Conceito de Solo na Agronomia

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UNIVERSIDADE DA REGIÃO DA CAMPANHA 
CURSO DE AGRONOMIA 
CENTRO DE CIÊNCIAS EXATAS E AMBIENTAIS 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
MATERIAL DIDÁTICO 
MORFOLOGIA E GÊNESE DO SOLO 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
BAGÉ, RS 
 
 
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QUÍMICA DO SOLO 
 
 
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 e 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. 
 Brady e 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. 
3 
 
 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 ideia 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 e FANNING, 1989). 
 
 
Na Engenharia, o termo solo equivale ao regolito (Figura 1), que se refere 
ao manto inconsolidado da crosta terrestre, ao passo que, do ponto de vista 
5 
 
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. 
 
 
 
 
Figura 1. Terminologia e relação entre os segmentos da crosta terrestre 
 (extraído de FANNING e FANNING, 1989). 
 
 
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. 
6 
 
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 metodologiacontida 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). 
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 
7 
 
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. Seqüência de horizontes em solos com graus de desenvolvimento 
diferentes. 
 
O solo é um corpo tridimensional que ocupa uma posição definida na paisagem 
(Figura 3). 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, 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. 
 
 
8 
 
 
Figura 3. 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, pela diferença de espessura e cor. 
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 
9 
 
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, constituindo o substrato rochoso. 
* Material orgânico:: Carbono orgânico 
** óxidos, hidróxidos e oxi-hidróxidos de alumínio e ferro. 
 
 
 
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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, que são decorrentes de processos pedogenéticos ou 
ações antrópicas de horizontes e camadas principais (O, H, A, E, B, e C). 
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. 
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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). 
 
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 umatrena, 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; 
12 
 
- 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, 
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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; 
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). 
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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 
15 
 
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 
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. 
 
 
16 
 
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, 
17 
 
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. 
 
 
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 em uma maior umidade relativa. 
18 
 
 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 
19 
 
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 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. 
 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 Combinaçãode 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 
 
20 
 
 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. 
 
 
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+ 
entram na estrutura dos silicatos em coordenação 8, ou cúbica (Tabela 3.4b). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
21 
 
 
 
 
 
Tabela 3.4. Relação entre os raios iônicos (a) e a geometria do empacotamento 
(b) 
 
 (a) 
Ele-
mento 
Raio 
iônico 
Raio cátion 
Raio oxigênio 
 
O
2-
 1,32  
Si
4+
 0,42 0,32 
Al
3+
 0,51 0,39 
Fe
3+
 0,64 0,48 
Mg
2+
 0,66 0,50 
Fe
2+
 0,74 0,56 
Na
+
 0,97 0,73 
Ca
2+
 0,99 0,75 
K
+
 1,33 1,00 
 
 
 
 
 (b) 
Mínima razão 
do raio Coordenação do cátion 
Geometria 
do 
empacota
mento 
 
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 
 
 
 
 
 
 
22 
 
 
 
 
 
Tabela 3.5. 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 principalmente pelo feldspatos potássicos 
(ortoclásio e microclínio) e pelos feldspatos sódico-cálcicos (plagioclásios), são 
importantes minerais formadores das rochas ígneas e metamórficas. 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 participa da composição de todos os tipos de rochas, ígneas ácidas 
(granitos), sedimentares (arenitos) e metamórficas.Sua grande resistência a 
alteração 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. São 
facilmente intemperizáveis, liberando nutrientes para as plantas como Ca e Mg e 
elementos para a formação de minerais no solo. 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. A biotita e a muscovita contém alto teor de K, 
constituindo uma importante fonte potencial desse nutriente para as plantas (K não 
trocável). 
 
23 
 
 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. 
 
 
Capitulo 4 
 
MINERAIS DO SOLO 
 
 Na pedosfera, 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 4.1). 
 
 
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 4.1. Distribuição média dos minerais nas diversas frações dos solos (Brady & Weil, 1999). 
 
 
 
 
24 
 
 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. 
 
 
4.1 ESTRUTURA CRISTALINA DOS ARGILOMINERAIS E ÓXIDOS 
 
25 
 
Os argilominerais, assim como todos os filossilicatos, apresentam estrutura em 
camadas formadas pela justaposição de lâminas tetraedrais com lâminas 
octaedrais (Figura 4.2). 
 
 
Figura 4.2. União de tetraedros formando uma lâmina tetraedral (a) e de octaedros formando uma lâmina octaedral (Costa, 
1979). 
 
 
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 
4.3). 
 Tipo 1:1 
 
 Tipo 2:1 
 
Figura 4.3. União de tetraedros formando uma lâmina tetraedral (a) e de octaedros formando uma 
lâmina octaedral (Costa, 1979). 
 
 
 
 
Os argilominerais podem possuir camadas compostas por uma lâmina tetraedral 
 
26 
 
As ligações entre as camadas podem ser muito fortes, constituindo os 
argilomineraisnão-expansivos, ou então podem ser mais fracas, permitindo o 
afastamento das camadas entre si, constituindo os argilominerais expansivos. 
 
 
 
 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 
 
 4.2 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. 
 
