Cap. 6

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IFCE – Campus Quixadá –Engenharia Ambiental 
Disciplina: Recuperação de Áreas Degradadas – Carga horária: 80 h/a – 
Semestre: 9º – Professoras: Joyce Bonna e Amanda Menezes 
Contato:joyce.bonna@ifce.edu.br / amanda.menezes@ifce.du.br 
 
6. Atributos químicos, físicos e biológicos mais usados na caracterização de solos e 
substratos degradados 
 
6.1. Fatores e processos de formação dos solos 
 
Os solos podem ser definidos como uma “coleção de corpos naturais, constituídos por 
partes sólidas, líquidas e gasosas, tridimensionais, dinâmicos, formados por materiais minerais e 
orgânicos que ocupam a maior parte do manto superficial das extensões continentais do planeta, 
contém matéria viva e podem ser vegetados na natureza onde ocorrem e, eventualmente, terem 
sido modificados por interferências antrópicas” (EMBRAPA, 2006, p.31). O processo de formação 
dos solos é chamado de pedogênese e, em geral, segue a seguinte sequência: 
 
 
 
Ao aflorar, a rocha que se consolidou em um ambiente 
bem diferente daquele da superfície da terra, passa a 
ser colonizada por espécies pioneiras (liquens e 
musgos) que, em função do seu desenvolvimento, 
liberam ácidos orgânicos e iniciam o processo de 
alteração dos minerais que compõem as rochas. 
 
 
 
Esse material inconsolidado já é capaz de reter água e 
servir de substrato para espécies vegetais, o que aumenta 
o processo de liberação de ácidos orgânicos e de 
alteração dos minerais resultando na formação de um 1º 
horizonte de solo com influência da presença de matéria 
orgânica (percebido pela coloração mais escura) que é 
denominado horizonte A. 
 
 
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Posteriormente, abaixo do horizonte A desenvolve-se 
uma camada de material alterado denominado 
horizonte C, também chamado de saprolito ou rocha 
podre, por apresentar ainda muitas características da 
rocha originária. 
 
 
Finalmente, ocorre o desenvolvimento do horizonte B, 
através de uma alteração mais intensa do horizonte C, que 
forma-se entre os horizontes A e C. A presença do 
horizonte B significa maturidade, quanto mais evoluído o 
solo, mais espesso é seu horizonte B. 
 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
A formação do solo ocorre a partir da alteração/intemperismo do material de origem 
(rocha ou sedimento) causada pelos organismos e pelo clima, num determinado tempo e sob o 
controle do relevo (OLIVEIRA, 2010). Cada um desses fatores de formação foram melhor 
detalhados a seguir. 
 
a) Material de origem 
 
As rochas são uma associação de minerais que, embora coesa, nem sempre é 
homogênea. As rochas podem ser analisadas com base em três parâmetros principais: 
Composição química: cerca de 99% da litosfera é composta por Si+4, Al+3, Fe+2/+3, Ca+2, 
Mg+2, Na+, K+ e O-2, como o oxigênio é o único com carga negativa (ânion), serve de ponte de 
ligação entre os elementos com carga positiva (cátion) formando a estrutura dos minerais. Entre 
esses elementos, depois do Oxigênio, o Silício é o mais abundante, por isso as rochas podem ser 
classificadas com base no percentual com que o Si ocorre nas rochas. Rochas com elevado teor 
de Si são normalmente resistentes, pois o Si e o O formam ligações fortes, ao contrário de rochas 
com baixo teor de Si, pois formam ligações fracas e a pedogênese tende a ser facilitada. 
Estrutura: a presença de linhas de fraqueza nas rochas (ex.: fraturas e xistosidades) 
favorece a entrada da água e, consequentemente, o intemperismo químico gerado pela água 
sobre os minerais (ex.: hidrólise). 
Gênese: as rochas também podem ser agrupadas de acordo com o seu modo de 
formação na natureza. E sob este aspecto, podem ser divididas em três grandes grupos: 
 Ígneas: resultantes da consolidação direta do magma. Quando essa consolidação se dá 
na superfície ou próxima a essa, são chamadas de vulcânicas ou extrusivas, e quando a 
 
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consolidação do magma ocorre em camadas mais profundas, são chamadas de 
plutônicas ou intrusivas. As rochas vulcânicas se resfriam mais rapidamente, por isso 
tendem a ser mais fraturadas (ex.: basalto) e menos resistentes do que as rochas 
plutônicas (ex.: granito). Um dos parâmetros fundamentais para a caracterização 
composicional de rochas ígneas é o teor de Si, como mencionado anteriormente. Segundo 
este parâmetro as rochas ígneas podem ser subdivididas em: 
 
Teor de Si Classe Exemplo 
>66% Ácidas Granito 
52-66% Intermediárias Andesitos 
45-52% Básicas Basalto 
<45% Ultrabásicas Gabro 
 
Em rochas básicas, os teores reduzidos de sílica implicam em um aumento no teor dos 
demais componentes químicos (Mg, Fe e Ca) que, por sua vez, apresentam 
caracteristicamente cores escuras. Já em rochas ácidas e intermediárias predominam altos 
teores de Si, Al, Na e K e cores claras. 
 Sedimentares: formadas a partir da fragmentação, deposição e consolidação dos 
materiais. Como se trata de rochas que tem sua origem em um material que já foi 
fragmentado, tendem a ser menos resistentes do que as rochas ígneas. No entanto, se 
ricas em Si, por exemplo, mesmo sendo uma rocha sedimentar pode ser extremamente 
resistente (ex.: cimento) e até mais resistente do que uma rocha ígnea que seja pobre em 
Si. 
 Metamórficas: podemos entender o metamorfismo como o conjunto de processos pelos 
quais determinada rocha é transformada através de reações que se processam no estado 
sólido. Essas modificações implicam em mudanças na estrutura, textura, composição 
mineralógica ou mesmo composição química da rocha ou rearranjo dos componentes 
dessa. Em geral, os processos metamórficos ocorrem associados a eventos tectônicos e 
os principais parâmetros físicos envolvidos no metamorfismo são: a temperatura (o calor é 
promovido pelo sistema motor da tectônica) e pressão (varia com a profundidade). Os 
minerais, bem como qualquer rocha ígnea, sedimentar ou mesmo metamórfica pode sofrer 
transformações e gerar uma nova rocha metamórfica. Além disso, o metamorfismo da 
rocha pode ser apenas parcial. De forma geral, as rochas metamórficas são menos 
resistentes que suas respectivas ígneas, porém, são mais resistentes que as suas 
respectivas sedimentares, pois o metamorfismo torna os elementos que compõem as 
rochas sedimentares mais consolidados. 
 
