FATORES PEDOGENÉTICOS (KAMPF et al.)

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FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
Nestor Kämpf (UFRGS), Nilton Curi (UFLA) & João José Marques (UFLA) 
 
Sumário 
6.1. Introdução 
6.2. Fatores de formação do solo 
 6.2.1. Material de origem 
Efeitos do material de origem na formação do solo 
Exemplos 
 6.2.2. Clima 
Efeitos do clima na formação do solo 
Paleoclimas, paleossolos e solos poligenéticos 
 6.2.3. Relevo 
Paisagem, vertentes e seus elementos 
Relação entre os elementos da paisagem e os processos atuantes no solo 
O conceito de catena e as relações solo – paisagem 
Processos na catena 
Exemplos 
 6.2.4. Organismos 
Efeitos do fator organismos na formação do solo 
 6.2.5. Ação humana 
Efeitos do fator antrópico na formação do solo 
 6.2.6. Tempo 
 2 
 
 
 
 
 
 
 
 
NESTOR KÄMPF1 
NILTON CURI2 
JOÃO JOSÉ MARQUES3 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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1/ Professor Aposentado do Departamento de Solos, Faculdade de Agronomia, Universidade Federal 
do Rio Grande do Sul - UFRGS. Porto Alegre (RS). E-mail: nestorkampf@gmail.com 
2/ Professor Titular do Departamento de Ciência do Solo, Universidade Federal de Lavras - UFLA. 
Lavras (MG). Bolsista do CNPq. E-mail: niltcuri@ufla.br 
3/ Professor Associado do Departamento de Ciência do Solo, Universidade Federal de Lavras - UFLA. 
Lavras (MG). Bolsista do CNPq. E-mail: jmarques@ufla.br 
mailto:nestorkampf@gmail.com
mailto:niltcuri@ufla.br
mailto:jmarques@ufla.br
 3 
FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
Nestor Kämpf 
Nilton Curi 
João José Marques 
 
 
6.1. INTRODUÇÃO 
 
Este capítulo enfoca o entendimento atual da formação do solo, isto é, como os fatores e 
processos de formação do solo influenciam na sua evolução, a qual está expressa no grau de 
desenvolvimento das características e propriedades de cada solo. Esse tema também é conhecido como 
“pedogênese” ou “gênese do solo”. A Pedologia é o ramo da Ciência do Solo que integra e quantifica 
a formação, a qualidade, a classificação, a extensão, a distribuição e a variabilidade espacial dos solos; 
os profissionais atuantes nesta área são os pedólogos (Sposito & Reginato, 1992). 
Por serem sistemas muito complexos, o entendimento dos solos é facilitado pelo uso de 
modelos e teorias. Modelos e teorias são ambos necessários para organizar o conhecimento científico e 
para determinar as questões ou hipóteses a serem formuladas a respeito dos solos, pois é notório que 
os fatos somente adquirem significado quando são investigados e organizados à luz de uma teoria 
(Dijkerman, 1974; Simonson, 1991). Neste contexto, solos como componentes da superfície terrestre 
possuem uma notável variabilidade espacial, a qual é explicada, em grande parte, pelas variações 
interativas dos fatores geológicos, climáticos, topográficos e bióticos, que afetam a formação do solo 
ao longo do tempo (Sposito & Reginato, 1992; Wilding, 2000). A origem desse conhecimento deve-se 
à estudos realizados no final do século XIX por V.V. Dokuchaev, na Rússia, posteriormente 
acrescidos e difundidos por Jenny (1941, 1980). 
Segundo o modelo de formação (ou gênese) do solo concebido por Dokuchaev (1883) e 
equacionado por Jenny (1941), os fatores ambientais definem o sistema solo em termos de variáveis 
que controlam as características do sistema (i.e., são variáveis de estado): os solos se formam e se 
desenvolvem progressivamente sob a influência dos referidos fatores ambientais. Isto originou a 
concepção de formação - desenvolvimento de solos: os solos se desenvolvem ao longo do tempo 
progredindo de estados simples a complexos, até atingirem um estado “maduro” estável em equilíbrio 
com o ambiente, representado esquematicamente pela transformação solo jovem  solo maduro. 
Todavia, apesar de estabelecer relações entre os fatores de formação e o solo, a concepção “formação-
desenvolvimento” não explicava as mudanças nas propriedades do solo; para tanto foi necessário 
incluir mecanismos responsáveis na forma dos processos atuantes: fatores e solos são causalmente 
ligados pelos processos pedogenéticos. 
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Desta maneira, os fatores de formação do solo condicionam a ação de um conjunto de 
processos, os quais atuando ao longo do tempo produzem mudanças nas propriedades do solo. Estas 
mudanças através do tempo representam a evolução do solo (Young, 1976). Ou seja, os solos não 
apenas se desenvolvem até um determinado ponto, mas (mesmo que lentamente) evoluem 
continuamente; não há pois uma estabilidade ou ponto de equilíbrio com o ambiente: solos são 
sistemas dinâmicos (ver seção 6.4). Resumindo então, as relações entre os fatores de formação e os 
solos são reais somente quando consideradas em conjunto com os processos pertinentes; sem esta 
ligação não há causalidade entre essas relações. Por isso, o estudo das relações ambiente-solo baseia-
se na interação: fatores de formação do solo  funcionamento (dinâmica) interno do sistema solo  
processos pedogenéticos específicos  propriedades e características do solo  funções externas dos 
solos (Targulian & Krasilnikov, 2007). Em acordo com esta concepção, será discutido inicialmente o 
modelo dos fatores de formação do solo (seção 6.2) e, no seguimento, os modelos de processos 
pedogenéticos (seção 6.3). Ao final do capítulo são abordados novos conceitos sobre a evolução dos 
solos (seção 6.4) e perspectivas de aplicação da pedogênese às necessidades da sociedade (seção 6.5). 
 
6.2. FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
O paradigma dos fatores de formação do solo, também conhecido como modelo fatorial-
funcional (Dokuchaev, 1883; Jenny, 1941), fornece uma estrutura conceitual para o entendimento da 
formação do solo. Neste modelo, os fatores ambientais clima (c), relevo (r), organismos (o), material 
de origem (m), e alguns fatores subsidiários não especificados (…), interagindo através do tempo (t), 
são as variáveis que condicionam a formação do solo (S), expressa pela equação (Jenny, 1941): 
S = f (c, o, r, m, t, …) (1) 
 
Apesar de fornecer uma concepção de formação do solo muito útil, o modelo fatorial tem 
algumas limitações: (1) não permite visualizar os processos ativos no sistema solo (ver seção 6.3); (2) 
não considera o caráter poligenético dos solos, decorrente da inconstância dos fatores (p.ex., 
variabilidade climática); e (3) a impossibilidade natural de isolar-se o efeito de um fator e manter os 
demais constantes, inviabiliza uma solução matemática para a equação 1, a qual é, portanto, apenas 
uma expressão qualitativa ou semi-quantitativa da formação do solo. 
Mesmo assim, dentre os diversos modelos propostos (Smeck et al., 1983; Johnson & Watson-
Stenger, 1987; Wysocki et al., 2000; Hoosbeck et al., 2000; Schaetzle & Anderson, 2005), o 
paradigma dos fatores de formação do solo teve e mantém a maior influência no entendimento da 
formação do solo, no seu ensino, na sua pesquisa básica, na sua aplicação (na taxonomia e 
mapeamento de solos, na avaliação ambiental e outros) e na iniciação à compreensão da variabilidade 
dos solos. Daí a importância de conhecê-lo em mais detalhe. Para isso, cada um dos fatores de 
formação do solo é descrito e analisado separadamente quanto às suas características e aos prováveis 
efeitos nos solos. 
 5 
 
6.2.1. MATERIAL DE ORIGEM 
A definição do material de origem do solo é um tanto vaga: é o estado inicial do sistema solo 
ou é o estado do sistema solo ao tempo zero de formação do solo (Jenny, 1941). Essa definição evita 
uma referência específica ao material situado abaixo do solo, o qual pode ou não ser o material de 
origem, possibilitando assim a escolha entre a rocha inalterada ou a rocha intemperizada como o 
material inicial do solo (Jenny, 1941). 
Desta maneira, o termo “material de origem” significa o material do qual o atual perfil de solo 
foi derivado e, por isso, só pode ser identificado por inferência (Young,1976). Em alguma 
profundidade abaixo do solo encontra-se a rocha inalterada pelo intemperismo e a pressuposição 
normal é que o mesmo tipo de rocha existia previamente no espaço atualmente ocupado pelo perfil de 
solo; isto é, o material de origem do solo era similar à rocha subjacente. Mas, em outras situações, o 
material de origem do solo consiste no material de rocha intemperizada (regolito) situado entre o solo 
propriamente dito e a (identificada ou presumida) rocha inalterada subjacente. Ou, então, o material de 
origem do solo pode ser o regolito constituído por depósitos superficiais de materiais intemperizados 
provenientes de outra rocha fonte, sem relação com a rocha subjacente; p.ex., depósitos coluviais de 
material intemperizado erodido de cotas mais elevadas, ou sedimentos (aluviais, eólicos e outros) 
depositados sobre material geológico diverso. Desta maneira, cabe ao pedólogo inferir em cada 
situação particular qual é o material de origem mais provável do solo. Na maioria dos casos o 
horizonte C (ou Cr), ou a camada R, representa o material de origem do solo. 
Outro aspecto a ser considerado são as situações, relativamente frequentes, de ausência de 
uniformidade (ou presença de descontinuidades) no material de origem do solo. Essas 
descontinuidades litológicas podem resultar de adições eólicas, variações nas condições de 
sedimentação de materiais aluviais, ou adições coluviais sobre materiais residuais. O reconhecimento 
das descontinuidades é importante para a interpretação da gênese do solo, bem como para permitir 
uma melhor predição do comportamento do solo ao uso agrícola e outros fins. 
 