Minerais Silicatados 
 (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 4.4). 
 Apesar disso, a caulinita apresenta uma CTC (capacidade de troca de 
cátions) muito pequena, que varia entre 3 e 15 cmolc kg
-1. 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. 
 Lâminas tetraedrais de Si+4 ligadas a laminas octaedrais de Al+3 
compratilhada dos oxigênios apicais dos tetraedros tipo 1:1. Mineral secundário 
do solo, formado pela intemperização dos fesdpatos e das micas. Minerais não 
expansivos, ajudam na garegação, aeração e drenagem do solo. 
 
 
27 
 
 
Figura 4.4: Caulinita observada e DRX. 
 
 
28 
 
(b) Micas 
 Argilominerais 2:1 não-expansivos, com distância fixa de 10Å (1,0 nm) entre as 
camadas. 
Lâmina octaedral de Al entre diuas lâminas tetraedrais de Si. Os cátions encontrados na 
lâmina octaedral são Al, Mg e Fe. 
Nos tetraedros de Si pode haver substituição de Al+3 por Si+4, originando cargas 
negativas nesse mineral, as quais são compensadas pelo cátion K+, nas entrecamadas, 
com ligação forte, impedindo sua expansão. Minerais primários mais comuns s 
 
 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 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. 
 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. Mica hidratada, não expansiva. 
 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. 
 
 
 
(c) Vermiculita 
 
 São derivadas da transformação das Micas pelo intemperismo. 
Argilominerais 2:1 expansivos, com distância basal variável entre 10 e 15Å (1,0 e 
1,5nm), quando, respectivamente, retendo ion potássio e agua (figura 4.5). 
A camada tetraedral (Al substitui Si) originando excesso de cargas negativas. 
29 
 
 As vermiculitas possuem uma CTC (capacidade de troca de cátions) muito 
elevada, variando entre 140 e >200 cmolc kg
-1. 
A capacidade de expansão e de contração confere ao solo plasticidade e 
pegajosidade. 
 
 
Figura 4.5. Vermiculita observada em DRX. 
(d) Esmectitas 
 
 Octaedro de Al+3 substituido por Fe+2 ou Mg+2 . Argilominerais 2:1 
expansivos com distância basal entre 10 e 20Å ou 1 a 2,0 nm, variável conforme o 
tipo de cátion e o número de camadas de moléculas de água presente nas 
entrecamadas. CTC de 80 a 120cmolcKg
-1 . 
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 4.6). 
 A grande capacidade de expansão e contração das esmectitas confere aos 
solos uma elevada plasticidade e pegajosidade quando úmidos e uma 
30 
 
consistência dura e muito dura quando secos, tornando o manejo agrícola desses 
solos muito difícil. 
Pela expansão das camadas permite entrada de cátions hidratados, moléculas de 
água, herbicidas e fungicidas. 
 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 
espécies de 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. 
 
Figura 4.6. Esmectita observada em DRX 
 
Minerais Não Silicatados 
 
4.2. 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 
31 
 
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 
 Originários da decomposição dos minerais primários ferro-magnesiano como 
as olivinas, piroxênios e anfibólios, encontrados em Rocas magmáticas como o 
basalto. 
Os óxidos de Fe estão amplamente distribuídos nos solos, sendo responsáveis 
pelas cores vermelhas, alaranjadas, amareladas observadas na maioria dos 
solos. 
 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. 
Goethita (FeOOH): octaedro de Fe-O-OH. Formação em regiões de baixa 
temperatura, elevado teor de umidade, materia orgânica, de pH ácido e teor de 
aluminio trocável elevado. Cor amarela e maron nos solos. 
 
Hematita (FeO3): octaedro de Fe rodeado por seis atomos de O e ou OH. 
Forma-se e condições opostas a Goethita, clima quente e umidas, de Rochas 
com alta concentração de minerais ferro-magnesianos. Cor vermelha ao solo. 
 
(b) Óxidos de Al 
 
 Estrutura cristalina octaédrica, dois planos de OH- com íons de Al+3 entre 
eles. 
 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. 
 
32 
 
(c) Óxidos de Mn 
 
 Estão em formas não cristalinas, podem absorver metais pesados como 
Cromo. 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 mineraisprimários. O mineral mais comum é a birnessita [(Na,Ca) Mn7O14. 28H2O], 
seguida da vernadita (MnO2), ambos de baixa cristalinidade. 
 
(d) Óxidos de Ti 
 
São muito resistente ao intemperismo. 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 são o anatásio e o rutilo (ambos TiO2, não possuem importância 
agrícola), ocorrendo em alguns solos a ilmenita (FeTiO3), mineral do grupo da 
hematita. 
 
 
4.3 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. 
 
 
 
 
 
 
33 
 
CAPÍTULO 5 
 
ORIGEM DAS CARGAS ELÉTRICAS NOS MINERAIS 
 
5.1 Substituições Isomórficas: é a substituição de um íon por outro num cristal, 
conservando a mesma estrutura, devido a semelhança dos raios iônicos dos íons 
que substituem e dos que são substituídos. 
 