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Granito (rocha ígnea) 
 
Gnaisse (metaígnea) 
 
Ex.1: a restruturação do granito (ígnea) para formar o gnaisse (metamórfica) leva a uma 
perda de resistência, pois no gnaisse há uma organização bandada baseada na diferença de 
densidade (camadas de material rico em Si e Al, alternados com material rico em Fe e Mg) 
que gera linhas de fraqueza. 
 
 
Calcário (rocha sedimentar) 
 
Mármore (rocha metasedimentar) 
 
Ex.2: a reestruturação do calcário (sedimentar) formando o mármore (metamórfica) torna o 
material mais consolidado e, consequentemente, mais resistente. 
 
A resistência das rochas metamórficas bandadas também depende da forma com que 
essas linhas de fraqueza são expostas na superfície. Quando essas camadas afloram com linhas 
de fraqueza verticais, a água penetra entre as camadas da rocha, mas percola num período de 
tempo muito curto, não havendo muito tempo para intemperizar as rochas; quando as camadas 
afloram obliquamente, além da água penetrar entre as camadas, ela terá mais tempo para 
percolar e, consequentemente, intemperizar a rocha; já quando essas camadas afloram 
horizontalmente, a água não consegue penetrar entre as camadas. 
 
 
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Afloramento: vertical, oblíquo e horizontal. 
 
Em síntese: o material de origem funciona como um fator controlador em que a 
composição química e a estrutura do material, além de influenciar nas características dossolos 
(como na textura, estrutura, cor, fertilidade, etc.), determinam a resistência do material ao 
intemperismo e, portanto, na taxa de pedogênese. 
 
b) Clima 
 
Trata-se de um fator ativo bastante influente no desenvolvimento dos solos, pois adiciona 
energia (ex.: energia solar) e matéria ao ambiente (ex.: água). A temperatura e a umidade, entre 
outros fatores climáticos, influenciam diretamente na intensidade dos processos físicos e 
químicos, determinando a natureza e a intensidade dos processos de intemperismo. 
 Temperatura: a temperatura influencia diretamente na velocidade das reações químicas e 
biológicas, de modo que: quanto mais elevada à temperatura, mais aceleradas são as reações e 
maior é também o metabolismo dos organismos e, portanto, a atuação desses seres também é 
intensificada. A variação da temperatura também contribui para processos de expansão e retração 
das rochas, favorecendo a fragmentação das mesmas. 
Precipitação: a presença da água altera significativamente os minerais em função do 
processo de hidrólise (quebra pela água – ver Erro! Fonte de referência não encontrada.). Além 
de atuar na destruição dos minerais, a água também é responsável pela lixiviação (carreamento) 
dos elementos mais solúveis liberados a partir dessa destruição. 
 
Grau de solubilidade dos principais componentes dos solos: 
Al e Fe Baixa solubilidade 
Si Média solubilidade 
Ca, Mg, K e Na Alta solubilidade 
 
c) Organismos vivos 
 
Os organismos vivos também funcionam como um fator ativo que adiciona matéria (MO e 
ácidos orgânicos) e energia ao sistema. 
A acidificação do solo se dá a partir da liberação de ácidos das reações metabólicas e da 
decomposição da MO. Esses ácidos favorecem o intemperismo dos minerais. Além da adição, 
 
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determinados animais (formigas, minhocas, cupins, etc) são responsáveis pela homogeneização 
do solo, além de decomporem parte da MO auxiliando na formação do húmus. 
Quanto à cobertura vegetal, a própria penetração das raízes, bem como suas excreções 
orgânicas, também auxiliam no processo de intemperismo. Em contrapartida, vale destacar que a 
vegetação age como moderadora das influências climáticas e ameniza a atuação dos processos 
erosivos. 
 
d) Relevo 
 
O relevo é considerado um fator controlador no processo de formação do solo. Ele recebe 
essa denominação devido ao controle que estabelece entre a taxa de pedogênese em relação à 
taxa de erosão. De uma maneira geral, quando o terreno apresenta topografia plana, a taxa de 
pedogênese é maior, gerando solos mais evoluídos. Porém, quanto mais íngreme e declivoso o 
relevo, maior a taxa de erosão em relação à pedogênese, gerando nessas áreas solos mais rasos, 
ou mesmo a inexistência dele. Em síntese, qunado: 
 Relevo mais plano: Taxa de pedogênese > Taxa de erosão = Solos mais profundos 
 Relevo mais íngreme: Taxa de pedogênese < Taxa de erosão = Solos mais rasos 
 
 
Influência do relevo na formação dos solos. Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno 
Marent. 
 
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e) Tempo 
 
Trata-se de um fator passivo, pois não adiciona e nem leva a perda de nada, mas é de 
fundamental importância, uma vez que permite a atuação dos outros fatores citados. Há dois tipos 
de tempo/idade: 
 Tempo absoluto: tempo de exposição da rocha origem. Ex.: o solo x tem 200 mil anos. 
 Tempo relativo: relacionado ao grau de evolução/maturidade dos solos. Ex.: o solo y é 
mais evoluído que o solo x, pois é mais profundo. Para estudos pedológicos a idade 
relativa é mais informativa que a idade absoluta. 
A superfície terrestre apresenta uma grande diversidade de solos em função das diferentes 
combinações de seus fatores e processos de formação. Os processos gerais de formação dos 
solos são aqueles pelos quais todos os solos passam, ainda que em diferentes intensidades: 
a) Adição: pode ser de matéria (ex.: sedimentos, cinzas vulcânicas, água, ácidos, etc.) ou 
energia (ex.: o sol é uma das principais fontes de energia). O homem também pode 
adicionar elementos ao solo (ex.: água, fertilizantes, resíduos industriais, calcário, etc.) e 
influenciar no comportamento do mesmo, mas neste caso trata-se de um processo 
antrópico e não natural. 
b) Remoção/Perda: ocorre principalmente via lixiviação e erosão, em ambos o principal 
agente é a água, especialmente em áreas tropicais. Em ambientes sem interferência 
antrópica, apesar das plantas absorverem parte dos nutrientes dos solos, estes retornam 
para os solos quando há a decomposição da MO. Já em ambientes antropizados, os 
nutrientes absorvidos pelas plantas não retornam para o solo, pois o material vegetal é 
retirado do solo para o consumo. 
c) Transporte/Translocação: realocação de material dentro do perfil do solo. Pode ser 
ascendente (ex.: realizado pela água sob efeito da capilaridade - fenômeno físico 
resultante das interações entre as forças de adesão e coesão da molécula de água) ou 
descendente (ex.: água sob efeito da gravidade). Os elementos que podem ser 
transportados são a água, a matéria orgânica (MO), as argila e os materiais em solução, 
como sais. Ressalta-se que o transporte implica na movimentação de material de um 
horizonte para outro, mas não há perda, pois o material transportado permanece no perfil 
de solo, portanto, é diferente dos processos de lixiviação e erosão. 
d) Transformação: reações químicas que ocorrem com os materiais e elementos que 
compõem o solo. Pode ocorrer com os minerais, como a destruição dos minerais primários 
e posterior recombinação dos elementos que sobraram formando um mineral secundário, 
bem como a quebra por decomposição completa da matéria orgânica gerando húmus. 
 