Efeitos do material de origem na formação do solo 
Há três variáveis principais no material de origem que afetam os solos (Young, 1976): o grau 
de consolidação, a granulometria e a composição. Quanto à influência do grau de consolidação, 
observa-se que em materiais não consolidados (desde camadas geológicas não litificadas até depósitos 
superficiais aluviais, marinhos e lacustres) o desenvolvimento do perfil de solo pode ocorrer sem 
necessidade prévia do intemperismo da rocha ao material fino, ao contrário das rochas consolidadas 
(litificadas) cujo intemperismo deve preceder a formação do solo. 
Por sua vez, a granulometria do material de origem é a principal determinante da textura do 
solo, que por sua vez afeta propriedades do solo, tais como a CTC, a sorção de íons, o teor de matéria 
orgânica, a drenagem e a capacidade de retenção de água no solo. Por exemplo, um material que 
 6 
consiste principalmente de grãos de quartzo com a dimensão da fração areia (2 a 0,05 mm), seja um 
arenito ou areias aluviais ou litorâneas, irá originar um solo arenoso mesmo sob condições de 
intemperismo intenso, pois o quartzo é um mineral muito resistente. Por outro lado, as rochas ígneas 
básicas (p.ex., basalto, gabro) devido aos baixos teores de quartzo originarão solos argilosos; enquanto 
que as rochas ígneas ácidas intrusivas, devido a sua granulometria grosseira (p.ex., granito porfirítico) 
tendem a originar solos com proporção significativa de areia grossa e cascalho. Quartzitos, devido à 
sua resistência à intemperização, produzem pouco resíduos, e assim os solos desenvolvidos dessa 
rocha tendem a ser rasos. 
O efeito do material de origem nas características físicas e químicas do solo é ilustrado com 
quatro perfis de Latossolos do Estado do Paraná, mostrando que mesmo solos altamente 
intemperizados tem memória do material geológico (migmatitos, arenitos, sedimentos argilosos e 
basaltos) do qual se originaram. No caso, observa-se uma estreita relação entre o material de origem e 
a granulometria (textura), a densidade e os teores de ferro e de titânio dos solos. Na seqüência arenito - 
migmatito - sedimentos argilosos – basalto: os teores de areia diminuem, enquanto que os teores de 
argila, de ferro e de titânio aumentam. A densidade do solo (Ds) decresce com o aumento do teor de 
argila; a densidade de partículas (Dp) é maior no Latossolo originado de basalto devido ao teor de 
ferro mais elevado e mostra valores próximos à Dp do quartzo nos Latossolos mais arenosos 
originados de migmatito e de arenito. Características químicas como o pH e o complexo sortivo dos 
solos não mostram relação com o material de origem, pois os Latossolos são muito intemperizados e 
lixiviados. Em solos com menor grau de intemperização é de se esperar uma relação mais estreita com 
o respectivo material de origem. Aliás, como regra a natureza do material de origem tem um efeito 
mais significativo em solos recém formados, diminuindo esse efeito na medida em que os solos 
evoluem ao longo do tempo, com a progressiva alteração dos minerais e a lixiviação dos elementos 
mais solúveis (Ollier & Pain, 1996). Entretanto, alguns materiais geológicos, como os quartzitos, os 
arenitos quartzosos e os calcários, originam solos com características dominadas pelo seu material de 
origem. Quando o material de origem é uma mistura de materiais geológicos pode ser muito difícil 
distinguir cada fonte original nas características do solo. 
A composição da rocha (ou do material de origem), além de influenciar a velocidade de 
intemperização da rocha, afeta o suprimento de elementos e a composição do solo (Young, 1976). 
Rochas félsicas (ricas em feldspatos e sílica) fornecem baixos teores de Ca, Mg, Fe e Mn, favorecendo 
a formação de caulinita e um resíduo significativo em quartzo e mica; por outro lado, rochas máficas 
(ricas em minerais ferromagnesianos e plagioclásios) fornecem altos teores de cátions básicos e de 
ferro, favorecendo a formação de esmectita em ambientes de lixiviação restrita e, de caulinita e óxidos 
de Fe e gibbsita em condições de intemperismo intenso. Já as rochas ultrabásicas (serpentinitos, 
peridotitos, dunitos) podem induzir problemas de toxicidade em solos, devido aos elevados teores de 
Ni, Co, Cu e Mg (Pinto & Kämpf, 1996). Entretanto, a concentração de elementos solúveis no solo irá 
depender do estádio de intemperismo e pedogênese alcançado; assim, mesmo sendo originados de um 
 7 
mesmo material de origem (alteração do basalto), Chernossolos e Vertissolos contém mais cátions 
trocáveis (Ca, Mg, K, Na) por serem menos intemperizados e lixiviados do que Latossolos e 
Nitossolos, em acordo com diferenças climáticas locais. 
O tipo de orientação das camadas de rochas metapelíticas pobres (micaxistos e filitos) na 
região dos cerrados, por condicionar um regime de umidade diferenciado nos Latossolos delas 
desenvolvidos, exerce efeitos marcantes na pedogênese destes solos: (1) a orientação horizontalizada 
das camadas condiciona a gênese de Latossolos de cores amareladas, com menor grau de 
intemperismo-lixiviação e menor espessura do sólum; e (2) a orientação inclinada das camadas 
condiciona, em condições equiparáveis, a formação de Latossolos de melhor drenagem, mais 
intemperizados, como sólum mais espesso e cores avermelhadas (Chagas et al., 1997). 
 
Exemplos 
Nesta seção são apresentados alguns exemplos genéricos de possíveis efeitos do material de 
origem nos solos derivados, compilados de várias fontes (Buol et al., 1997; Young, 1976; Schaetzl & 
Anderson, 2005). 
O efeito de rochas sedimentares é exemplificado por sedimentos inconsolidados, calcários, 
arenitos e folhelhos. Sedimentos inconsolidados são um material de origem comum nas planícies. 
Podem ser de origem marinha principalmente nas áreas litorâneas e, de origem coluvial-aluvial nas 
planícies e várzeas mais internas. Geralmente são sedimentos secundários derivados de paisagens mais 
antigas e intemperizadas. Neste caso, os materiais podem ser ácidos com baixo conteúdo de minerais 
intemperizáveis, contendo principalmente caulinita e argilominerais 2:1 com hidróxi-entrecamadas, e 
granulometria variável. Os materiais derivados de deposição marinha tendem a ser argilosos e conter 
esmectita. Nos sedimentos argilosostendem a desenvolver-se Gleissolos, Vertissolos, Planossolos e 
Plintossolos, enquanto que nos depósitos mais arenosos tendem a ocorrer Neossolos Quartzarênicos e 
Argissolos. Em áreas de escudos continentais, as rochas ígneas e metamórficas estão recobertas por 
sedimentos muito intemperizados, cuja espessura pode alcançar vários metros. Este material 
provavelmente passou por vários ciclos de intemperismo e pedogênese, sendo constituído 
principalmente por caulinita e óxidos de Fe e de Al. O teor de ferro pode ser elevado, principalmente 
se houve influência de rochas básicas. Os solos aí desenvolvidos são frequentemente Latossolos e 
Argissolos ocupando interflúvios e sopés coluviais de vertentes longas. Nas posições de ombro e 
encosta, quando o ambiente é de oxi-redução, tendem a ocorrer desde Plintossolos, couraças de 
laterita, até Gleissolos e Organossolos. 
Calcários contém mais de 50% de carbonatos complementados por “impurezas” como silte, 
argila, quartzo, ferro e outros contaminantes. Os solos formam-se no material calcário (Neossolos 
Litólicos Carbonáticos) ou no resíduo remanescente da dissolução dos carbonatos pelo intemperismo. 
Em consequência, as características do solo estão geralmente relacionadas às impurezas presentes no 
calcário. Se o calcário é argiloso resultam solos argilosos e pouco permeáveis, com pH e saturação por 
 8 
bases elevada (Luvissolos, Cambissolos, Chernossolos). Em calcários arenosos e cascalhentos 
formam-se solos de textura grosseira, com baixa saturação por bases. Se o calcário é rico em ferro, 
podem formar-se Luvissolos, Argissolos e até Latossolos. 
Arenitos quartzosos contém mais de 50% de partículas de areia na forma de quartzo, além de 
cimentantes variados (sílica, ferro e carbonatos) e minerais associados (feldspatos, micas). Os solos 
originados de arenitos quartzosos, em geral, têm textura grosseira, especialmente nos horizontes 
superficiais e alta permeabilidade; tendem a ser pobres em bases, com pouca reserva em nutrientes, 
especialmente sob climas úmidos onde a boa permeabilidade do material favorece a lixiviação. Os 
solos são profundos, exceto quando em arenitos cimentados por sílica. Em arenitos cimentados com 
ferro, os solos tendem a ser Argissolos e Latossolos. Arenitos arcosianos (contém 25% ou mais de 
feldspatos) tendem a originar solos mais argilosos (Argissolos e Latossolos) e, dependendo da taxa de 
lixiviação, com alta reserva em nutrientes. 
Folhelhos geralmente são ricos em argilominerais e feldspatos, razão pela qual os solos 
derivados são argilosos e geralmente pouco permeáveis, ricos em bases, com presença de esmectitas 
(Chernossolos vérticos, Vertissolos, Cambissolos). Rochas cristalinas félsicas são representadas por 
rochas ígneas ácidas (granito, granodiorito e quartzo-diorito (diferenciados pela razão volume de 
quartzo, feldspato alcalino e plagioclásio) e metamórficas quartzosas (gnaisses). Os granitos e 
gnaisses podem mostrar pequenas diferenças quanto ao grau de intemperismo devido à 
particularidades na sua estrutura, mas originam solos similares (Neossolos Litólicos ou Regolíticos, 
Cambissolos, Luvissolos, Chernossolos, Argissolos e Latossolos). Conforme a granulometria dos 
grãos de quartzo na rocha, os solos podem ser muito argilosos e, ou, muito cascalhentos; e, de acordo 
com o teor de muscovita, podem apresentar significativa reserva em potássio, mesmo quando muito 
intemperizados. Assim, Latossolos oxídicos de Goiás originados de materiais geológicos derivados do 
intemperismo de granitos e gnaisses, contém muscovita e Vermiculita com hidróxi-entrecamadas 
(VHE), e teores significativos de potássio total (até 15 g/kg); enquanto que Latossolos originados de 
gabro apresentam baixos teores de potássio total (<1 g/kg) (Kämpf, n.p.). Esses Latossolos 
representam uma situação onde a identificação do material de origem pode ser inferida a partir da 
composição mineralógica e do teor de K total do solo, já que a grande espessura do manto de 
intemperismo freqüentemente impede a identificação local da rocha de origem. 
Xistos são rochas metamórficas folhadas, ricas em mica ou clorita, com teores variáveis de 
quartzo, além de outros minerais intemperizáveis. Devido ao baixo teor de quartzo nos micaxistos, os 
solos derivados tendem a ser siltosos e menos arenosos que os de granito. Nos solos menos 
intemperizados predominam ilita e VHE, nos solos mais intemperizados domina a caulinita e, em 
solos de regiões mais secas ou menos sujeitos à lixiviação ocorrem esmectitas. Solos formados a partir 
de clorita-xistos tendem a ser argilosos, ricos em esmectita, podendo conter quantidades excessivas de 
magnésio. 
 9 
Rochas ferromagnesianas (incluindo andesitos, dioritos, basaltos, gabros e hornblenda-
gnaisses), são ricas em minerais contendo ferro e magnésio e plagioclásios cálcicos, que intemperizam 
rápidamente, originando solos argilosos, com predomínio de esmectita em ambientes com drenagem 
restrita ou com períodos de baixa pluviosidade (Chernossolos, Vertissolos, Gleissolos); e, com 
conteúdo significativo de caulinita e óxidos de ferro em ambientes lixiviantes e oxidantes (Latossolos, 
Nitossolos). 
 Rochas ultrabásicas (peridotitos, dunitos, serpentinitos) tendem a formar solos ricos em Mg, 
Fe, Ni e Cr, e pobres em Ca, Al, K e Na; contém minerais como clorita, esmectita, talco, magnetita e 
olivina. Os solos originados nesse resíduo tendem a ser rasos, pedregosos e pobres em nutrientes 
(Neossolos Regolíticos, Neossolos Litólicos, Vertissolos, Cambissolos Háplicos). 
Convém lembrar que os exemplos de solos citados são generalizações que não eliminam a 
possibilidade de outras ocorrências, pois a formação de um solo também depende da interação do 
material de origem com os demais fatores ambientais. 
 
