dos solos em sistema taxonômico vigente. 
22- Legenda final, Relatório final, Digitação do mapa final, mensuração de áreas. 
23- Relatório final com recomendações práticas e conclusões. 
 
B- Áreas de florestas densas, de acesso dificultado, servidas por poucas estradas e vias fluviais. 
C- Áreas montanhosas, inaptas para exploração agropecuária, reservas indígenas, de preservação ecológica, etc. 
D- Áreas temporárias ou permanentemente inundadas (mangues, pantanal, igapós, planícies costeiras). 
 
 Nestas áreas é difícil seguir o roteiro, usa-se amplamente a fotointerpretação e o geoprocessamento, 
combinando-se verificações de campo em áreas piloto ou linhas de caminhamento (extrapolação). 
 
3. LEGENDA E MAPAS PEDOLÓGICOS 
 
3.1. Legenda 
 
- Legenda preliminar: listagem provisória das classes de solos identificadas durante o reconhecimento geral daárea. 
 
- Legenda incompleta: ajuste, modificações e correções a medida que progride o trabalho de mapeamento. 
 
- Legenda completa (final): após a classificação definitiva dos solos, unidades de mapeamento ordenadas com 
símbolos e sinais convencionais de pronta identificação no mapa. 
 
- Bases para leituras (EMBRAPA, 1983): 
- Legenda preliminar: 
- Legenda de campo: listagem a ser atualizada ao longo do levantamento. 
- Legenda aberta: flexibilidade a inclusão e exclusão de unidades. 
- Legenda não controlada: número de unidades muito grande que complicam a compreensão e a utilização do 
levantamento. 
- Legenda com nomes comuns: reservada para levantamento detalhados (a nível de séries); quando usada para 
levantamentos de reconhecimento ou mais generalizada em parte é comparável a legenda não controlada. 
- Legenda de identificação: lista com todos os símbolos atribuídos as unidades de mapeamento, coincide com a do 
mapa pedológico. 
- Legenda descritiva: resultado da contínua atualização da parte descritiva da legenda preliminar. 
 95 
 
3.2. Correlações 
 
 Atividade normal e permanente que tem os seguintes objetivos: 
 (a) estabelecer padrões para descrições de características dos solos e do meio físico em que ocorrem. 
 (b) definir e conceituar classes de solos; 
 (c) desenvolver e menter em revisão contínua os sistemas taxonômicos. 
 
 É de responsabilidade dos coordenadores dos levantamentos e das equipes locais. A realização de correlações 
com abrangência nacional ou regional é responsabilidade do CNPS. Ë importante a participação conjunta de 
especialistas do CNPS e da EMBRAPA e de instituições de ensino, assistência técnica, pesquisa e planejamento. 
 
3.3. Avaliação de qualidade de mapas 
 
 Atualizações de legendas, descrições e conceituações de unidades taxonômicas e de mapeamento, 
nomenclatura e precisão nas delineações de unidades de mapeamento. 
 É julgada pela precisão das informações contidas, número de acertos quanto à predição da natureza dos solos 
(probabilidade de erro e acerto no campo quanto à designação das unidades, suas composições e características 
conforme descritas em relatórios e seus limites mostrados em mapas). 
 Deve ser uma atividade exercida durante todo o período de execução do levantamento, iniciando com a 
elaboração da legenda preliminar e prosseguindo com revisões e procedimentos de correlação. Compreende a 
tentativa de alcançar o máximo de eficácia na execução de um levantamento pedológico. 
 Busca reduzir ao máximo a variabilidade intraclasse através de observação e amostragem. Para tal: (a) 
estratifica-se a observação e amostragem por delineamento individual; (b) registra-se cada ponto; (c) efetua-se a 
análise estatística dos dados; (d) compara-se os resultados com o mapa e o relatório descritivo. 
 
Observação Dent (1980): 
- Levantamentos de solos são interpretações da paisagem (modelo conceitual), dois levantamentos da mesma área 
por equipes diferentes podem dar resultados algo diferente. 
- Para manter a qualidade deve-se fazer reuniões regulares, discutindo as características dos solos, coordenada pelo 
líder-correlacionador, que pode originar idéias de refinamento (ex. textura, etc). 
- A veracidade do mapa pode ser realizada checando-se aleatoriamente pontos dentro de cada unidade. Se cair 
abaixo do nível aceitável o mapeamento ou legenda deve ser questionado 
 
Elaboração de relatórios e legenda: ver Dent (1980) cap.13 e Bases para leitura… p.17-24.