 
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Os processos específicos de formação dos solos são influenciados pelos fatores de 
formação e pela ação diferenciada de um ou mais processos gerais. Aqueles mais comuns no 
Brasil foram detalhados no quadro a seguir. 
 
Principais processos específicos de formação dos solos no Brasil 
Processo: Características: Solos decorrentes: 
Hidromorfismo 
Comum em solos submetidos ao excesso de água 
durante quase todo o ano. O excesso de água torna o 
ambiente redutor, transformando o Fe3+ em Fe2+, o que 
por sua vez torna o solo gleizado1. Já mo horizonte 
superficial, a elevada quantidade de água favorece a 
diminuição da decomposição da matéria orgânica e 
essa é acumulada, deixando esse horizonte com uma 
coloração escura. Solos submetidos ao hidromorfismo 
geralmente possuem horizonte hístico ou orgânico (H 
ou O) e não possuem horizonte B, pois o excesso de 
água impede a evolução do solo. Solos submetidos a 
este processo também podem apresentar 
mosqueados e plintitas, que são “manchas” 
resultantes da reoxidação do ferro. 
ORGANOSSOLOS 
e 
GLEISSOLOS 
Podzolização de 
argila 
Ciclos de umedecimento e secagem tornam a argila 
dispersa, fato que associado ao seu tamanho coloidal, 
facilita o seu transporte pela água dos horizontes 
superiores (A ou E) para os inferiores (B), onde é 
depositada na superfície dos agregados, o que por sua 
vez, diminui o espaço livre dos poros neste horizonte 
e, consequentemente, reduz a taxa de infiltração no 
mesmo, tornando esse solo mais erodível. 
ARGISSOLOS, 
NITOSSOLOS, 
LUVISSOLOS e 
PLANOSSOLOS 
Podzolização de 
húmus 
O transporte de húmus é muito comum em solos 
arenosos, pois o húmus tem tamanho coloidal e é 
facilmente transportado quando não está formando 
complexos organo-minerais (união húmus e argila). A 
água retira o húmus do horizonte A e o deposita no 
horizonte B, que adquire uma coloração escura e é 
denominado de B espódico (Bh). 
ESPODOSSOLOS 
Latossolização 
Ambientes com disponibilidade de água associadoscom temperaturas elevadas e em locais de drenagem 
livre (sem encharcamento), permitem que o solo se 
desenvolva, ficando espessos e homogêneos, tendo 
uma boa capacidade de armazenar água, e uma taxa 
de infiltração elevada. 
LATOSSOLOS 
Halomorfismo 
O acúmulo de água no contato do solo com a rocha 
permite que os sais desprendidos da rocha 
solubilizem-se em água sem serem lixiviados. Isso 
pode ocorrer em locais onde a evaporação é bem 
maior que a precipitação e os solos são mais rasos. 
Não fazem parte de 
uma classe 
específica, ganham 
apenas o adjetivo de 
salinos. 
 
1 O processo de gleização implica na manifestação de cores acinzentadas, azuladas ou esverdeadas devido à redução e 
solubilização do ferro, permitindo a expressão das cores neutras dos minerais de argila ou ainda a precipitação de 
compostos ferrosos (EMBRAPA, 2006). 
 
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Há, portanto, uma potencialização dos efeitos da 
temperatura possibilitando o transporte ascendente de 
sais conjuntamente com a água e esses sais passam 
a se precipitar na superfície. 
Calcificação 
Semelhante ao Halomorfismo, a Calcificação também 
ocorre em solos rasos e cuja evaporação é muito 
maior que a precipitação, mas neste caso trata-se de 
solos em que o material de origem é o calcário ou que 
possui alto teor de carbonatos de cálcio e magnésio. 
Logo, há a solubilização basicamente de Ca, Mg e 
CO3. Parte deste material dissolvido ascende com a 
água e se recristaliza ao longo do perfil do solo, 
especialmente no horizonte A, pois há uma afinidade 
entre o Ca e a matéria orgânica. Como resultado, 
forma-se um horizonte A muito fértil e com alto teor de 
matéria orgânica, denominado de A chernozêmico. 
São solos com uma produtividade muito elevada no 
período chuvoso ou quando a irrigação é realizada. 
CHERNOSSOLOS 
Laterização 
Processo de acumulação de Fe. A vegetação dos 
solos que sofreram hidromorfismo tendem a capturar o 
O2 do ar e distribuí-lo até as raízes. Sendo assim, 
próximo às raízes, a presença de O2 leva à oxidação 
do Fe2+ em Fe3+, e como o Fe3+ é pouco solúvel e tem 
poder de pigmentação, tende a se acumular nessas 
áreas e gerar manchas amarelo-avermelhadas 
denominadas de mosqueados. Quando a 
concentração do Fe alcança um nível muito elevado, 
esses pontos de acúmulo de Fe adquirem rigidez e 
passam a ser chamados de plintita. A plintita 
normalmente se forma em locais em que há variação 
do nível freático. E caso este processo tenha 
continuidade, a plintita endurece de forma irreversível 
e passa a ser denominada de petroplintita, canga ou 
laterita. Quando se chega no nível de petroplintita, 
denominamos este processo de laterização. 
PLINTOSSOLOS 
Fonte: Bonna, 2011. 
 
6.2. Morfologia e propriedades físicas, químicas e biológicas dos solos 
 
As características morfológicas dos solos são aquelas que se expressam fisicamente e 
podem ser observados em campo, como: cor, textura e estrutura. Outros atributos e propriedades 
do solos necessitam de procedimentos analíticos de laboratório para serem verificados, 
confirmados e quantificados. 
Caracterizados como meios porosos, os solos constituem sistemas físicos que apresentam 
três fases distintas: uma fase sólida composta de material mineral e orgânico; uma fase líquida 
que se refere à água do solo ou solução do solo; e, uma fase gasosa que compõem o ar do solo. 
A fase sólida é formada de matéria inorgânica e orgânica. A porção mineral é constituída 
de partículas de dimensões variadas, resultantes da desagregação e da decomposição das 
 