6.2.2. CLIMA 
 
A ação do clima na formação do solo se dá através dos atributos climáticos, principalmente a 
precipitação pluviométrica (quantidade de chuvas) e a temperatura, com sua distribuição sazonal e 
variação diuturna; outros atributos são o vento e a orientação do declive (Young, 1976; Van 
Wambeke, 1992). 
A água no solo é o principal agente do intemperismo das rochas e da transformação dos 
minerais, bem como essencial para o desenvolvimento das plantas. Além disso, atua na redistribuição, 
adição ou remoção de materiais no interior do perfil do solo. A disponibilidade e o fluxo de água no 
solo determinam a velocidade da maioria dos processos de formação do solo. O efeito dos fluxos de 
umidade são avaliados e caracterizados como o regime de umidade do sistema, que representa as 
mudanças nas reservas de umidade do solo e a quantidade de água disponível para a lixiviação e o 
intemperismo. E, por isso, é útil na descrição do ambiente de formação do solo. 
Portanto, o regime de umidade do solo representa a integração dos incrementos periódicos e 
estacionais, das perdas (remoções), retenção e movimento da umidade no solo. Ele é descrito 
quantitativamente pelo balanço hídrico do solo, o qual compreende as mudanças no armazenamento de 
água no solo durante intervalos de tempo específicos e estima a quantidade de água disponível para a 
lixiviação e evapotranspiração. O balanço hídrico pode ser calculado de dados climáticos, mas 
preferencialmente é derivado de medições atuais do solo; ele descreve sucintamente muitos dos 
atributos climáticos importantes para a formação do solo e o desenvolvimento das plantas. 
A quantidade de umidade disponível para a lixiviação (L) é a porção da precipitação 
pluviométrica (P) que excede aquela perdida por evapotranspiração (ET) e aquela que satisfaz a 
capacidade de retenção de água do solo (CR), sendo expressa pela equação L = P – [ET  CR]. Quanto 
 10 
menores forem os intervalos de tempo utilizados no cálculo do balanço hídrico, mais reais serão as 
estimativas da lixiviação; todavia, na prática valores médios permitem uma avaliação satisfatória doregime de umidade do solo. Na ausência de informação sobre a CR considera-se em média um valor 
de 100 mm; entretanto, os valores podem variar com a granulometria, a mineralogia e o teor de MO, 
desde 50 mm para solos rasos e de textura arenosa, até 150 mm para solos de textura média profundos. 
A quantidade mínima de umidade necessária para haver lixiviação é de grande interesse na 
pedogênese e na hidrologia. Na hidrologia ela significa a presença ou não de recarga da água 
subterrânea. Na pedogênese ela significa a permanência ou remoção de componentes solúveis (p.ex., 
Si e bases) e, conseqüentemente, afeta o equilíbrio das reações de intemperização. Assim, p.ex., uma 
alta razão lixiviação/intemperismo resulta em solos distróficos e álicos, enquanto que uma razão baixa 
origina solos eutróficos. Quando a evapotranspiração excede a quantidade de chuvas haverá um 
acúmulo de sais, carbonatos, sulfatos, na superfície ou no interior do solo, favorecendo, p.ex., os 
processos de salinização e carbonatação (ver 6.3. - Processos pedogenéticos). 
O efeito da temperatura na pedogênese é principalmente indireto, pois controla a quantidade 
de umidade disponível para os processos de formação do solo. Por afetar a atividade da biota, a 
temperatura influencia a quantidade e a natureza dos resíduos orgânicos adicionados ao solo. Em 
geral, a velocidade das reações químicas aumenta exponencialmente com a temperatura, 
aproximadamente duplicando para cada 10C de elevação. 
Em regiões tropicais e subtropicais, a temperatura média anual do ar e do solo são muito 
próximas até a profundidade de 1 metro; as diferenças encontradas variam entre 0,5 e 2 C. Costa & 
Godoy (1962) registraram em Latossolo Vermelho Distroférrico, de Ribeirão Preto (SP), à 
profundidade de 1 metro, uma temperatura média anual do solo de 22,3 C em comparação à 21,8 C 
para o ar atmosférico (Figura 6.1). O curso diurno da temperatura do solo à diferentes profundidades, 
mostra que a maior oscilação ocorre nas profundidades inferiores a 30 cm, sendo praticamente 
constante em profundidades maiores. 
O vento é um agente importante no transporte e distribuição de materiais suspensos (poeiras e 
aerosóis) por longas distâncias. Aerosóis de sais marinhos são distribuídos do litoral para o interior dos 
continentes. Em muitas áreas litorâneas o contínuo e elevado suprimento de sódio pelas chuvas 
aumenta a dispersão dos argilominerais facilitando sua eluviação, resultando na formação de 
horizontes argílicos (Muhs, 1982). 
A orientação do declive afeta significativamente as condições microclimáticas. Devido a 
variações na radiação incidente, na quantidade de chuvas, na quantidade de poeiras depositadas e de 
outros fatores, a orientação pode resultar em diferenças significativas nos regimes de umidade, na 
vegetação e, em conseqüência, nas características do solo. 
Um aspecto importante do fator clima na formação do solo é a sua natureza cíclica e a 
descontinuidade nas adições. As chuvas são distribuídas em determinado número de dias, com 
intensidades desiguais, resultando em contínuas alterações nos gradientes de umidade do solo. 
 11 
Efeitos do clima na formação do solo 
As propriedades do clima de maior significância pedogenética são a temperatura e a 
precipitação pluviométrica (Young, 1976). A temperatura pode ser representada adequadamente pela 
média anual da temperatura do ar, que não difere muito da temperatura praticamente constante do 
subsolo. Os parâmetros de chuva mais disponíveis são a média do total anual e a duração da estação 
seca; a última pode ser definida para as regiões tropicais conforme a classificação de Koeppen, como o 
número de meses com menos de 60 mm de chuvas. O principal efeito das chuvas é a lixiviação, a qual 
depende do volume de água que passa através do perfil de solo. Na ausência de dados mais precisos, 
esta medida pode ser estimada a partir do excesso de chuvas (totais mensais) em relação à 
evapotranspiração potencial. A maioria das climofunções usa como índice climático a precipitação 
média anual, com resultados satisfatórios para relacionar os padrões de distribuição dos solos. 
O clima é o fator de formação do solo que tem maior influência no teor de MO, de N, na 
reação (pH) e na saturação por bases do solo. Também tem efeito significativo na profundidade do 
solo e na textura, além de ser um dos fatores que afeta o tipo de argilomineral formado. O teor de MO 
aumenta e o de N diminui com o decréscimo da temperatura e o incremento das chuvas; pois, as 
chuvas afetam o crescimento vegetal e a temperatura afeta a velocidade de decomposição da MO. A 
Figura 6.2 exemplifica a relação entre o teor de C orgânico e a temperatura média anual do ar, em uma 
seqüência de solos no planalto do RS. A maior abundância de água para a lixiviação das bases 
corresponde a uma acidificação maior do solo. 
 
O Quadro 6.2 sumariza uma climosseqüência de solos originados de basalto no RS. O 
decréscimo da água disponível para a intemperização e lixiviação (água excedente = P-EVTp) 
determina as características químicas do complexo sortivo, diminuindo a acidez (Al3+ e H+) extraível, 
aumentando o pH, a soma e a saturação por bases, além de favorecer uma composição mais 
esmectítica e a preservação de plagioclásios nos Chernossolos e Vertissolos. 
Conforme representa a Figura 6.3, a lixiviação intensa é acompanhada por uma mudança na 
mineralogia dos argilominerais, de esmectita à caulinita. De fato, a formação de minerais envolve 
interações de clima, material de origem e drenagem do solo, que são abstraídas na Figura 6.3. 
O efeito da temperatura e do excesso de água na mineralogia dos óxidos de ferro (proporção 
de hematita e goethita) é exemplificado na Figura 6.4 (Kämpf & Schwertmann, 1983). A formação 
preferencial de goethita em temperaturas mais baixas e maior excesso de água deve-se ao fato dessas 
condições ambientais favorecerem maior acúmulo de compostos orgânicos, os quais favorecem a 
goethita. Por outro lado, em ambientes de temperaturas mais elevadas e menor umidade a taxa de 
decomposição da MO é mais rápida, o que favorece a hematita (Kämpf & Curi, 2000). 
 