Podem ocorrer substituições isomórficas nas lâminas tetraedrais e 
octaedrais. 
Mais comum é o Si 4+ ser substituído pelo Al+3 na lâmina tetraedral e o Al+3 
ser substituído pelo Mg+2 e Fe+2 na lâmina octaedral. 
O oxigênio faz o balanço das cargas que sobraram, havendo um excesso 
de carga negativa na superfície do mineral. 
 
As Cargas Negativas que se originam nos silicatos pela substituição 
isomórfica são chamadas de Cargas Permanentes , não sendo afetados pelo pH 
do solo, pois se originam na estrutura do mineral . 
 
 
 A existência dessas cargas negativas nos argilominerais do solo é 
importante para CTC com a solução do solo como Ca+2, Mg +2 , K+ , NH +4 . 
 
 
Tedraedro Si+4 Tedraedro Al+3 O - +Ca +2 
 
Octaedro Al+3   K+ + - O Octaedro Mg+2 
 
Tedraedro Si+4 Tedraedro Al+3 O - +Mg 
+2 
 
 
Cargas dependentes de pH: depende do pH do solo ( ácido ou alcalino), 
presença de óxidos de Al e Fe originam essas cargas . 
34 
 
 
 
5.2 PODER DE SUBSTITUIÇÃO DOS CÁTIONS NO SOLO 
 
Está relacionado ao raio iônico e a valência de cada elemento, que 
quanto maior , maior será o poder de substituição . 
 
 Cátions monovalentes : H + > NH 4
+ > K + > Na + > Li + 
 Cátions bivalentes : Ba ++ > Si ++ > Ca ++ > Mg ++ 
 Cátions trivalentes : Al +++ > Fe +++ 
 
 
 
5.3 TROCA IÔNICA 
 
Ocorre entre duas fases do solo : a sólida e a líquida ou duas sólidas. 
 
 F.SÓLIDA F.LÍQUIDA F.SÓLIDA 
 
 COLÓIDE H2O COLÓIDE 
 
 
 
 
 F.SÓLIDA F.L. F.SÓLIDA 
 
 COLÓIDE H2O COLÓIDE 
 
 
 Podem acontecer as trocas entre as fases sólidas desde que os 
teores de umidade se reduzem, havendo uma aproximação das duas 
fases internas sólidas . 
 
 
35 
 
5.4 ADSORÇÃO 
 
Capacidade dos colóides de se manterem aderidos a capa externa da 
fração, podendo ou não fazer trocas com a fase líquida do solo . 
Os íons adsorvidos ficam retidos à capa externa dos colóides, 
podendo passar para a solução do solo e serem utilizados pelos vegetais 
ou perdidos por lixiviação quando ocorrer uma enxurrada. 
 
 K
+ 
 OH 
-
 
 Ca
+2
 
 COLÓIDE Al 
+3 
 
 Mg
+2 
 
 
 
 
5.5 ABSORÇÃO 
 
Capacidade das argilas de colocar entre suas camadas elementos 
nutritivos úteis às culturas . 
Os elementos absorvidos podem passar para a solução do solo, 
quando ainda não sofreram fixação . 
 
 
 
 K + 
 COLÓIDE H + 
 Al +++ 
 
 
CAPACIDADE DE TROCA DE CÁTIONS - CTC 
 
 Soma total de cátions trocáveis que um solo pode adsorver a um pH 
específico . 
36 
 
 
 
CAPACIDADE DE TROCA DE ÂNIONS - CTA 
 
 Soma total de ânions trocáveis que um solo pode absorver a um pH 
específico. 
 
 
FATORES DE QUE DEPENDE A CTC DO SOLO 
 
a) Valência do cátion: maior a valência, maior a CTC ou poder de 
deslocamento do cátion. 
b) Raio iônico do cátion: maior o raio iônico, maior o poder 
desalojante sobre os de raio iônico menor. 
c) Hidratação do cátion: mais hidratado o cátion, maior a capacidade 
de deslocamento. 
d) Concentração do cátion: maior a concentração, maior o poder de 
deslocamento sobre as concentrações menor. 
 
SATURAÇÃO DE BASES 
 
É a relação existente entre a soma de bases trocáveis no solo e 
esta soma mais a acidez de troca .  V % 
 Pode ser classificada como: 
 Eutrófico : saturação maior ou igual a 50%. 
 Distrófico : saturação menor que 50% . 
 
Fórmula : 
 
 V % = S x 100 
 T 
Onde, 
S = Na + K + Ca + Mg + NH4 
T = S + H + Al 
37 
 
 
 
SATURAÇÃO DE SÓDIO 
 
 Relação existente entre o sódio e a soma das bases 
presentes no solo. 
 
 Sat Na = Na x 100 
 S 
 
SATURAÇÃO DE ALUMÍNIO 
 
Relação existente entre o alumínio de um solo e o seu teor mais a 
soma das bases . 
 
 Sat Al = Al x 100 
 Al + S 
 
 
 
1. Determine o valor V %, Sat Al, Sat Na e classifique quanto ao valor V % no 
perfil abaixo : 
 
 
 
Horizonte Na H+Al Al Ca Mg K 
Ap 0,04 3,5 0.4 2,2 0,5 0,09 
Bt 0,07 4,7 1.0 2,5 0,9 0,13 
Bti 0,09 4,8 1,7 3,2 1.9 0,19 
C 0.11 5.3 2.0 3.5 2.5 0.26 
 
SUPERFÍCIE ESPECÍFICA: m2 g-1 do solo, argila. 
 