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rochas que deram origem ao solo. Já a matéria orgânica tem sua origem, principalmente, no 
acúmulo dos resíduos dos tecidos vegetais, ocorrendo no solo em diferentes estágios de 
decomposição. O arranjo tridimensional da matriz do solo gera os espaços porosos que em 
função de suas dimensões são chamados de micro e macroporosidade, ocupados pela água e/ou 
com ar do solo. 
A solução do solo contém gases e sais solúveis, cuja concentração e composição 
química é variável com as estações do ano, presença ou tipo de vegetação e organismos. 
Já o ar do solo possui aproximadamente a mesma composição qualitativa do ar 
atmosférico, entretanto devemos assinalar as diferenças quantitativas em função dos processos 
de respiração dos organismos e raízes das plantas que alteram a concentração relativa dos gases 
atmosféricos. Assim, o gás carbônico se encontra no solo em proporções superiores, e o gás 
oxigênio se encontra em proporções inferiores àquelas encontradas na atmosfera. 
Chama-se de perfil do solo a seção vertical que, partindo da superfície, aprofunda-se até o 
contato lítico ou rocha intemperizada, mostrando uma série de subseções dispostas mais oi 
menos paralelas à superfície, chamadas de horizontes ou camadas2. Os horizontes são 
subseções do perfil do solo que apresentam atributos morfológicos resultantes dos efeitos 
combinados dos processos de formação do solo. É bom lembrar que não, necessariamente, todos 
os solos possuem todos os horizontes possíveis e que, portanto, o número de horizontes e as 
especificidades diagnósticas destes, variam de acordo com os diferentes tipos de solo. O quadro a 
seguir sintetiza as características dos principais tipos de horizontes dos solos. 
 
Principais tipos de horizontes dos solos brasileiros 
Horizonte: Características: 
H 
Horizonte de constituição orgânica, a porcentagem de carbono orgânico (%CO) é 
≥ 8% ou 80 g/kg. É formado em condições de excesso de água por longos 
períodos ou por todo o ano. Comumente presente em veredas e várzeas. 
Equivale ao horizonte A desses solos. 
O 
Sempre é um horizonte e também tem constituição orgânica, %CO ≥ 8% ou 80 
g/kg. A diferença deste horizonte para o horizonte H é que o horizonte O não é 
formado em locais com excesso de água. Ele é formado em condições de 
umidade mais elevada em razão da grande camada de serapilheira ou em climas 
úmidos e frios e de vegetação alto-montana. Sua medida é feita da seguinte 
forma, ex.: 
A 
Horizonte mineral (adjacente à O ou H quando esses se encontram presentes), 
onde ocorre grande atividade biológica e aporte de matéria orgânica o que 
confere coloração escurecida superfície. De acordo com os diferentes processos 
de formação, podem desenvolver características que os enquadrem em diferentes 
tipos de horizontes A: A chernozêmico, A proeminente, A húmico, A fraco e A 
moderado. 
E 
Horizonte mineral cujas características são marcadas pela perda de material pela 
qual passou. Essa perda é refletida na cor e na textura deste horizonte. 
B Horizonte mineral subjacente aos horizonte A ou E; é ausente em muitos solos, 
 
2 Enquanto as características das camadas são pouco ou nada influenciadas pelos fatores de formação dos solos, as 
características dos horizontes, ao contrário, são resultado dos fatores de formação (ABGE, 1998). 
 
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pois só é formado após o horizonte C. É a região de acumulação de materiais 
como óxidos de Fe e Al e de argilas silicatadas. Suas características são 
marcadas pelos fatores e processos de formação do solo, por isso é o horizonte 
mais importante para fins de classificação dos solos, denominado horizonte 
diagnóstico. Também possui variações: B textural (Bt), B plânico, B nítico, B 
espódico (Bh), B plíntico (Bf), B latossólico (Bw) e B incipiente (Bi). 
C 
Horizonte mineral com material inconsolidado, pouco afetado por processos 
pedogenéticos e com características morfológicas herdadas do material de 
origem. 
R 
Camada mineral de material consolidado, que constitui substrato rochoso 
contínuo ou praticamente contínuo. 
 
6.2.1. Morfologia e propriedades físicas do soloa) Transição: 
 
Avalia a mudança/passagem de um horizonte para o outro. É caracterizada observando-se 
o seu contraste e topografia. Quanto ao contraste, a transição pode ser classificada em: 
o Abrupta: facilmente percebida, o limite entre os horizontes é uma linha perfeita. 
o Clara: vê que há dois horizontes, mas a diferenciação de um para o outro não é 
uma linha perfeita. 
o Gradual: parece que os horizontes se misturam até se separarem. 
o Difusa: de difícil percepção; parece haver apenas um horizonte. 
 
Quanto à forma: 
 
Transição plana, ondulada, irregular e descontínua. 
b) Cor: 
 
A cor é um dos principais atributos usados para caracterizar os solos. Ela está relacionada 
com a maioria das características mineralógicas, físicas e químicas, permitindo estabelecermos 
inferências a respeito da natureza constitutiva do solo ou sobre as condições químicas as quais os 
constituintes estiveram ou ainda estão submetidos. Assim, importantes inferências sobre os teores 
de matéria orgânica, a natureza mineralógica dos solos e das condições de drenagem 
 
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(oxiredução) dos solos podem derivar da observação da cor. A cor marrom, vermelha ou amarela 
dos solos bem drenados é resultado da presença de óxidos de ferro. Nos horizontes superficiais, a 
cor pode ser mascarada pelo efeito de melanização causado pela matéria orgânica. As condições 
de má drenagem dos solos estão relacionadas com as cores dos horizontes subsuperficiais, visto 
que em condições de redução, o ferro se apresenta na forma de Fe2+, exibindo cores menos 
cromadas e conferindo ao perfil cores escurecidas, acinzentadas, azuladas ou oliváceas. Quando 
a cor do solo é variegada (possui mais de uma cor) ou possui mosqueados, é necessário que se 
identifique todas as cores presentes no solo. É recomendável que se realize a caracterização da 
cor do solo em um torrão seco e em um torrão úmido, mas como o solo pode se encontrar 
naturalmente úmido, nem sempre é possível fazer a descrição da cor do solo seco. Além dessas 
formas recomendadas, pode-se realizar a descrição da cor com o solo peneirado e úmido 
amassado. A cor está muito relacionada aos agentes pigmentantes dos solos, cujos principais 
são: a matéria orgânica (MO) (quanto maior for a concentração, mais escuro será o solo) e o ferro 
(o poder pigmentante da hematita é muito maior que o da goethita, logo, conclui-se que em solos 
vermelhos há hematita e goethita, pois a hematita encobre a cor da goethita, já em solos amarelos 
afirma-se que há apenas goethita, pois se houvesse hematita seria vermelho). O padrão de cores 
utilizado para os solos é a Caderneta de Munsell, nessa, a cor é dividida em três elementos: 
matiz, valor e croma. 
 
 
Exemplo de página da Caderneta de Munsell. 
 
 
 
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 Descrição: Exemplo: 
Matiz 
Equivale às páginas da caderneta. Define 
se o solo é mais vermelho ou amarelo. 
Geralmente os minerais de Fe que 
influenciam nessa característica. O matiz 
é designado por letras que se referem à 
combinação dos pigmentos vermelho (R), 
vermelho-amarelo (YR) e amarelo (Y) (do 
inglês Red e Yellow). Em casos de solos 
hidromórficos outros matizes são usados: 
oliva (GY); verde (G); ciano (BG) e azul 
(B). 
 