 12 
Quadro 6.2. Climosseqüência de solos desenvolvidos de basaltos da Formação Serra Geral, no RS: 
localização, cota, chuvas (P), evapotranspiração potencial (EVTp), água excedente (P-EVTp), 
características químicas do complexo sortivo nos horizontes A e B (ou C) e mineralogia do solo. 
Fonte: Brasil (1973); Kämpf (1981). 
 
Paleoclimas, paleossolos e solos poligenéticos 
Paleoclima é o clima de um período no passado geológico (Shaetzl & Anderson, 2005). Há 
inúmeras evidências de que o clima terrestre apresentou grande variação no passado geológico 
(Thomas, 1994; Ollier & Pain, 1996). O Quaternário (Quadro 6.6) tem sido um período de repetidas 
mudanças climáticas e avanços e recuos glaciais. Lençóis de gelo continental invadiram as latitudes 
médias do hemisfério norte várias vezes. Estes avanços e recuos foram desencadeados por variações 
climáticas associadas com a ciclicidade das quantidades de insolação (radiação solar) que a Terra 
recebeu, devido a oscilações na sua geometria orbital. Esta ciclicidade é chamada de ciclos de 
Milankovitch, os quais tem três componentes: o ciclo da excentricidade, o ciclo da obliqüidade, e o 
ciclo da precessão. O ciclo da excentricidade refere-se ao alongamento da elipse da orbita da Terra, 
que muda aproximadamente a cada 100.000 anos; a excentricidade modula o efeito climático dos 
ciclos de precessão. O ciclo da obliquidade orbital refere-se à inclinação do eixo da Terra em relação 
ao seu plano orbital, que varia de 22,5 a 24,5o num ciclo de 41.000 anos, sendo atualmente de 23,5o; a 
obliquidade modula a sazonalidade, principalmente nas altas latitudes; uma maior inclinação 
intensifica as estações, verão mais quente e inverno mais frio. O ciclo da precessão dos equinócios 
refere-se à épocado ano quando as estações ocorrem em relação à posição da Terra na sua órbita. 
Atualmente a Terra está mais longe do sol no inverno do hemisfério norte, mas esse tempo muda 
gradualmente entre 19.000 e 23.000 anos. Em resumo, as intrincadas combinações dos três ciclos 
produzem grandes variações cíclicas na quantidade de insolação recebida na superfície da Terra, o que 
presume-se dirige os ciclos glaciais. A teoria de Milankovitch indica que as glaciações ocorrem 
quando: (1) a distância entre a Terra e o sol é maior; (2) a excentricidade é máxima e (3) a obliquidade 
é baixa. 
Os grandes avanços glaciais são chamados de glaciações ou glaciais, enquanto que os períodos 
de clima mais quente entre os mesmos (quando as camadas de gelo recuam) são chamados de 
interglaciações ou interglaciais. Recuos menores durante grandes avanços glaciais são chamados de 
interestadiais, enquanto que pequenos reavanços são chamados de estadiais. Durante o período de 
máxima glaciação na última era de gelo, cerca de 20 mil anos atrás, o nível dos oceanos era cerca de 
125 metros abaixo do atual, o qual foi estabilizado há 6.000 anos. O recuo das geleiras deixou novos 
materiais de origem depositados para a formação de solos no hemisfério norte. Nos trópicos e 
subtrópicos, livres da glaciação, os ciclos climáticos se manifestaram na forma de períodos úmidos ou 
secos: os períodos de menor precipitação pluviométrica coincidiram com os períodos frios e glaciais 
nas altas e médias latitudes, enquanto que os períodos mais úmidos coincidiram com os períodos 
 13 
interglaciais no hemisfério norte. Segundo Hammen (2001), as mudanças climáticas no Pleistoceno 
tiveram um impacto considerável na Amazônia: estima-se que as temperaturas e as chuvas eram, 
respectivamente  5C e de 500 a 1000 mm menores. Em conseqüência, houve alterações na vazão 
dos rios e na sedimentação, expansões locais da vegetação de cerrrado nas porções norte e sul, mas 
mantendo o predomínio de floresta no glacial máximo (Mayle & Beerling, 2004). O Holoceno se 
caracteriza por uma grande variabilidade climática (Mayevski et al., 2004). Na Amazônia, a 
diminuição das chuvas no Holoceno recente provocou mudanças na vegetação, na sedimentação dos 
rios, incêndios florestais de origem antropogênica e a expansão local de dunas em áreas críticas; 
entretanto, continuou o predomínio das florestas, com sua reexpansão no Holoceno tardio 
acompanhando o aumento das chuvas (Hammen, 2001; Mayle & Beerling, 2004). Na Mesoamérica, o 
declíneo da civilização maia é atribuído à extensos períodos de secas centrados em 810, 860 e 910 AD 
com conseqüências catastróficas na produção agrícola (Haug et al., 2003). 
O conhecimento das mudanças nas condições climáticas no passado levou ao interesse em 
paleossolos (Retallack, 1997). Paleossolos são solos formados sob condições climáticas pretéritas (e as 
condições associadas de vegetação, fauna e relevo) que foram suficientemente diferentes das atuais 
para originar propriedades de solo diferentes e detectáveis (Reuter, 2000). Segundo Schaetzl & 
Anderson (2005), paleossolo é um solo formado numa paisagem no passado, com características 
morfológicas distintas resultantes de um ambiente de formação do solo que não existe mais no local. O 
processo pedogenético anterior foi alterado devido a mudanças no ambiente externo ou foi 
interrompido por enterramento. O termo paleossolos inclui solos enterrados, solos reliquiais ou solos 
fósseis. Um paleossolo (ou um horizonte componente) pode ser identificado como reliquial se persistiu 
na superfície da terra. Um palessolo exumado é um solo que anteriormente estava enterrado e foi 
reexposto por erosão do manto de cobertura. A paleopedologia consiste no estudo dos paleossolos e do 
ambiente em que se formaram. Assim, no sentido inverso, o interesse em paleossolos deve-se ao fato 
das propriedades dos solos poderem indicar as condições climáticas e outras condições ambientais 
durante o período de sua formação (Reuter, 2000). As características e formação de um paleossolo na 
Serra São José (Minas Gerais) e sua relação com os paleoclimas no sudeste do Brasil são discutidos 
por Silva et al. (2004). 
Solos que apresentam características formadas em dois ou mais períodos com condições 
ambientais diferentes são solos poligenéticos (Bronger & Catt, 1998). Poligênese é a condição na qual 
o solo é submetido à pedogênese envolvendo mais de um regime pedogenético diferente. Portanto, um 
solo poligenético não é necessariamente um paleossolo. Comumente é assumido que a poligênese 
envolve uma pedogênese sob pelo menos dois tipos diferentes de clima ou vegetação. A poligênese 
pode ocorrer por mudanças extrínsecas, p.ex., mudança climática, ou por mudanças intrínsecas no 
solo, p.ex., o desenvolvimento de um horizonte pouco permeável. Muitos ou todos os solos são 
poligenéticos, dependendo de como são definidos “processos contrastantes’. Um solo poligenético é 
um solo formado por dois ou mais processos diferentes ou contrastantes, de tal maneira que os 
 14 
horizontes ou propriedades pedogenéticas não estão relacionadas geneticamente (Schaetzl & 
Anderson, 2005). 
 
6.2.3. RELEVO 
 
O relevo é a configuração da superfície do terreno e está relacionado à distribuição espacial 
dos solos em todas as escalas da paisagem, da escala sub-continental à vertente individual. As relações 
entre o relevo e a formação do solo são muito diversificadas. Primeiro, há efeitos diretos do relevo 
nos processos de formação dos solos e efeitos indiretos através da influência do relevo em outros 
fatores ambientais. Segundo, as formas da paisagem são por sua vez influenciadas por outros fatores 
ambientais, principalmente a estrutura geológica (tectônica) e o clima (Thomas, 1994). 
Os efeitos indiretos do relevo aos solos são através do clima e da hidrologia (Young, 1976). A 
altitude tem uma relação direta com a temperatura, decrescendo cerca de 6C para cada 1000 metros 
de elevação do terreno. Disso resulta o zoneamento altitudinal do solo, que é particularmente 
importante com relação à acumulação de MO. Efeitos orográficos freqüentemente causam um 
aumento na precipitação pluviométrica com a altitude. Outro efeito refere-se à influência do relevo na 
posição do lençol freático (ver adiante: catena). Os efeitos diretos do relevo na distribuição dos 
diferentes tipos de solos podem ser abordados sob dois aspectos: (a) a relação solo-paisagem na ótica 
geomorfológica desenvolvida por Ruhe (1960) e outros; ou (b) a relação solo-paisagem sob o conceito 
de catena, desenvolvido por Milne (1935) para fins de mapeamento de solos. 
 
Paisagem, vertentes e seus elementos 
Os solos formam um contínuo tridimensional na paisagem. Em conseqüência, o entendimento 
da sua formação e distribuição requer uma compreensão da formação da paisagem. Após o 
estabelecimento da relação solo – paisagem de um local é possível fazer predições sobre as 
características dos solos. Mas, antes de discutir essas relações é necessário estabelecer algumas 
definições, lembrando que elas não são iguais ou integralmente aceitas por pedólogos e geomorfólogos 
(Vidal-Torrado et al., 2005). 
Uma paisagem (landscape, landform) compreende a porção da superfície terrestre abrangida 
numa visada única (Ruhe, 1969), tendo dimensões de 100 metros a 5 km. As paisagens são descritas 
segundo suas dimensões horizontais e verticais e pela forma e ângulo das vertentes que as compõem 
(Young, 1976). A vertente (slope) pode ser definida geometricamente como o gradiente do desvio de 
uma superfície da horizontal; geomorficamente é uma superfície terrestre inclinada, que pode ser 
definida por seu gradiente (inclinação em relação à horizontal), seu perfil (distribuição ao longo do 
gradiente), e seu contorno (a sua distribuição normal ao comprimento da vertente) (Ruhe & Walker, 
1968). 
 15 
Segundo Ruhe (1960), o perfil de uma vertente pode apresentarcinco elementos (ou 
segmentos): interflúvio (summit), ombro (shoulder), encosta (backslope), sopé (footslope) e sopé 
colúvio-aluvial (toeslope). Esses elementos não estão necessariamente todos presentes numa paisagem 
(ou vertente), podendo ocorrer tanto repetições como a ausência de alguns elementos em diferentes 
porções da paisagem. As definições e algumas características dos elementos da vertente são 
apresentadas no Quadro 6.3 e estão representados na Figura 6.5. 
 