É a medida dada ao solo da área de partícula por unidade de 
peso, de tal forma que quanto maior a superfície específica de uma 
partícula, maior será sua área de contato e menor será a partícula. 
A superfície específica é inversamente proporcional ao diâmetro 
da partícula . 
38 
 
 
Superfície específica externa : refere-se a capa externa dos 
minerais de argila, podendo ser expansivas ou não e fazer as trocas com 
as fases do solo . 
 
Superfície específica interna : é aquela que está no interior dos 
minerais de argila e tem a capacidade de fixar ou não os nutrientes do 
solo . 
 
 
IMPORTÂNCIA DAS ARGILAS NO SOLO 
 
1. CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA: maior CTC, maior será a 
adsorção ou fixação de nutrientes no complexo coloidal. 
 
2. CAPACIDADE DE RETENÇÃO DE ÁGUA: argilas expansivas, com 
alto grau de contração e expansão, são mais eficientes em reter água no 
solo. 
3. AGREGAÇÃO E CAPACIDADE DE INFILTRAÇÃO: a união dos 
colóides orgânicos aos inorgânicos favorece a agregação do solo . 
4. ARMAZENAMENTO DE ÍONS: argilas do tipo 2:1, altamente 
expansivas são eficientes em armazenar íons, maioria cátions . 
5. DISPERSÃO E FLOCULAÇÃO: solos com bases elevadas de Sódio 
trocável estão sujeitas à dispersão , ou seja, desestruturação. 
Solos , que a soma de bases contém alto conteúdo de cálcio, 
promove a floculação e sua posterior agregação . 
6 PLASTICIDADE : argilas expansivas tem maiorcapacidade de se moldar, ou 
seja , mudar de forma. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
39 
 
Capitulo 6 
MATÉRIA ORGÂNICA 
 
1. INTRODUÇÃO 
A Matéria Orgânica junto com os componentes inorgânicos da fase sólida 
(fração mineral) tem papel fundamental na química do solo. 
É gerada pela decomposição de Resíduos Orgânicos Animais e Resíduos 
Orgânicos Vegetais, formada por compostos de Carbono. 
MOS: todos compostos que contem carbono orgânico no solo incluindo: 
 Micro organismos vivos e mortos; 
 Resíduos de plantas e animais vivos e mortos; 
 Resíduos de plantas e animais decompostos; 
 Substanciam orgânicas microbiologicamente e ou quimicamente 
alterada. 
a) Resíduos orgânicos ou liteira: material orgânico não decomposto, 
parcial decomposição, não sendo componente da MOS. 
b) Fração “leve”: resíduos de plantas em vários estágios de decomposição 
localizados no interior do solo. 
c) Biomassa Microbiana: é a MOS presente no solo como tecido 
microbiano vivo. 
d) Substancias não-húmicas ou biomoléculas: substâncias orgânicas 
simples, identificáveis, fórmula molecular definida, curta persistência no 
solo, produzidas pelos microorganismos e raízes de plantas (exudatos). 
Carboidratos, aminoácidos, gorduras, ácidos orgânicos. São compostos 
produzidos pelos ciclos dos organismos vivos no solo, apresentando 
composição e estrutura química conhecida. 
40 
 
São eles: 
1. Ácidos Orgânicos: R-COOH: Ácidos fórmico, Acético, Oxálico, Cítrico, 
Tartárico. 
2. Aminoácidos: Glicina, Alanina, Ácido aspártico, Arginina e Lisina; 
3. Carboidratos: Celulose e Lignina. 
 
e) Substâncias húmicas ou húmus estável: compostos orgânicos com 
peso molecular alto, coloração escura, alta complexidade química e 
estrutural, formula molecular não é bem definida, persistente no solo. 
São eles: ácidos húmicos, ácidos fúlvicos e huminas. 
 
Tabela 1: Características gerais das substâncias húmicas. 
 Ác. Fúlvicos Ác. Húmicos Huminas 
Cor amarelo-marrom marrom preto 
%C 43 – 52 % 58 – 62 % n/d 
 Peso Molecular 800 – 900 até 105 variado 
 
2. FUNÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA DO SOLO 
a) Química: fertilidade, fonte de nutrientes N, S, P pela mineralização. A 
MOS tem carga elétrica de superfície, contribuindo para a CTC. 
b) Física: estruturação do solo, agregação, aeração, infiltração de água, 
retenção de agua, aquecimento do solo pela cor. 
c) Biológicos: fonte de energia e nutrientes para os microrganismos 
liberando Carbono ao solo. 
Superfície específica da MOS pode chegar a 800-900m2g-1. 
Apresentam somente cargas dependentes de pH e predominam cargas 
negativas. 
 