Valor 
Equivalente às linhas da caderneta. 
Representa a intensidade da cor, se essa 
é mais clara ou escura. 
 
 
 
Croma 
Equivalente à coluna da página da 
caderneta. Define a pureza da cor, isto é, 
o quanto a cor real do solo (vermelha ou 
amarela, por exemplo) está sendo 
mascarada pela presença de MO. 
 
 
Os nomes das cores irão abranger esses três elementos seguindo a ordem: matiz 
valor/croma, com os valores desses elementos verifica-se q o nome da cor, ex.: 5 YR 5/3, bruno 
avermelhado. 
 
c) Textura: 
 
A textura do solo consiste na proporção relativa das frações granulométricas de um solo. 
Ou seja, o quanto se tem de areia, silte e argila em uma amostra de solo. A textura é uma das 
características essenciais para a classificação dos solos, pois influencia a maioria dos atributos 
físicos dos solo (ex.: relações volumétricas de macro e microporosidade, superfície específica, 
densidade do solo e de partículas, etc.). E, por conseguinte, condiciona as propriedades da 
aeração, infiltração, drenagem, retenção de água, consistência, suporte a vida vegetal, 
suscetibilidade à erosão, entre outros. Do ponto de vista químico, como a textura determina o 
conteúdo de plasma coloidal, influencia os processos de capacidade de troca catiônica, fixação de 
fósforo, absorção de água e de nutrientes, entre outros. A textura é o atributo físico que menos 
sofre alteração ao longo do tempo, a não ser em casos extremos de degradação, como 
fenômenos erosivos ou retirada ou adição de materiais por ação antrópica. Solos com texturas 
variáveis recebem uma designação binária, ex: textura média/argilosa. Devemos dedicar especial 
atenção a esses solos com designação binária ou que apresentam variações ou gradientes de 
textura entre os horizontes, pois apresentam maior vulnerabilidade à erosão devido as diferenças 
nas taxas de infiltração entre os horizontes superficial e subjacente. Outro atributo importante é a 
relação % silte / % argila, que fornece uma estimativa do grau de transformação dos constituintes 
 
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minerais de um solo – de forma geral, quanto menor for esta relação mais intemperizado e 
desenvolvido é o solo. A textura também influencia no escoamento superficial da água, no preparo 
do solo, na erosão hídrica, entre outros. De um modo geral, solos arenosos são considerados 
mais leves para o preparo de solo, apresentam baixa capacidade de retenção de água, são bem 
drenados e apresenta elevada susceptibilidade a erosão. Já os argilosos, de um modo geral, 
apresentam propriedades opostas, são considerados mais pesados para o preparo de solo, 
apresenta elevada retenção de água e baixa susceptibilidade à erosão. Os solos com elevada 
proporção de silte apresentam elevada susceptibilidade a formação de encrostamento superficial 
(capa síltica). Esse encrostamento reduz a infiltração de água no solo e dificulta a emergência de 
plântulas. Quanto a análise da textura, essa pode ser feita em campo e em laboratório. A análise 
textural em campo consiste na indicação do que é predominante em cada horizonte, já a análise 
textural em laboratório deve ser indicada em dag/kg ou em porcentagem e nomeada conforme o 
triângulo textural. 
 
Partícula: Tamanho: Descrição: 
Areia 2 - 0,05 mm 
Pode ser dividida em areia grossa (2 - 1 mm) e areia fina (1 - 0,05). Sensação 
ao tato: atrito. 
Silte 
0,05 - 0,002 
mm 
Sensação ao tato: sedosa (tipo talco); sai da pele com facilidade, pois 
praticamente não tem carga. É a partícula mais facilmente carregada. 
Argila < 0,002 mm Sensação ao tato: pegajosa/grudenta, devido a presença de cargas. 
 
Triângulo textural 
 
 
 
 
15 
 
d) Estrutura: 
 
Os agregados são compostos por partículas de areia e silte que se mantêm unidas pela 
ação das argilas e da matéria orgânica que atuam como agentes cimentantes, formando 
agregados, unidades individualizadas mais ou menos estáveis. Assim sendo, a estrutura do solo 
consiste na organização dos agregados dos solos. A estrutura deve ser analisada em cada um 
dos horizontes dos solos e só é realizada em campo. A primeira análise que se realiza é se existe 
ou não estrutura. 
 
Caso haja estrutura, avalia-se a forma, o tamanho e o grau de desenvolvimento dos 
agregados. 
Tipos de estrutura quanto à forma 
Forma: Descrição: 
Granular 
Agregados arredondados. Dá ao solo uma permeabilidade muito grande, pois gera muitos 
espaços vazios entre os agregados. É encontradoprincipalmente no horizonte A devido à 
mistura do solo feita pelos microorganismos. O horizonte B dos Latossolos também 
normalmente possui estrutura granular, devido à mineralogia geralmente rica em argilas 
(óxidos) e ao elevado grau de evolução desses solos (a partícula arredondada é a forma mais 
estável). No caso de solos argilosos, o que comanda a permeabilidade do solo não é a 
textura, mas sim a estrutura. 
Blocos 
Agregados que podem ser angulares (ângulos de aproximadamente 90º) ou subangulares 
(bordas do agregado ligeiramente arredondadas). Este tipo de estrutura é muito comum em 
horizontes B textural (Bt). Tal estrutura dificulta a infiltração da água no solo, pois deixa menos 
espaços vazios. 
Prismática 
Agregados que assumem a forma de prismas. O tipo de argila que irá comandar a estrutura 
do solo neste caso. Trata-se de uma estrutura muito comum em solos ricos em argila 2:1. 
Essa estrutura pode sofrer uma variação chamada Colunar, comum em solos salinos, onde a 
água cai desenvolve planos de fraqueza gerando formas mais arredondadas. 
Laminar 
Estrutura na forma de lâminas. Só ocorre naturalmente em locais submetidos a congelamento, 
o próprio gelo leva a este formato. Antropicamente ocorre em locais onde há a compactação 
do solo. Em solos com este tipo de estrutura a permeabilidade é extremamente baixa. 
 
Tem estrutura?
Não
Grãos soltos: sem 
agregados; geralmente 
ocorre em solos 
arenosos.
Maciça: o material forma 
uma massa de material 
contínuo, sem torrões.
Sim
Avalia-se os 
agregados quanto:
Forma
Tamanho
Grau
 
16 
 
 
Tipos de estrutura: ba) prismática, bb) colunar, ca) blocos angulares, cb) blocos subangulares, a) 
laminar e d) granular. 
 
A estrutura é um fator determinante para o grau permeabilidade do solo e está diretamente 
relacionado à suscetibilidade do solo à erosão. A estabilidade da estrutura é muito influenciada 
pela ação antrópica, quando se destrói a estrutura do solo, destroem-se os seus macroporos, que 
é justamente o que determina a taxa de infiltração e percolação da água do solo. 
 