Quadro 6.3. Definições dos elementos da vertente. 
Elemento da vertente Definição 
Interflúvio (ou topo) Porção convexa ou relativamente plana situada na porção mais 
elevada (divisor de águas) entre dois sistemas de drenagem. 
Ombro Porção convexa, normamente estreita, situada entre o interflúvio e a 
encosta; é a zona de transição entre esses dois segmentos. É um 
segmento erosional. 
Encosta Porção situada entre o ombro e o sopé, apresentando o declive mais 
acentuado na paisagem quando a face livre (escarpa, parede de rocha 
exposta) está ausente. A encosta pode ser subdividida em superior, 
média, inferior, conforme a conveniência. É um segmento erosional. 
Sopé (ou sopé coluvial) Porção inferior da paisagem situada entre a encosta e o sopé colúvio-
aluvial; apresenta concavidade e declividade decrescente no sentido 
do sopé colúvio-aluvial. O sopé pode ser dividido da mesma forma 
que a encosta. É um segmento erosional-deposicional. 
Sopé colúvio-aluvial Porção inferior da paisagem situada entre o sopé e o canal de 
drenagem; é relativamente plana, com ligeira declividade decrescente 
em relação ao curso d’água, constituindo a planície de inundação (ou 
planície aluvial, ou várzea) do mesmo. Este segmento está presente 
em vales em U e ausente em vales em V. É um segmento 
deposicional. A pequena elevação situada entre a planície de 
inundação e a margem do curso d’água é o albardão (levee). 
Fonte: Adaptado de Ruhe (1960) 
 
Relação entre os elementos da paisagem e os processos atuantes no solo 
Vários pesquisadores, notadamente Ruhe (1960) e Conacher & Dalrymple (1977), procuraram 
relacionar processos e solos às posições na paisagem. Para exemplificar essa relação são descritos 
processos gerais que ocorrem nos cinco elementos da vertente (ou paisagem) e algumas propriedades 
de solo que podem ser esperadas em regiões úmidas. 
Em interflúvios com largura superior a 30 metros, grande parte da água da chuva é retida, o 
que faz desta superfície a mais estável da vertente. Nela predomina o movimento vertical da água no 
solo, exceto nas proximidades da transição ao ombro, ou então em ondulações do interflúvio, onde 
pode haver algum movimento lateral da água acompanhando a superfície e a subsuperfície. A retenção 
uniforme da água resulta em uma maior uniformidade dos solos. Em interflúvios muito amplos os 
solos podem ser menos bem drenados dos que nos interflúvios mais estreitos ou nas proximidades do 
ombro. Onde os materiais do interflúvio são muito permeáveis, os solos tendem a ser mais profundos. 
 16 
Devido a convexidade da vertente no segmento do ombro, o escorrimento superficial é 
máximo, resultando numa superfície altamente erosional e relativamente instável. Dependendo do 
grau de declive, o movimento lateral de material do solo (cripe) pode ser um processo importante. Já o 
movimento subsuperficial da água geralmente é um processo muito importante nesta posição, mas não 
é uniforme em toda a sua largura, concentrando-se em linhas de fluxo ao longo da vertente. Nas zonas 
com fluxo subsuperficial concentrado (vertentes côncavas) há incremento na eluviação resultando em 
horizontes E (álbicos) mais espêssos. Onde a água se aproxima da superfície surgem concentrações de 
Fe, Mn ou CaCO3, na forma de concreções. A presença e a profundidade das zonas reduzidas no solo 
dependem da permeabilidade do subsolo e do grau de declive. Devido à erosão, a espessura do solo e o 
seu teor de MO tendem a ser menores neste segmento da paisagem. 
Na posição da encosta domina o processo de transporte lateral de material e de água, tanto na 
superfície como em subsuperfície. O transporte superficial do material pode ser na forma de fluxo, 
deslisamento, escorrimento ou cripe, conferindo uma relativa instabilidade à esta posição. Nas 
encostas relativamente suaves (vertentes lineares ou paralelas), o transporte superficial por 
escorrimento é uniforme, mas nas áreas cultivadas, sem vegetação protetora, a erosão em sulcos é 
acelerada. Uma transmissão desuniforme da água subsuperficial pode gerar uma maior variabilidade 
nos solos, de forma similar ao observado no ombro. Em posições da encosta onde predomina o 
movimento de massa, a superfície é irregular e os solos, tanto lateralmente como ao longo da vertente, 
apresentam grande variação na morfologia e nas propriedades físicas e químicas. Em geral, os solos 
nas encostas têm horizontes A menos espessos, enquanto que o horizonte B pode ser mais espesso 
devido a melhor drenagem, além de apresentar forte desenvolvimento da estrutura como resultado dos 
ciclos de umedecimento e secamento. Quando íngremes, as encostas podem apresentar afloramentos 
de rocha e Neossolos Litólicos ou Regolíticos, devido ao intenso fluxo superficial; nesta condição não 
são adequados para o cultivode lavouras, oferecendo opções para pastagem e silvicultura. Nas 
proximidades da base da encosta ou na transição para o sopé, o movimento subsuperficial da água 
pode concentrar-se próximo à superfície, produzindo freqüentes afloramentos d’água; em 
conseqüência, formam-se horizontes gleizados e acumulações de Fe e Mn, originando Plintossolos e 
Gleissolos de encosta ou de sopé. 
O sopé é uma zona de deposição de material coluvial (superfície deposicional) proveniente das 
posições vertente acima, bem como de material trazido em solução via superfície. A posição é, por 
isso, dominantemente deposicional e relativamente instável. O sopé apresenta uma suave concavidade 
onde domina o escorrimento superficial. Os afloramentos de água são comuns e a retenção de água é 
elevada, podendo originar solos parcialmente gleizados. Quando ocorrem canais no segmento da 
encosta, o sopé pode apresentar leques deposicionais encobrindo parte da superfície original. No sopé 
os solos tendem a apresentar maiores teores de bases, MO e, dependendo do ambiente, concreções de 
Fe, Mn ou de CaCO3. Os solos no sopé são geralmente muito heterogêneos devido aos depósitos 
coluviais originados por movimentos de massa, drenagem irregular e deposição desuniforme. A 
 17 
drenagem pode ser menos eficiente do que nas posições mais elevadas da vertente. O horizonte A e a 
espessura do perfil são variáveis, mas tendem a aumentar ao longo da vertente. É comum a presença 
de horizontes irregulares ou descontínuos e de linhas de pedra no perfil de solo. 
O segmento do sopé colúvio-aluvial é instável devido a sua natureza dominantemente 
deposicional. Os materiais aluviais são originados à montante do vale e em parte provém de materiais 
coluviais do sopé e da encosta. Os sopés colúvio-aluviais são ambientes fluviais, onde ocorrem 
diferentes sistemas de deposição que originam materiais e superfícies distintas, como o canal do curso 
d’água, o albardão e a planície de inundação (Figura 6.5). Os canais são ambientes de alta energia 
onde são depositados materiais grosseiros; assim, a presença de zonas mais arenosas ou cascalhentas 
em sopés colúvio-aluviais indicam antigos canais. Nos albardões são depositados materiais grosseiros 
suspensos (silte e areia fina), enquanto que nas planícies de inundação são depositados materiais cada 
vez mais finos (silte e argila, ou só argila) à medida em que aumenta a distância em relação ao curso 
d’água. Os solos deste segmento são muito variáveis (Planossolos, Plintossolos, Gleissolos, Neossolos 
Quartzarênicos, Neossolos Flúvicos, Organossolos), refletindo inundações periódicas, canais 
abandonados e fontesmúltiplas de materiais. Nas partes mais baixas desse segmento, o 
desenvolvimento do perfil de solo pode ser mínimo (Neossolos Flúvicos) e o lençol freático elevado. 
Aumentando a distância em relação ao curso d’água os solos são melhor drenados e mostram 
características de maior desenvolvimento do perfil, como mosqueados, fragipãs, duripãs e horizontes 
Bt. 
 
O conceito de catena e as relações solo – paisagem 
As relações solo-paisagem são discutidas em função do conceito de catena (Young, 1976; 
Wysocki et al., 2000; Gerrard, 1981; Holliday, 2006). O conceito de catena (do latim catena, cadeia) 
foi estabelecido por Milne (1935) como apoio ao mapeamento de solos, explicando o padrão de solos 
nas paisagens como membros interligados via processos desde o interflúvio até o sopé no fundo do 
vale. A mudança seqüencial nos solos ao longo da vertente é atribuída à variações na drenagem 
subsuperficial, ao transporte diferencial e deposição de sedimentos erodidos e, à lixiviação, 
translocação e redeposição de materiais solúveis via superfície ou subsuperfície. Ainda, ao longo das 
catenas o material de origem pode ser uniforme ou não. Os processos em cada solo da catena estão 
relacionados aos demais solos posicionados (topograficamente) acima e abaixo. Nota: o termo 
toposseqüência tem sido usado como sinônimo de catena; entretanto, no seu conceito original a 
toposseqüência representa uma hidrosseqüência onde a mudança nas cores (vermelha, amarela, 
cinzenta etc.) dos solos é usada como indicadora de variação na altura do lençol freático. 
Processos na catena 
Os processos superficiais e subsuperficiais, que ocorrem nas diferentes porções da paisagem, 
são visualizados como linhas de fluxo de material (Figura 6.6). Estas linhas de fluxo são lineares onde 
o material é uniforme e as linhas de contorno são paralelas. Onde há curvatura no contorno, as linhas 
 18 
de fluxo convergem ou divergem: vertentes com contornos côncavos condicionam linhas de fluxo 
convergentes, enquanto que contornos convexos condicionam linhas de fluxo divergentes (Huggett, 
1975). 
 