41 
 
3. IMPORTÂNCIA DA MATÉRIA ORGÂNICA 
 
 Fonte de nutrientes para as plantas (N,P,S), P: 50% orgânico, NS: oriundo 
de proteínas e aminoácidos; 
 Fonte de energia para os micro organismos (alto teor de MOS mais 
microbiota); 
 Disponibilidade de micronutrientes para as plantas (forma complexa e 
forma trocável); 
 Melhorar agregação diminuindo a erosão; 
 Aumentar retenção de umidade; 
 Interação com pesticidas/herbicidas/fungicidas/ 
 Acelerar o intemperismo de minerais; 
 Aumentar a CTC do solo, desenvolve cargas negativas , retendo cátions 
pelos radicais carboxílicos (R-COOH-) e fenólicos; 
 Tamponamento de acidez do solo; 
 
4. DETERMINAÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA 
 
 Determinação do teor de Carbono: oxidação a seco (temperatura 
de aquecimento 800 – 900°C, titulação com NaOH); 
 Determinação do Carbono: oxidação em solução com dicromato 
em meio ácido H2SO4. 
 MO + K2Cr2O7 → H2CO3 + Cr
3+ 
 
100/58 = 1,724 
 
%MO = C x 1,724 
 
5. COMPOSIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA 
 Carbono, hidrogênio, oxigênio, nitrogênio, fósforo, enxofre 
(CHONPS); 
 Metais: trocáveis: Ca e Mg 
 Complexados: Cu, Mn, Zn, Al, Fe; 
 
42 
 
6. DECOMPOSIÇÃO DA MATÉRIA ORGÂNICA 
Ocorre em três fases: 
 1ª fase: Reações Químicas: hidrólise, oxidação, imediatamente após a morte 
do organismo; 
2ª fase: Decomposição Mecânica: realizada pela meso e macrofauna; 
3ª fase: Decomposição Microbiana: 
 Humificação: transformação em substâncias húmicas; 
 Mineralização: decomposição total da MO em CO2 e H2O; 
 
7. FATORES QUE INFLUENCIAM A TAXA DE DECOMPOSIÇÃO DA MOS 
 
a) Umidade: maior a umidade menor taxa de decomposição da MOS. 
b) Temperatura: maior a temperatura maior a taxa de decomposição da MOS. 
c) pH: quanto maior o pH maior a taxa de decomposição da MOS. 
d) Aeração: maior a aeração maior a taxa de decomposição da MOS. 
e) Microrganismos: maior o numero de microrganismos maior a taxa de 
decomposição da MOS. 
f) Idade da planta: quanto maior o teor de lignina e celulose em plantas mais 
velhas menos taxa de decomposição da MOS. 
 
8. COMPOSIÇÃO ELEMENTAR DA MOS 
52 a 58% C 
34 a 35% O 
3,3 a 7% N e H 
Menor de 2% S e P 
 
9. RELAÇÃO C:N 
 
Leguminosas: 20:1 
Gramíneas: 40 a 80:1 
 
 
43 
 
FÍSICA DO SOLO 
 
 
CONCEITO DE FÍSICA DO SOLO 
 
Ramo da ciência do solo que trata dos atributos físicos do solo 
(características e propriedades), dos processos físicos que ocorrem no solo e sua 
influencia sobre os fatores físicos de crescimento da planta. 
 
Do ponto de vista Edafológico, o solo é considerado o meio natural para o 
crescimento e desenvolvimento das plantas, possuindo, portanto Características e 
Propriedades, conseqüentes dos efeitos do relevo, clima, organismos e do tempo 
que atuam sobre o material de origem. 
 
Característica: refere-se à essência de um objeto, aquilo que lhe é 
intrínseco, pode ser quantificado, é de sua natureza. 
Ex.: 
 Distribuição das partículas por tamanho 
 Superfície especifica 
 Teor e natureza das partículas coloidais 
 
Propriedade: é o comportamento, reação de características externas, 
inerente a ela, é extrínseca. 
Ex.: 
 pH 
 cor do solo 
 retenção de água 
 CTC 
 
 
 
 
 
44 
 
ATRIBUTOS FÍSICOS DO SOLO 
 
 
1. Textura do Solo 
 
Está relacionada com as partículas primarias e secundarias (areia, silte e 
argila) do solo e com a sensação que estas partículas oferecem ao tato como 
atrito, sedosidade e pegajosidade. 
 
Propriedades dos separados do solo 
 
Areia: solta, grãos simples (não forma agregados), não plástica, não 
pegajosa, predominância de poros grandes, pequena superfície especifica, CTC 
quase ausente, não coesa, não higroscópica. 
 
Silte: sedosa ao tato, poros de tamanho intermediário, superfície especifica 
de valores intermediários, baixa CTC, ligeira coesa quando seca baixa 
higroscópica. 
 
Argila: pegajosa quando úmida, dura e muito coesa quando seca alta 
higroscopicidade, elevada superfície especifica poros pequenos, contração e 
expansão, forma agregados com partículas de argila e MO, alta CTC. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
45 
 
 
 
Tabela 1. Escala de classificação das partículas do solo. Escala de Atterberg e 
USDA. 
 
Escala da USDA Diâmetro mm Escala Atterberg 
Areia muito grossa 2,0-1,0 -------------------------------- 
Areia grossa 1,0-0,5 2,0-0,2 
Areia media 0,5-0,25 -------------------------------- 
Areia fina 0,25-0,10 0,2-0,02 
Areia muito fina 0,10-0,05 ------------------------------- 
Silte 0,05-0,002 0,02-0,002 
Argila Menor 0,002 Menor 0,002 
 
 
 
Métodos de Analise Granulométrica 
 
Diz respeito à quantificação das partículas do solo quanto ao seu tamanho. 
 