 
 
Infiltração da água em solo de estrutura 
granular 
 
 
 
Infiltração da água em solo de estrutura em 
blocos 
 
 
17 
 
 
 
Infiltração da água em solo de estrutura prismática 
 
 
Infiltração da água em solo de estrutura laminar, 
comum em solos compactados 
 
 Quanto ao tamanho, a estrutura variará em: muito pequena, pequena, média, grande e 
muito grande. A avaliação do tamanho deve ser comparada a figuras representativas para cada 
tipo de estrutura. 
O grau de desenvolvimento é decorrente da manifestação das forças que agregam as 
partículas formando agregados e da intensidade do efeito de cimentação. Em campo, o grau de 
estrutura é avaliado observando-se a proporção entre o material agregado (unidades estruturais 
inteiras), e o material não agregado derivado do rompimento das unidades estruturais fracamente 
coesas. Essa é subdividida em: 
 Fraca: estrutura pouco desenvolvida, muito material solto ou desagregado com poucas 
unidades estruturais pouco resistentes; 
 Moderada: muitas unidades estruturais moderadamente resistentes e pouco ou nenhum 
material desagregado; 
 Forte: muitas unidades estruturais com praticamente nenhum material desagregado. 
A estrutura do solo constitui um dos atributos morfológicos mais importantes do ponto de 
vista pedogenético e a sua observação e correta caracterização permite fazer inferências a 
respeito da textura, atividade da argila, mineralogia da argila e se aplica na distinção dos 
horizontes do perfil dos solos. Do ponto de vista da física do solo, considerando o manejo de solo, 
a avaliação da estrutura dos diferentes horizontes permite fazer inferências a respeito do 
comportamento físico-hídrico de um perfil de solo, pois, a estrutura se relaciona com propriedades 
e atributos tais como: aeração; densidade do solo; resistência à penetração; infiltração de água, 
drenagem do perfil, etc. Assim, um solo bem estruturado apresenta uma macroporosidade e 
aeração adequadas, além de uma boa drenagem do solo o que propicia um bom desenvolvimento 
radicular. Entretanto, a estrutura e a porosidade constituem os atributos físicos que mais são 
alterados em função do mau manejo e uso incorreto dos solos. Assim sendo, a degradação da 
 
18 
 
estrutura ocorre em função do preparo intensivo do solo nos sistemas de plantio convencional e 
do tráfego intenso de máquinas com umidade inadequada. A retirada ou a queima dos resíduos 
orgânicos ou a dispersão química dos colóides também tem influência na desestruturação do solo. 
Como consequências da degradação da estrutura, podemos enumerar: a diminuição da 
porosidade e o aumento da densidade do solo, causando dificuldade de infiltração, drenagem e 
penetração das raízes. 
 
e) Cerosidade: 
 
Característica morfológica usada para identificar o horizonte B de solos que passaram pelo 
processo de podzolização de argila. Este processo de acúmulo de argila sobre os agregados 
confere as unidades estruturais um brilho ceroso. É descrito segundo o grau de desenvolvimento 
(fraca, moderada ou forte), a quantidade (pouca, comum ou abundante) e a distribuição (contínua, 
descontínua ou fragmentária). 
 
Agregado com e sem cerosidade. 
f) Porosidade: 
 
Volume do espaço construído pelo arranjo dos componentes da parte sólida do solo. Em 
condições naturais é ocupada por água e ar. Pode ser distinguida em macroporosidade (que 
permite a movimentação da água e do ar) e microporosidade (que retém a água). O conhecimento 
das proporções de micro e macroporosidade de um solo são fundamentais para a compreensão 
do comportamento físico-hídrico do solo e as suas condições para o adequado desenvolvimento 
dos vegetais superiores. A maioria dos estudiosos admite que a composição volumétrica ideal 
estaria em torno de 50% de porosidade total, sendo 1/3 de macroporosidade ocupada com ar e 
2/3 de microporosidade ocupada por água. A porosidade de um solo, tanto em volume total, 
quanto na distribuição da dimensão dos poros, é dependente de muitos atributos físicos, mas 
principalmente da textura e da estrutura dos solos. Solos mais arenosos tendem a reter menos 
água, uma vez que a macroporosidade permite a drenagem livre da água. Por outro lado, solos 
argilosos possuem maior microporosidade, adsorvendo grandes quantidades de água nos 
capilares. Contudo, é bom saber que apesar dos solos argilosos possuírem maior capacidade de 
retenção de água, nem toda umidade retida está disponível para as plantas. As argilas de alta 
atividade podem reter tão fortemente a água, que excede a capacidade das plantas de extraí-la. A 
 
19 
 
esta porção de água retida pelos colóides do solo e indisponível para as plantas dá-se o nome de 
água higroscópica. Por outro lado, alguns solos, a exemplo dos Latossolos do cerrado, apesar dos 
altos teores de argila, comportam-se de forma similar aos solos arenosos em termos de retenção 
de água, pois apresentam argilas de baixa atividade, com estrutura microgranular que os torna 
altamente porosos. Em síntese, a porosidade do solo apresenta íntima correlação com a 
infiltração, a permeabilidade e a condutividade hidráulica dos solos, propriedades essas que 
definem a capacidade de campo do solo (capacidade de armazenamento de água). 
 
 
g) Densidade 
 
A diversidade dos componentes minerais e orgânicos, bem como a proporção entre estes, 
existentes em um solo, determinam a densidade do material do solo. Desta forma, define-se: 
 Densidade das partículas dos solos (Dp): relação entre a massa e o volume que 
ocupam as partículas do solo, desconsiderando o volume dos poros. A densidadedas 
partículas é um atributo cuja variação se relaciona com a natureza intrínseca dos 
componentes do solo, da textura e da mineralogia das frações granulométricas que 
derivam da natureza do material de origem. É um atributo, portanto, estável as alterações 
ocasionadas pelo manejo do solo. 
 Densidade do solo (Ds): relação entre a massa e o volume real, considerando os 
volumes da matriz sólida e da porosidade total. Em outras palavras, é a densidade de uma 
amostra indeformada de solo, onde se preserva a estrutura e a porosidade real do solo. A 
densidade do solo constitui um atributo variável, variando entre solos de classes diferentes 
em função da sua textura, teores de matéria orgânica, estrutura e mineralogia. Dentro de 
um mesmo solo, normalmente, a densidade do solo aumenta em profundidade em função 
do adensamento ocorrido pela pressão exercida pelas camadas superiores sobre as 
subjacentes e dos mecanismos de eluviação de argila que concorrem para a diminuição da 
porosidade. Além disso, constitui um atributo significativamente instável, dependente do 
grau de compactação e de desestruturação causado pelo manejo do solo. A densidade do 
solo constitui na medida quantitativa mais direta da compactação do solo e também é um 
 
20 
 
parâmetro importante para calcular a porosidade total. A densidade das partículas do solo 
é importante também na determinação da textura em laboratório, pois influencia a 
velocidade de sedimentação das partículas. Ressalta-se que valores elevados de 
densidade do solo podem constituir impedimento mecânico para o crescimento de raízes. 
Já existem limites estabelecidos de densidade do solo de acordo com a cultura. Essa 
informação é muito importante na seleção de espécies para recuperação de áreas 
degradadas. 
 