Na maioria das paisagens o movimento e a distribuição da água são as causas primárias do 
deslocamento de material nas vertentes e, conseqüentemente, também são as principais causas das 
diferenças nos solos da catena. A precipitação pluviométrica pode seguir três vias principais na 
superfície terrestre: fluxo superficial, fluxo subsuperficial e infiltração com percolação profunda. A 
quantidade de água que segue cada uma dessas vias depende de muitas variáveis, entre as quais se 
incluem: a quantidade e a duração das chuvas, a topografia do terreno, a permeabilidade do solo, o 
material subjacente, a cobertura vegetal e a condição física da superfície do solo. O fluxo superficial 
da água é o processo mais óbvio e visível de distribuição da água; mas, em regiões úmidas o 
movimento lateral subsuperficial da água é mais importante, podendo ser saturado ou insaturado; o 
fluxo saturado tende a predominar nas posições côncavas próximas à base da vertente ou onde as 
linhas de fluxo convergem devido à mudanças no contorno (Kirkby & Chorley, 1967; Anderson & 
Burt, 1978). 
O fluxo superficial (escorrimento, runoff) é responsável pela erosão, cuja intensidade aumenta 
com o grau da declividade e a distância do ponto de início do escorrimento. O material erodido das 
partes mais altas é depositado na parte inferior da vertente, constituindo o colúvio. Este processo de 
erosão e redeposição resulta em solos mais rasos na parte superior da vertente e um correspondente 
espessamento do solo em direção às partes mais baixas. 
A maioria dos solos é anisotrópica (i.e., o perfil não é homogêneo nas suas características), em 
conseqüência da deposição desuniforme de materiais (descontinuidade litológica), de processos 
relacionados ao desenvolvimento do perfil (gradiente textural), ou do incremento da densidade do solo 
com a profundidade. A anisotropia acentua o desenvolvimento do perfil do solo e da catena por 
influenciar o fluxo da água de infiltração (Zaslavsky & Rogowski, 1969). Em solos com 
permeabilidade desuniforme há tendência da água migrar lateralmente acompanhando o declive e, da 
condutividade hidráulica decrescer com a profundidade do solo. Bear et al. (1968) verificaram que a 
condutividade hidráulica vertical no perfil de solo é sempre menor do que a paralela às camadas; em 
conseqüência, a tendência da água que penetra no solo é mover-se declive abaixo. Desta maneira, uma 
grande parte das águas da chuva deixa a paisagem como fluxo subsuperficial ao longo da superfície 
dos horizontes menos permeáveis ou das rochas, ou em canais de raizes ou fendas (Whipkey, 1969). 
Indicações e conseqüências do fluxo lateral da água são: a ocorrência de horizonte E álbico em 
posição declivosa, como resultado da remoção subsuperficial lateral de argila, silte fino e ferro; a 
presença de mosqueados e zonas de gleização alongadas no sentido do declive e de horizontes 
plácicos; a formação de couraças lateríticas (ferricretes) pela acumulação de ferro oxidado e 
precipitado em surgências (afloramentos de água) nas vertentes (ver 6.3. - laterização) (Dalsgaard et 
 19 
al., 1981; Huggett, 1976). A percolação profunda é um processo significativo apenas em posições 
deprimidas da paisagem ou em materiais grossos, muito permeáveis, como cascalho e areia. 
Ao longo da catena, a posição e a flutuação estacional do lençol freático influencia 
diferentemente os solos. Comumente, no sopé colúvio-aluvial o lençol freático está na ou próximo da 
superfície, enquanto que na parte superior da catena o perfil de solo permanece acima do lençol 
freático ao longo do ano. Em conseqüência, sob climas úmidos, é comum observar-se a seqüência de 
solos vermelhos (p.ex., Latossolos ou Argissolos Vermelhos) ocupando os interflúvios, transicionando 
para solos bruno-amarelados nas encostas e sopés coluviais (p.ex., Latossolos ou Argissolos 
Vermelho-Amarelos ou Amarelos), passando a solos gleizados com mosqueados plínticos no final do 
sopé coluvial (p.ex., Plintossolos) e completamente gleizados no sopé colúvio-aluvial (p.ex., 
Gleissolos) (Motta & Kämpf, 1992). Enquanto na parte inferior da vertente sob clima úmido há 
processos de gleização (ver seção 6.3. - Processos pedogenéticos), em climas áridos pode haver 
salinização (ver: 6.3. - Processos pedogenéticos). Há, portanto, uma estreita relação entre a morfologia 
dos solos, a posição que ocupam na vertente e o nível do lençol freático. De modo geral, ao longo das 
catenas, o conteúdo de argila nos solos tende a aumentar do interflúvio ao sopé colúvio-aluvial. A 
espessura e a textura dos horizontes também variam com a posição do solo na paisagem: as tendências 
são da textura ser mais argilosa e a espessura do horizonte A ser maior no sopé coluvial e do horizonte 
B ser mais argiloso e com gradiente textural em relação ao horizonte A. 
 
Exemplos 
Os efeitos do relevo condicionando a drenagem, erosão e redeposição, com as conseqüentes 
mudanças nas características dos solos ao longo de catenas são relatados por vários autores e 
resumidos a seguir. Na região da Campanha do RS, em solos desenvolvidos de basalto, a seqüência de 
Neossolos Litólicos situados no interflúvio, Vertissolos rasos na encosta e Vertissolos glêicos no sopé, 
ilustra os efeitos do intemperismo e de processos erosivos identificados pelo concomitante decréscimo 
dos teores de caulinita e incrementos de esmectita e anortita remanescentes, associados com o 
aumento na espessura dos solos (Kämpf et al., 1995). Uma ocorrência freqüente é a distribuição de 
solos vermelhos, vermelho-amarelos, amarelos e cinzentos na paisagem, exemplificando o efeito do 
relevo condicionando a drenagem. Em toposseqüência de Latossolos desenvolvidos de basalto no 
Brasil Central, Curi & Franzmeier (1984) mostram a variação da relação goethita/goethita+ hematita 
(Gt/Gt+Hm) e da cor do solo com as condições de drenagem dos solos (Figura 6.7). A toposseqüência, 
que tem 176 metros de comprimento e um desnível de apenas 2 metros, mostra o efeito do aumento da 
umidade do pedoambiente favorecendo a goethita em relação à hematita. Na encosta superior 
apresenta um Latossolo Vermelho com matiz 2,5YR no horizonte B e uma razão Gt/(Gt+Hm) de 0,38; 
nas cotas intermediárias ocorrem Latossolos Vermelho-Amarelos com matiz 5YR e razão Gt/(Gt+Hm) 
de 0,87, enquanto que na posição de sopé o Latossolo Amarelo tem matiz 10YR e contém apenas 
goethita. Macedo & Bryant (1987) descrevem uma seqüência de solos com variação no nível do lençol 
 20 
freático, em chapadão do Brasil Central. A seqüência é constituída por Latossolo Vermelho na parte 
central mais elevada do interflúvio, com lençol freático em profundidade superior a 3 metros, cores 
2,5YR a 10R e presença de hematita e goethita, com teor de Fe em torno de 10%. Na zona de transição 
para o ombro ocorre Latossolo Vermelho-Amarelo com menor teor de Fe e presença de goethita até 3 
metros de profundidade; na posição de ombro, onde aflora o lençol freático, ocorre Plintossolo, com 
matiz amarelo e cromas baixos, mosqueados plínticos e concreções. Detalhes dos efeitos do 
pedoambiente que explicam a distribuição dos óxidos de ferro nos estudos acima mencionados são 
fornecidos por Kämpf & Curi (2000). 
Em áreas de chapadões com vegetação de cerrado nas proximidades de Uberaba, Minas 
Gerais, Motta & Kämpf (1992) estudaram a evolução dos solos em uma catena derivada de sedimentos 
do Terciário/Quaternário em cota de 900 metros; as características gerais da catena e dos solos estão 
resumidas no Quadro 6.4. A catena ocupa uma extensão de 720 metros com um desnível de 12 metros, 
em declividade de 1,7%; o clima local é Aw (Koeppen), savana tropical com inverno seco de maio a 
setembro: médias de temperatura 21,5C, de chuvas 1.632 mm e de evapotranspiração potencial 1.032 
mm. Os solos são identificados como Latossolos Amarelos ácricos típico e plíntico, Plintossolo 
Háplico ácrico litoplíntico e Gleissolo Melânico ácrico típico. Do interflúvio à encosta superior a 
amplitude da coloração dos solos sugere progressivos processos de xantização (amarelecimento) e 
plintitização nos Latossolos e, da encosta superior ao sopé, os processos de plintitização e gleização no 
Latossolo plíntico, Plintossolo e Gleisssolo, em conformidade com as condições de drenagem ao longo 
da catena (Quadro 6.4). Isso é acompanhado pela segregação de ferrro, que acentua-se dos Latossolos 
ao Plintossolo, com o descoramento da matriz do solo e o incremento da plintita e dos nódulos e,ou, 
concreções. Este descoramento da matriz é mais acentuado ainda no Gleissolo, com mosqueados de 
precipitações de Fe recentes no horizonte A, acompanhando a oscilação do lençol freático, além de 
vestígios de mosqueados avermelhados nos horizontes Cg. Além disso, todos os solos apresentam uma 
composição mineralógica com predomínio de gibbsita em relação à caulinita, indicando que o material 
foi submetido a um processo de dessilicação intensa, que acompanhou a ferralitização nos Latossolos 
e que, provavelmente, precedeu os processos de plintitização e de gleização atualmente vigentes nas 
posições de encosta (Latossolo plíntico e Plintossolo) e no sopé (Gleissolo). A ocorrência associada de 
goethitas com substituição em alumínio alta (até 0,33 mol/mol Al) e baixa (0,02 a 0,14 mol/mol Al) 
tanto no Latossolo plíntico como no Plintossolo apoiam um processo de dessilicação anterior à 
plintitização, pois essas substituições de Fe por Al na goethita estão relacionadas, respectivamente, à 
ambiente de forte dessilicação (= muito Al em solução) e baixa dessilicação ou ambiente redutor (= 
ambos com muito Fe e pouco Al em solução). A distribuição dos solos na catena permitiu, dessa 
maneira, uma reconstituição dos processos pedogenéticos passados e atuais, mostrando uma 
sobreposição e,ou, associação de vários processos (ferralitização, dessilicação, plintitização e 
redoximorfismo), que descrevem a evolução poligenética desses solos. 
 