1. Método de Campo: manipulando entre os dedos o solo umedecido,determina-se a fração pela sensação que oferece ao tato. Determinação 
grosseira. 
 Fração areia: sensação de atrito 
 Silte: sensação de sedosidade 
 Argila: sensação pegajosidade 
 
2. Método de Laboratório: é mais preciso, utilizando métodos analíticos, 
engloba 3 fases: 
a) Pré-tratamento da amostra 
 
 Eliminar os agentes cimentantes: MOS, óxidos de ferro e de 
alumínio; 
46 
 
 Eliminar os íons floculantes e sais solúveis (cálcio, magnésio); 
 Rehidratação das partículas de argila. 
 
 
 
 
b) Dispersão e obtenção de suspensões estáveis 
 
b1) Métodos Físicos ou Mecânicos: agitadores de Bouyoucos, Wiegner, 
Vai-vem. 
b2) Métodos Químicos: dispersão com íons hidratados como Lítio e 
Sódio. 
b3) Métodos Mistos: agitação na presença de agente dispersante. 
 
c) Separação das Frações do solo 
 
 Peneiramento: para partículas maiores que 0,05 mm (areia) 
 Sedimentação: para partículas menores que 0,05 mm (silte e argila) 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
47 
 
 
2. Estrutura do Solo 
 
É um dos atributos físicos dos mais importantes do ponto de vista 
agrícola. 
São atribuídas as mais importantes e fundamentais relações solo-planta: 
 Fertilidade do solo 
 Retenção de umidade 
 Retenção de nutrientes 
 Aeração do solo 
 Temperatura do solo 
 Atividade microbiana 
 
 
A ESTRUTURA DO SOLO PODE SER DEFINIDA SOB DOIS PONTOS DE 
VISTA 
 
1. SOB O PONTO DE VISTA MORFOLOGICO OU GENETICO 
Refere-se à maneira como a amostra de terra se rompe pela aplicação de 
uma força ao longo de planos de clivagem, ou seja, linhas de fraqueza. Em 
função da forma, tamanho e grau de desenvolvimento, a estrutura é classificada: 
a) Forma: quanto ao tipo de estrutura 
 Laminar 
 Prismática 
 Blocos 
 granular 
 
b) Tamanho: define as classes de estrutura. 
 Muito grande 
 Muito pequena 
 Pequena 
 Media 
 Grande 
48 
 
 
c) Grau de Desenvolvimento: define a manifestação das forças de 
Coesão (partículas iguais) entre as partículas e entre os agregados. 
 Sem estrutura: grãos simples 
 Com estrutura: Fraca, moderada, forte. 
 
 
 
 
 
2. SOB O PONTO DE VISTA FISICO OU AGRONOMICO 
 
 Resultado da agregação das partículas primárias do solo em unidades 
estruturais ou partículas secundárias. 
 
Agregação: refere-se ao estado de ligação entre as partículas primarias do solo 
resultante da ação de agentes cimentantes e de forças coesivas. 
 A manifestação da agregação é a estruturação do solo. 
49 
 
 
 
Gênese da Estrutura do Solo 
 
Para que haja formação dos agregados 2 condições são fundamentais: 
 
Primeira: Que haja uma força que aproxime as partículas primarias do 
solo. 
 
 Crescimento das raízes no solo 
 Animais de hábitos terrestres 
 Expansão e contração das argilas 
 Pelo fenômeno de floculação das argilas 
 
Segunda: Que haja a ação de um agente cimentante para consolidar a 
união das partículas individualizadas. 
 
 Efeito da MOS: geléia bacteriana – polissacarídeos. A estabilidade do 
agregado está ligada diretamente a MOS e indiretamente a ação de 
fungos, bactérias e actinomicetos. 
50 
 
 Presença de óxidos de ferro e alumínio: (Fé+3 é floculante e Fé+2 é 
cimentante). 
 Minerais de argila. 
 
 
Avaliação da Estrutura do Solo 
 
É avaliado através de todos os parâmetros abaixo inter-relacionados, 
quantitativamente. 
 
1. Porosidade do solo 
2. Densidade do solo: quanto maior a Densidade do solo maior a 
compactação, menor aeração, maior temperatura, menor 
permeabilidade, menor infiltração. 
3. Condutividade hidráulica: solo arenoso tem maior do que o solo 
argiloso. 
4. Distribuição de tamanho de agregados 
5. Estabilidade dos agregados 
 
 
Observação: quanto maior a Condutividade hidráulica maior a Permeabilidade. 
 
Permeabilidade: capacidade do solo de deixar passar água. 
 
Fatores que afetam a Estrutura do Solo 
 
1. Uso excessivo do solo; 
2. Uso excessivo de maquinas agrícolas; 
3. Preparo do solo em níveis inadequados de umidade; 
4. Solo descoberto; 
5. Sistema de preparo do solo. 
 
 
 
51 
 
 
3. Porosidade Total do Solo (Pt) 
 
Volume total ocupado do solo por poros. A Pt é inversamente proporcional 
a Ds. Quanto maior a Pt menos a Ds. 
 