 
Amostra de solo indeformada. 
h) Consistência: 
 
Diz respeito ao comportamento do material constituinte do solo em função da variação da 
umidade. Consiste na resposta do solo às forças externas que tentam deformá-lo. Está 
relacionada às forças físicas de coesão3 e adesão4. A avaliação da consistência do solo é 
realizada com o solo em três estágios de umidade: 
 
Grau de umidade: Elemento avaliado: 
Seco – não há adesão e a coesão é 
máxima. 
Dureza – torrão seco é apertado entre o polegar e o indicador. 
Indica a capacidade de resistência à ruptura do material seco. 
Úmido – há uma diminuição da coesão 
e um aumento da adesão. 
Friabilidade – torrão úmido é apertado entre o polegar e o 
indicador. Indica a capacidade de resistência à ruptura do material 
em condições intermediárias de umidade. 
Molhado – a coesão desaparece e a 
adesão é máxima. 
Plasticidade – faz-se um fio de barro com o solo e ao dobrá-lo 
avalia-se o tempo que demora para quebrar/rachar, ou seja, 
indica a capacidade do material em ser moldado sob compressão. 
Pegajosidade – verifica-se o quanto o solo adere aos dedos 
(polegar e indicador). Indica a aderência do material em 
condições próximas à saturação. 
 
3 Coesão: força que une as partículas de solo ou materiais de mesma natureza, ex.: argila-argila, MO-MO, água-água. 
4 Adesão: força que une as partículas de solo a outros materiais, isto é, materiais de natureza diferente, ex.: argila-MO, 
argila-água, MO-água. 
 
21 
 
 
 
Avaliação da 
dureza e friabilidade 
 
Avaliação da 
plasticidade 
 
Avaliação da 
pegajosidade 
 
A consistência influencia a resistência de penetração de raízes, a vulnerabilidade do solo à 
erosão e movimentos de massa, as condições de preparo e cultivo dos solos, etc. Solos plásticos 
podem ser problemáticos para a agricultura, pois são mais facilmente compactados. Solos 
pegajosos também são problemáticos, pois dificultam o uso de máquinas agrícolas. Em geral à 
condição ideal para o preparo do solo é quando está na consistência friável (solo umedecido, mas 
não encharcado), nessa condição, a consistência é baixa, logo, gasta-se menos energia no 
preparo do solo e há um menor é o risco de compactação. Nesse sentido, é interessante 
monitorar a umidade ótima para preparo do solo. Em geral, a faixa de umidade ótima é maior em 
solos arenosos do que em solos argilosos. 
 
 
Gráfico de consistência com base na variação da umidade. Fonte: OLIVEIRA, 2012. 
 
 
22 
 
A mudança na consistência do solo pode ser exemplificada como segue: em um solo 
extremamente seco, portanto, plasticamente não moldável, adicionarmos progressivamente 
pequenas quantidades de água, o solo tornará cada vez mais dócil à deformação. 
 
i) Retenção de água no solo 
 
A capacidade de retenção de água no solo é influenciada pela textura, estrutura e o teor de 
matéria orgânica do solo. A textura influencia na presença maior ou menor de cargas no solo. 
Solos argilosos apresentam mais cargas que os arenosos e, por isso retêm maior teor de água. O 
tipo de argila também influencia, argilas do tipo 2:1 apresentam mais cargas e retém a água com 
maior energia. Solos com estrutura em blocos, apresentam maior proporção de microporos que 
solos com estrutura granular e por isso retêm mais água. Solos com elevados teores de matéria 
orgânica também tendem a ter uma capacidade de retenção de água mais elevada devido as 
cargas que geram nos solos. Solos compactados retêm a água com mais energia, no entanto, 
essa é retida em menor quantidade do que em solos com estrutura natural. 
 
j) Componentes minerais dos solos 
 
A composição mineralógica do solo constitui um atributo fundamental que influencia a 
maioria dos fenômenos que ocorrem no solo. As frações areia e silte, em geral, são constituídas 
por minerais primários resistentes ao intemperismo. Cabe assinalar, entretanto, que nas areias, 
sobretudo em solos tropicais, o mineral mais abundante é o quartzo que, além de ser o mineral 
mais resistente, é também inerte eletrostaticamente. O silte pode liberar nutrientes para a solução 
do solo, constituindo-se em uma reserva mineral natural do solo. Por outro lado, os constituintes 
minerais mais ativos dos solos são as argilas, essas funcionam como indicadoras de extrema 
evolução pedogenética. 
 
k) Componentes orgânicos dos solos 
 
Constituídos por materiais orgânicos originários de resíduos vegetais e animais em 
diferentes estágios de decomposição. O conteúdo de matéria orgânica depende além do aporte e 
natureza da matéria orgânica, de diversas condições ambientais como o clima e as características 
dos solos como: textura, aeração, mineralogia da argila, presença de cátions, pH, etc. Do ponto de 
vista do manejo e fertilidade do solo a matéria orgânica e os colóides orgânicos dos solos são de 
imensa importância para inúmeras propriedades dos solos como: a estabilidade de agregados e 
estrutura do solo, retenção de água, CTC, reciclagem de nutrientes, dentre outras. 
 
 
 
23 
 
6.2.2. Propriedades químicas do solo 
 
a) Cargas no solo 
 
As cargas do solo é que determinam se certos elementos serão ou não lixiviados e se 
haverá a formação de agregados. Logo, também influenciam na fertilidade, na pegajosidade, na 
porosidade, na permeablidade, etc. do solo. 
 