 21 
Quadro 6.4. Características de solos em transeção de catena com extensão de 720 metros e declividade 
de 1,7%, situada a 900 metros de altitude, em chapadão a 30 km de Uberaba (19°45’S, 47°55’W Gr.), 
Minas Gerais. 
Silva et al. (2001) descrevem a influência dos materiais de origem (rochas do Pré-Cambriano e 
sedimentos coluviais e aluvionares derivados) e da posição topográfica na gênese de Argissolos, 
Planossolos e Gleissolos situados em uma topossequência da Baixada Litorânea Fluminense (RJ). No 
terço superior da encosta, a superfície convexa favoreceu o processo de eluviação/iluviação, bem 
como a translocação de materiais, originando Argissolos Vermelho-Amarelos a partir de gnaisses 
leuco e mesocráticos; na seção aplainada situada no terço médio da vertente, sobre sedimentos 
coluvionares, dominou a perda superficial de argila na formação do gradiente textural, originando um 
Argissolo Amarelo. No terço inferior da encosta, sobre sedimentos colúvio-aluvionares, a concavidade 
da superficie e a drenagem imperfeita contribuíram para o processo de eluviação da argila, associado 
as condições de oxidação e redução do processo de ferrólise, resultando na formação de Planossolos 
Háplicos. Na porção mais baixa da paisagem, em sedimentos fluviais e coluviais, dominou o processo 
de gleização, originando Gleissolos Háplicos. Na situação descrita, a natureza do material de origem 
associada com o relevo condicionando a drenagem determinaram a ação e a intensidade dos diferentes 
processos pedogenéticos, e exemplificam a interação dos fatores de formação do solo. 
Para finalizar, a aplicação do conceito de catena tem permitido melhores predições dos 
processos que ocorrem em muitas situações da paisagem, facilitando o mapeamento dos diferentes 
tipos de solos. Ao mapear uma determinada região, o pedólogo desenvolve a habilidade de predizer a 
ocorrência e a distribuição dos diferentes solos. Nas etapas iniciais do delineamento dos solos no 
campo, freqüentemente, é usado o método de prospecção em transeções e grades para determinar os 
limites entre as unidades de solo. Com alguma experiência de campo é adquirido um entendimento das 
relações entre as propriedades dos solos e as mudanças na paisagem, permitindo estabelecer o modelo 
solo-paisagem adequado para o mapeamento dos solos locais. Desta maneira, o modelo solo-paisagem 
é elaborado de acordo com as pecularidades de cada paisagem ou região. 
 
6.2.4. ORGANISMOS 
 
O fator organismos vivos (ou fator biótico) compreende a flora e a fauna desenvolvida no solo. 
Este fator permite uma breve digressão sobre “o que é ou não é solo”: um eqüivalente ao dilema do 
“ser ou não ser” do Hamlet de Shakespeare. Academicamente (ou filosoficamente), a ação do fator 
organismos no material inicial é considerada como o pré-requisito para a formação do solo (Buol et 
al., 1997). Neste contexto, areias eólicas litorâneas comumente na forma de dunas (ainda) não 
vegetadas não seriam solos. Após sua estabilização através da colonização por espécies vegetais 
adaptadas, havendo a formação incipiente de um horizonte A pelo acúmulo de compostos orgânicos, 
ter-se-ia a “transmutação” da duna em solo, sendo a partir daí possivelmente classificado como 
 22 
Neossolo Quartzarênico. Neste exemplo a aplicação do modelo parece satisfatória. Mas, 
rigorosamente, o pré-requisito em questão impõe que sem a participação de organismos vivos não 
haveria formação de solos. A aceitação dessa exigência pode conduzir à outros extremos de 
interpretação, ou seja, de que uma rocha ou um telhado ou um muro de uma edificação, quando 
povoado por algas ou musgos seriam solos! Isso mostra que certos pressupostos muito rígidos, em 
lugar de manterem a “pureza” do modelo podem contribuir para uma maior indefiniçãona 
identificação de solos. Também é fato comum que na prática muitas vezes não é viável distinguir entre 
o que, academicamente, é solo e o que não é solo. Haja visto a concepção de solo bem mais simples e 
abrangente dos geólogos e engenheiros, para os quais todo regolito (ou qualquer material natural 
alterado) equivale a solo. O fato é que modelos não devem ser assumidos como dogmas, pois, alheios 
a modelos ou teorias, muitos materiais (mesmo na ausência de organismos vivos) tem potencial para o 
desenvolvimento de organismos e, conseqüentemente, podem ser tratados como solos. As vezes 
convém usar de bom senso para definir o que é ou não é solo. [Bom senso é como caldo de galinha, 
sempre faz bem!]. Após essas divagações, retornamos à descrição dos organismos vivos como fator de 
formação do solo. 
 
Efeitos do fator organismos na formação do solo 
O efeito do fator organismos no solo pode ser visualizado em várias etapas. Num estádio 
inicial pré-gênese do solo, líquens e musgos povoam as rochas, extraindo elementos pelo contato 
direto, produzindo uma alteração incipiente das rochas que serve de substrato para os colonizadores 
seguintes. O processo de colonização chega ao auge quando houver substrato (= solo) capaz de 
sustentar espécies vegetais superiores. Parte dos nutrientes retirados pelas plantas retorna ao solo 
através dos resíduos orgânicos. Este processo de biociclagem pode ser identificado pela maior 
concentração de certos elementos nos horizontes superficiais do perfil de solo. Nesta interação solo-
planta, os resíduos orgânicos são metabolizados pela fauna do solo, liberando ácidos orgânicos e 
compostos diversos que atuam na dissolução de minerais, na complexação de elementos, na formação 
de agregados estruturais, assim contribuindo para o desenvolvimento do solo. Pela absorção de água, 
as plantas também controlam a água disponível para as reações de intemperismo, além de atuarem 
como cobertura protetora do solo aos processos erosivos, favorecendo o aumento da espessura do solo. 
Plantas podem induzir a precipitação de minerais, como por exemplo, de calcita na rizosfera, a qual 
também influi na oxidação de Fe e Mn com a formação dos respectivos óxidos; além disso, pela 
acumulação de Si nas folhas formam fitólitos de opala, e pela biociclagem de Si favorecem a formação 
ou preservação de argilominerais nos horizontes superficiais do solo (Lucas, 2001). Outro exemplo da 
importância das plantas é a diferenciação de sedimentos e solos em áreas de mangues, a qual deve-se 
aos efeitos da vegetação estimulando os processos pedogenéticos, como sulfurização e gleização, a 
acumulação de MO, além de promover a bioturbação (Ferreira et al., 2007a,b). Raizes das plantas e a 
 23 
fauna do solo promovem a formação de macroporos que atuam como vias de fluxo preferencial da 
água nos solos (Franklin et al., 2007). 
Assim como a vegetação atua como fator de formação do solo, o solo (juntamente com o 
clima) é um condicionador do tipo de formação vegetal que nele se estabelece. Estudos realizados na 
Amazônia mostraram que a composição da vegetação, na escala de paisagem (Phillips et al., 2003) e 
na escala local (Poulsen et al., 2006), está relacionada às variações nas características químicas e na 
drenagem dos solos. Assim, desde há muito tempo, a vegetação nativa tem sido usada pelos 
agricultores para avaliar o potencial dos solos para agricultura. Por exemplo, no RS até quase o final 
da decada de 1960, as ”terras de mato” eram as preferidas para o cultivo, ficando as “terras de campo” 
como última opção para uso com lavouras. As áreas de campo foram incorporadas ao uso agrícola 
após a difusão da aplicação de corretivos da acidez e fertilizantes aos solos. O mesmo se verificou em 
outras regiões, como por exemplo nas áreas de cerrado do Brasil Central. 
Microrganismos, como bactérias, fungos, actinomicetos, bem como minhocas e térmitas, 
contribuem para a formação de agregados estruturais estáveis no solo, unindo partículas individuais 
através de secreções e micélios. Microrganismos tem significativa participação na formação de 
minerais, através da biomineralização (Skinner & Fitzpatrick, 1992). A bioturbação do solo é outro 
efeito dos organismos, principalmente de minhocas, térmitas, roedores, transferindo materiais do 
subsolo para a superfície e misturando horizontes. Nas regiões tropicais, a uniformidade dos perfis de 
solos (por exemplo, nos Latossolos) é atribuída às atividades da fauna do solo. Térmitas atuam na 
seleção de materiais, carregando as partículas mais finas à superfície para construção de termiteiros. A 
repetição milenar desse processo resulta na formação de linhas de pedras em determinada 
profundidade nos perfis de solos nas regiões tropicais (Ollier & Pain, 1996; Thomas, 1994; Van 
Wambeke, 1992). [ver 6.3 - Processos pedogenéticos - pedoturbação] 
 
6.2.5. AÇÃO HUMANA: FATOR ANTRÓPICO 
 
As intervenções humanas no solo podem ser incluídas junto com o fator organismos (Jenny, 
1941), ou, conforme já mencionado por Dokuchaev (Sokolov, 1996), destacadas como o fator 
antrópico (a) atuando na formação do solo (Amundson & Jenny, 1991; Effland & Pouyat, 1997; Dudal 
et al., 2002): S = f(a, c, o, r, m, t). As características de um solo, adquiridas lentamente (em milhares 
de anos) sob a influência dos fatores ambientais naturais, podem ser rápidamente (desde poucos dias a 
dezenas ou centenas de anos) modificadas pela ação humana. Em termos globais, esta ação vem se 
intensificando e ampliando ao longo do tempo. Pesquisas arqueológicas mostram que as antigas 
civilizações da Mesopotâmia e do México faziam uso intensivo do solo para a produção agrícola, 
abastecendo grandes centros urbanos. Áreas de floresta tropical mostram evidências de cultivo de 
milho há 2700 anos AP na Costa Rica (Horn & Kennedy, 2001). A decadência e desaparecimento 
destas civilizações são atribuídos em parte à degradação de seus solos agrícolas, por erosão ou 
 24 
salinização e, por mudanças climáticas. Modernamente, as extensões de solos degradados vêm sendo 
continuamente ampliadas na superfície terrestre, não se restringindo aos países ditos subdesenvolvidos 
(Durmadov & Karpachevskii, 1996; Goudie, 1997; Wong et al., 1999). 
 