Pt = 1 - Ds x 100 
 Dp 
 
Classes de poros: 
 Macroporos: > 0,06mm 
 Microporos: <0,06mm 
 
Importância da Porosidade do Solo 
 
Macroporosidade permite: 
 Maior aeração, infiltração e movimento de água; 
 Maior crescimento das raízes; 
 Menor resistência aos implementos de preparo de solo; 
 Maior drenagem. 
 
Microporosidade permite: 
 Maior retenção e armazenamento de água. 
 
 
Solo ideal: 
 1/3 macroporos 
 2/3 microporos 
 
52 
 
 
Fatores que afetam a Porosidade 
 
 Compactação do solo; 
 Cultivo contínuo na mesma área; 
 Teor de MO; 
 Cultivo em níveis inadequados de umidade. 
 
 
 
 
53 
 
Determinação da Porosidade 
 
1. Método Direto: através do anel volumétrico, macro e microporosidade 
pela Mesa de Tensão. 
2. Método Indireto: através das Densidades do Solo e Densidades das 
Partículas. 
 
Densidade das Partículas 
 
 Refere-se ao espaço ocupado pelos sólidos do solo, SEM considerar 
a porosidade. É a massa especifica das partículas. Maior densidade mais 
intemperizado o solo. 
 
Dp = ms g cm3- ou Kg m3- onde, 
 vs 
ms = massa do solo 
vs = volume do solo 
 
Varia de 2,3 a 3,0 g cm3- , sendo a Dp media em torno de 2,65 g cm3- . 
 
 
Importância do conhecimento da Densidade das Partículas 
 
 Permite conhecer sobre a composição mineralógica e grau de 
intemperismo do solo. 
 Participa nos cálculos da Porosidade Total e do tempo de 
Sedimentação das partículas do solo; 
 Influi no transporte de partículas pela água e /ou vento. 
 
 
 
 
 
 
54 
 
Determinação 
 
Método do Picnômetro: líquidos utilizados como álcool etílico. 
 
 Dp = ms onde, 
 vb – (vai + vaf) 
 
Ms = massa do solo 
vb = volume do balão 
vai = volume de álcool inicial 
vaf = volume de álcool final 
 
 
Densidade do Solo 
 
É a massa especifica do solo. É a relação entre a massa do solo e o 
volume total, CONSIDERANDO os poros. 
 
Ds = ms g cm3- ou Kg m3- onde; 
 vt 
 
ms = massa do solo 
vt = volume total 
Varia de 0,9 a 1,8 g cm3- 
Ds media é 1,33 g cm3- 
 
Densidade do Solo é um parâmetro muito variável: 
 Teor de água no solo: solos expansivos 
 Textura do solo: Arenoso: 1,4 a 1,8 g cm3- 
 Argiloso: 1,0 a 1,4 g cm3- 
 Solo Orgânico: 0,2 a 1,0 g cm3- 
 Natureza, tamanho e forma das partículas; 
 Profundidade do perfil: mais profundos > Ds, pois tem mais pressão 
e solos mais rasos < Ds, pois tem maior teor de MO. 
55 
 
 Fatores externos: compactação do solo, adição de MO, sistemas de 
cultivo. 
 
Obs.:os solos Argilosos tem Ds Menor, pois o arranjo das argilas é 
em forma de placas, deixando o solo com menos espaço poroso e 
mais compactado do que os solos Arenosos que seu arranjo tem 
forma cúbica. 
 
 
 
Importância do conhecimento da Densidadedo Solo 
 
 Permite inferir sobre a estrutura, compactação, porosidade do solo, 
etc. 
 Participa no calculo da porosidade do solo. 
 
 
Determinação 
 Realizado melo Método do Anel Volumétrico, do torrão, ou Balão 
Volumétrico. 
 
 
4. Consistência do Solo 
 
 
É uma das propriedades mais dinâmicas. Só se manifesta num 
sistema Solo – Água. 
 Refletem o comportamento do solo referente a uma força externa, as 
forças físicas de adesão (solo úmido), e coesão (solo seco). 
 
Pode ser definido como sendo “A manifestação das forças de Adesão 
e Coesão que atuam no solo de acordo com os diferentes teores de água”. 
 
Coesão: força de atração entre partículas de mesma natureza. 
56 
 
Ex.: água – água ou solo – solo.. 
 
Adesão: forca de atração entre partículas de natureza diferente. 
Ex.: partículas de solo – moléculas de água. 
 
 O conceito de Consistência inclui propriedades tais como: 
 
 Resistência do solo a uma pressão; 
 Resistência do solo a um esforço cortante; 
 Friabilidade (coesão), plasticidade e pegajosidade (adesão). 
 Que se manifestam de formas diferentes coma mudança das forças 
físicas de Adesão e Coesão. 
 