Efeitos do fator antrópico na formação do solo 
A ação humana em relação ao solo e ao ecossistema pode ser benéfica ou prejudicial. Sob o 
ponto de vista agronômico, os efeitos benéficos são geralmente avaliados em termos de alterações do 
solo que contribuem para incrementar a produção agrícola. O Quadro 6.5 exemplifica algumas 
atividades agrícolas e seu possível efeito no solo e no ambiente. Os efeitos prejudiciais colaterais são 
visíveis na degradação do solo e do ecossistema. Por isso, o uso do solo deve ser baseado na sua 
aptidão ao objetivo proposto, o que envolve uma avaliação de riscos e benefícios decorrentes da 
utilização pretendida. 
 
Quadro 6.5. Atividades agrícolas e seu possível efeito no solo e no ambiente. 
Atividade humana Efeitos no solo ou ambiente 
Remoção da vegetação e queimadas Perda de matéria orgânica e de nutrientes 
Adição de adubos orgânicos e minerais Ganho de matéria orgânica e de nutrientes 
Calagem Diminuição da acidez e toxidez 
Irrigação Mudança no regime de umidade; risco de salinização; oxi-
redução 
Drenagem Mudança no regime de umidade; oxidação 
Lavração Mistura de horizontes; compactação do solo; erosão; 
perturbação da flora e fauna 
Adição de biocidas Afeta flora e fauna; poluição do solo 
Excessivo preparo do solo e pisoteio Compactação, erosão 
 
A atividade agrícola atual tem contribuído para melhorar as propriedades químicas do solo 
através da calagem e fertilização, bem como para a degradação de solos, notadamente no desgaste do 
horizonte A; isto pode resultar na sua reclassificação, como é o caso nas encostas basálticas do RS, 
onde Chernossolos Argilúvicos foram “transformados” em Luvissolose Cambissolos devido ao 
desaparecimento do horizonte A chernozêmico (Streck et al., 2008). Por outro lado, a distribuição 
fragmentada de solos chernozêmicos na Alemanha é atribuída à sua formação através do manejo 
agrícola pré-histórico (Kleber et al., 2003). Evidências arqueológicas mostram que o manejo 
inadequado do solo e da água de irrigação resultou na salinização do solo, no assoreamento de canais e 
cursos d’água, contribuindo para o colapso de civilizações na antiga Mesopotâmia (Jacobsen & 
Adams, 1958). Mais recentemente, em regiões do semi-árido do NE brasileiro, a prática da irrigação 
 25 
sem uma drenagem eficiente da água excedente tem contribuído para a salinização de solos, 
inviabilizando-os para o cultivo agrícola (Santos & Hernandez, 1997). 
Na atualidade, os efeitos da ação humana na alteração do solo natural e na formação de um 
novo solo nas zonas urbanas, industriais ou submetidas à mineração, podem ser muito mais 
significativos do que nas atividades agrícolas normalmente praticadas em solos naturais. Nessas 
situações, a ação humana pode ser resumida na expressão S = f(a)m, c, r, o, t, onde o fator antrópico (a) é 
o principal condicionador do solo, ao qual se associam gradativamente os fatores naturais. 
Nos solos de áreas urbanas e industriais, é comum a presença de resíduos urbanos (plástico, 
MO, madeira etc.), materiais de construção (cerâmica, argamassa, concreto, metais etc.), resíduos 
industriais (metais, gêsso, produtos químicos etc.) (Bullock & Gregory, 1991). Nas áreas degradadas 
pela mineração, a legislação ambiental exige sua recuperação para um novo uso útil (agrícola, 
florestamento, recreação, urbano, industrial etc.), o que pode requerer a construção de um solo para 
possibilitar a revegetação ou outro objetivo. Na construção do solo são utilizados os materiais 
(horizontes A-B-C) preservados do solo original (pré-mineração), ou materiais do regolito. Nesta 
construção é fundamental o conhecimento dos processos de formação do solo (ver processos 
pedogenéticos), pois é necessário selecionar o material e usar o equipamento adequado para prevenir 
insucessos e evitar os altos custos de futuras práticas de mitigação. Este é um aspecto atual da 
aplicação dos conhecimentos da pedogênese ou gênese do solo. 
Segundo Eden et al. (1984), em arqueologia a ação humana é diferenciada em atividades 
antrópicas ou não-intencionais e atividades antropogênicas ou intencionais na formação do solo. Por 
exemplo, as alterações produzidas no solo por assentamentos (habitação) de longo prazo com adições 
casuais de resíduos domésticos (lixo), que não tem a intenção de modificar o solo são definidas como 
atividades antrópicas; por outro lado, cultivos intensivos de longa duração, com incorporação de 
materiais, ou a construção de solos, que produzem alterações intencionais no solo visando um 
determinado objetivo são definidas como atividades antropogênicas. Essa diferenciação arqueológica 
de atividades antrópicas e antropogênicas não tem sido adotada nos estudos pedológicos do solo. 
Ambas produzem um horizonte antrópico, que identifica um solo antrópico ou um solo antropogênico, 
ou taxonomicamente um solo da classe Antrossolos ou da classe Tecnossolos (WRB, 2007). Os 
processos decorrentes da atividade humana na formação do solo são tratados no item antrossolização 
(ver processos pedogenéticos). O fato da extensão de solos perturbados, urbanos e antropogênicos 
estar aumentando continuamente, torna-os uma importante área de atuação para a Pedologia. 
 
 
6.2.6. TEMPO 
 
A escala do “tempo geológico” (Quadro 6.6) pode parecer deslocada quando o assunto é a 
pedogênese. Entretanto, convém lembrar que os solos estão sempre se formando em determinado 
 26 
espaço de tempo e todos os solos são igualmente afetados pelo tempo. A escala do tempo geológico 
permite situar a idade da formação de rochas (como futuro material de origem do solo), de eventos 
importantes que moldaram a superfície terrestre, bem como de formações geológicas e, ou, 
pedológicas com datação conhecida. Por exemplo, a formação das rochas graníticas é datada em ~700 
m.a. (m.a. = milhão de anos), correspondendo ao período Pré-Cambriano, enquanto que os derrames 
basálticos do sul do Brasil têm idades estimadas de 110 a 130 m.a., isto é, são do período Cretáceo. O 
vulcanismo de fissuras precedeu a separação dos continentes (anteriormente associados no 
megacontinente Pangéia), iniciando sua migração devido a tectônica de placas. Durante essa migração, 
as mudanças de latitude da América do Sul certamente causaram alterações climáticas. Neste contexto, 
durante o Cretáceo iniciou-se a formação das crostas lateríticas sob clima tropical com estação seca, 
atingindo seu máximo no Oligoceno (Tardy, 1993). Do Mioceno ao Recente, ao serem expostas à 
ciclos de condições climáticas mais úmidas, as crostas lateríticas são submetidas ao desmantelamento 
e destruição dando origem a Latossolos (Tardy & Roquin, 1998; Horbe & Costa, 1999). [ver 6.3. 
Processos pedogenéticos: laterização.] 
No período Quaternário, que se iniciou há 1,6 m.a., houve mais de 20 grandes glaciações que 
cobriram a América do Norte e a Europa com gelo. A época do Holoceno teve início há 11.500 anos 
A.P. com o término da última época glacial no Hemisfério Norte. A partir do recuo das geleiras 
começou a progressiva dispersão humana promovendo uma gradativa ocupação mais intensiva dos 
solos, dando início ao seu uso agrícola há cerca de 9.000 anos A.P. (Roberts, 1998; Montgomery, 
2007). Devido à intensidade da ação humana sobre o planeta, geólogos (das áreas de Geologia 
Ambiental e Geologia de Engenharia) propõem que esse fenômeno deva ser registrado na escala 
geológica do tempo. Uma das propostas postula que o Holoceno seja considerado a transição para o 
Tecnógeno (ou Quinário), período cuja característica diferenciadora seria a intervenção crescente da 
ação humana através de processos tecnogênicos sobre o ambiente geológico da crosta terrestre (Ter-
Stepanian, 1988). 
Raros são os solos atualmente presentes na superfície da Terra que iniciaram sua formação 
antes do Cenozóico, que compreende os últimos 65 m.a. (Quadro 6.6). Isto deve-se ao fato das 
superfícies formadas pelos solos raramente serem estáveis por mais do que poucos milhões de anos. 
Muito provavelmente, as superfícies de solos mais antigas datam apenas do Plioceno, e a maioria dos 
solos tem seu “tempo zero” em algum lugar no Quaternário, que compreende os últimos 1,6 m.a. do 
Cenozóico. Assim, na escala do tempo geológico a formação dos solos atuais é um evento 
relativamente recente na superfície terrestre, conforme mostram as citações a seguir. Mesmo assim, na 
cronologia humana, os solos são recursos naturais muito lentamente renováveis. Considerando que 
durante a formação e o desenvolvimento dos solos ocorrem com freqüência mudanças climáticas ou 
eventos que promovem a erosão e redeposição de materiais geológicos e solos (ou seja, mudanças 
ambientais), muitos solos são poligenéticos. A intervenção humana também pode criar novos solos a 
 27 
partir de outros solos pré-existentes ou de materiais tecnogênicos. Nessas situações, a expressão 
“tempo zero” é usada para indicar o início de um novo ciclo de desenvolvimento do solo. 
 
Quadro 6.6. Escala do tempo geológico e alguns eventos geológicos, biológicos e pedogenéticos. 
Eras Períodos Épocas Início Eventos geológicos, biológicos e 
pedogenéticos 
 Quinário ou 
Tecnógeno 
Antropoceno 0,15 k.a. Ação antrópica intensa, processos 
antropogênicos e tecnogênicos 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Cenozóica 
 
 
 
 
Quaternário 
 
 
Holoceno 
ou 
Recente 
 
 
 
11,5 k.a. 
Fim da era glacial no Hemisfério Norte; 
dispersão dos humanos; expansão da 
agricultura. Grande variabilidade climática: 
úmido/seco. Separação da ilha do Marajó; 
formação de Organossolos (RS); 
Espodossolos (rA) 
 
Pleistoceno