Importância do estudo da Coesão 
 
 
 Relacionada com a descrição morfológica do perfil do solo (teor de argila e 
areia); 
 Com o trabalho mecanizado das lavouras (teor de água ideal para trabalhar 
no solo); 
 
Formas de Consistência 
 
 Para 3 estados de umidade no solo (seco, úmido e molhado), o solo 
pode exibir 5 formas de consistência: 
Estado de 
Umidade 
Seco Úmido Molhado 
Teores de 
água 
Equilíbrio 
com ar 
Umidade 
equivalente 
Capacidade 
de campo 
Acima 
Capacidade 
de campo 
Predominância 
fase liquida 
Formas de 
consistência 
Tenaz Friável Plástico Pegajoso 
ou aderente 
Fluida 
Fonte: Kiehl, (1979) LP LL 
 
57 
 
 
Capacidade de campo: Cc: capacidade máxima de retenção de água no 
solo. Perde água dos macroporos e a dos microporos continua. 
 
IP = LL – LP onde, 
 
IP = índice de plasticidade 
LL = limite de liquidez 
LP = limite de plasticidade 
 
 
Limites de Atterberg 
 
Verifica a amplitude da faixa de umidade na qual se manifesta a 
plasticidade. 
Os limites de Atterberg são um método de avaliação da natureza de 
solos. Através duma série de testes e ensaios é possível definir o limite de 
liquidez e o limite de plasticidade de um solo. 
1. Limite Inferior de Plasticidade ou Limite de Plasticidade (LP): é o conteúdo 
de água no qual o solo deixa de ser friável e começa a manifestar certo grau de 
plasticidade. Determina-se manuseando a amostra de solo para formar o 
bastonete. 
 
2. Limite Superior de Plasticidade ou Limite de Liquidez (LL): é o conteúdo de 
água no qual a massa de solo deixa de ser plástica e começa a comportar-se 
como um fluido. Determina-se com aparelho chamado Casagrande. 
 
3. Índice de Plasticidade: pode ser classificado como: 
 
Classificação IP 
Fracamente plástico 1< IP < 7 % umidade 
Medianamente plástico 7 < IP < 15 % umidade 
Altamente plástico IP > 15 % umidade 
 
58 
 
 
Relação da Consistência dom o Preparo do Solo 
 
 Solos com baixos teores de água, são muito coesos e duros formando 
torrões; 
 Com o aumento do teor de água diminui a coesão conferindo Friabilidade; 
 Aumentando o conteúdo de água, o solo passa a manifestar plasticidade, 
condições inadequadas para as operações de preparo; 
 Ocorre resistência entre solo e os implementos agrícolas. 
 
 
 
Fatores que afetam a Consistência do Solo 
 
1. Textura do solo: maior teor de argila, maior superfície especifica, maior 
adsorção de água e maior índice de plasticidade, maior consistência. 
 
2. Natureza dos Minerais de Argila: 
 Somente minerais em forma de placas ou lâminas manifestam plasticidade 
ao ser moldadas (caulinita, muscovita, biotita, esmectitas); 
 O quartzo e os feldspatos não manifestam plasticidade devida sua forma 
arredondada; 
 Adsorção de água: argilas do tipo 2:1 > 1:1 . 
3. Natureza dos Cátions Trocáveis: quanto maior o grau de hidratação maior o 
índice de plasticidade. 
 
 4. Teor de Matéria Orgânica no Solo: não altera o índice de plasticidade, mas faz 
com que o LP e LL sejam atingidos com valores mais elevados de umidade. Maior 
faixa de friabilidade. 
 
 
 
 
59 
 
5. Cor do solo 
 
 
 É resultado da gênese e pedogênese de tal forma que podemos ter varias 
tons de cor nos solos. 
 Solos arenosos têm coloração dada pelos componentes de quartzo; 
 Solos calcários podem ser brancos, amarelados ou acinzentados, 
conforme a rocha de origem; 
 Solos argilosos variam desde o branco ate o negro. 
 Solos bem drenados, bem oxigenados, são bem mais vermelhos que 
os solos hidratados; 
 Solos mal drenados, geralmente são mais escuros, devido aos 
processos de redução; 
 A cor do solo nos da idéia de: teor de MO, grau de hidratação, grau 
de aquecimento; 
 As cores escuras absorvem mais rapidamente o calor e o refletem 
com pouca intensidade. 
 
 
Determinação da Cor do Solo 
 
 
 É realizado com auxilio de um manual de cores: Munsell Soil Charts, sendo 
realizada em três variáveis: 
 
1. Matiz: é dada pelo comprimento de onda da luz em dominância. No manual, 
abrange parte do espectro que é dividido em dez partes denominados regiões, 
sendo representados por letras ou combinações de letras que formam as cores. 
R – vermelho BG – verde azul 
YR-vermelho amarelo B – azul 
Y – amarelo PB-azul púrpura 
GY – amarelo verde P – púrpura 
G – verde RP – púrpura vermelho 
60 
 
 
Matiz na Carta Munsell: 
 
Valores R Y YR 
2,5 Não 2,5 Y 2,5 YR 
5,0 5,0 R 5,0 Y 5,0 YR 
7,5 7,5 R Não 7,5 YR 
10,0 10,0 R Não 10,0 YR 
 
 
2. Valor: é determinado em lista de cores, que vai do branco, que significa 
presença de brilho ao negro que significa ausência de cor. 
 
3. Croma: é a combinação de cores fazendo as matizes em todas as cores do 
valor. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
61