 
 
As cargas do solo se diferenciam em dois tipos principais: 
 Cargas de beirada, constantes ou permanentes: cargas que ocorrem na superfície da 
MO e de todos os minerais de tamanho coloidal. Também podem resultar das 
substituições isomórficas nas estruturas minerais. Teoricamente, a carga permanente pode 
ser negativa ou positiva, contudo, a substituição isomórfica normalmente se faz por um 
elemento de menor valência substituindo o de maior valência (ex.: Al3+ substituiSi4+), o que 
leva a um déficit de cargapositiva e a manifestação de carga negativa na superfície do 
colóide. Essas cargas sempre se manifestam, independente do pH dos solos. Os 
elementos químicos presentes nos solos são atraídos por essas cargas estabelecendo 
uma ligação fraca que é capaz de minimizar o processo de lixiviação, mas incapaz de 
impedir a captação desses elementos pelas plantas, daí a sua importância nos solos. 
 Cargas dependentes de pH ou variáveis: cargas alteradas conforme a variação do pH 
do solo, compõem a maior parte das cargas do solo. Semelhante a água, os constituintes 
coloidais dos solos também possuem um ponto de neutralidade, o chamado ponto de 
carga zero (PCZ), valor de pH onde um determinado componente coloidal do solo tem 
carga nula. Entretanto, quando o pH do solo está abaixo do PCZ do componente coloidal 
do solo, esse gera um excesso de carga positiva (+), e quando o pH do solo está acima do 
PCZ desse componente, ele gera um excesso de carga negativa (-). Os PCZs 
aproximados dos principais constituintes dos solos são: 
 
 
24 
 
Componente: Ponto de carga zero (PCZ): 
Mineral 2:1 3,5 
Mineral 1:1 5 
Óxidos 8 
MO 2 
 
Em solos muito evoluídos, como os Latossolos, é relativamente comum que possuam 
carga neutra ou mesmo positiva devido à grande concentração de óxidos (tendem a gerar cargas 
positivas, pois possuem PCZ muito elevado e geralmente o pH do solo está abaixo desse valor). 
Recomendação para estes solos: adicionar MO e fazer calagem. Isso porque como a MO tem o 
PCZ muito baixo, geralmente o pH do solo está acima do seu PCZ, logo, a MO tende a gerar 
cargas negativas nos solos. Já a calagem aumenta o pH do solo, portanto, amplia a diferença do 
pH do solo para o PCZ dos constituintes dos solos e esses passam a gerar mais cargas negativas 
(ou menos cargas positivas, como no caso dos óxidos). Lembrando que as cargas negativas são 
importantes nos solos porque favorecem a atração de cátions, logo, amenizam a perda de 
nutrientes por lixiviação. 
 
b) Capacidade de Troca Catiônica (CTC) ou Valor T do solo 
 
É a quantidade de cargas negativas (ânions) que o solo tem para atrair cargas positivas 
(cátions). Essa atração é tecnicamente chamada de adsorção e atrai principalmente: Ca2+, Mg2+, 
K+, Na+, Al3+ e H+, sendo que os 4 primeiros servem de nutrientes para as plantas. A adsorção é 
muito importante para a nutrição das plantas e microorganismos dos solos. Como a quantificação 
das cargas negativas do solo é muito difícil de ser obtida, quantificam-se as cargas positivas, pois 
são geralmente iguais. Portanto, a CTC é calculada por um método indireto. Obs.: em solos de 
regiões tropicais como os nossos, os cátions trocáveis Na+ e NH4+ geralmente tem magnitude 
desprezível e, por isso, muitas vezes nem são contabilizados. 
 
CTC do solo = Ca + Mg + K + Na + Al + H + NH4 
 
c) Saturação ou soma de bases e Valor V% 
 
Além da CTC, podemos calcular a soma de bases (SB), que é a soma apenas dos 
elementos que servem de nutrientes para as plantas. 
 
SB = Ca + Mg + K + Na + NH4 
 
A SB também pode ser chamada de Valor V% quando obtida em porcentagem. Para 
converter a soma de bases (SB) em porcentagem (Valor V%), aplica-se uma simples regra de 
 
25 
 
três. Para tanto, é necessário considerar o valor encontrado para a CTC do solo como o equivalente 
a 100%. Em síntese: 
CTC do solo = 100% 
SB V% 
 
V% = (SB x 100) 
 CTC do solo 
 
 Solo eutrófico: quando o Valor V% é ≥ 50%. 
 Solo distrófico: quando o Valor V% é < 50%. 
 
O valor de saturação por bases em percentual serve para indicar o potencial nutricional 
dos solos. Desta propriedade decorrem dois atributos diagnósticos do solo: o solo é dito eutrófico 
quando o seu valor V% for igual ou superior a 50%, e, em contraposição, é dito distrófico quando 
o valor V% for inferior a este limite. Assim, a princípio, solos eutróficos são considerados mais 
férteis que os distróficos. Entretanto, como o valor V% é uma relação percentual, devemos ter o 
cuidado de verificar a CTC do solo e a SB antes de inferir sobre a real fertilidade dos solos. O solo 
pode ter uma alta proporção de saturação de bases (Valor V%), mas apresentar uma quantidade 
de nutrientes baixa ou insuficiente para o uso daquele solo em atividades agrícolas, por exemplo. 
 
d) Teor de alumínio (Al) 
 
Quando o solo é distrófico, calcula-se também o teor de alumínio (Al). Além de não ser um 
nutriente, o Al é tóxico para as plantas em certas concentrações, pois tornam as raízes muito 
grossas, o que acaba por dificultar a absorção de nutrientes e água (exceto espécies adaptadas). 
O teor de Al é calculado da seguinte forma: 
 
Teor de Al (%) = [Al] x 100 
 [Al + SB] 
 
 Solo alumínico: quando o Al (%) é ≥ 50% (ou maior ou igual a 4 cmolc/kg). 
 Solo não alumínico: quando o Al (%) é < 50% (ou menor que 4 cmolc/kg). 
 
Ao afirmar que um solo é alumínico, subentende-se que o mesmo é distrófico, pois apenas 
solos distróficos são alumínicos, mas nem todo solo distrófico é alumínico. 
 
 
 
 
26 
 
e) Reação / acidez do Solo 
 
O solo comporta-se como um ácido fraco: libera poucos átomos de H+ para o sistema de 
forma constante. Tal característica, gera dois tipos de acidez nos solos: 
 Acidez ativa: átomos de H+ livres na solução do solo; é expressa em valores de pH. 
 Acidez potencial: retida no complexo de troca, isto é, adsorvida pelas partículas coloidais, 
mas pode ser liberada na medida em que os átomos de H+ da solução do solo (acidez ativa) 
são consumidos. Em síntese: a acidez potencial que alimenta a acidez ativa. 
Os solos podem ser naturalmente ácidos devido falta de bases em função da natureza 
mineralógica do material de origem, ou a processos pedogenéticos de formação que favorecem a 
remoção de elementos básicos como K, Ca, Mg, Na, etc. Solos tropicais (sob clima quente e 
úmido), em geral são muito desenvolvidos e transformados, logo, os mecanismos de remoção de 
bases e enriquecimento relativo de alumínio atuaram de forma acentuada. 
 
6.2.3. Propriedades biológicas do solo 
 
a) Organismos vivos 
 
É impossível isolar as atividades biológicas de outras atividades, principalmente química, 
pois os organismos vivos participam da maior parte das reações dos solos. Como exemplo, 
podemos citar a redução e oxidação do ferro em solos que há oscilação do nível d’água, a 
conversão de formas orgânicas de fósforo e nitrogênio em compostos inorgânicos que servem de 
nutrientes para as plantas, etc. (LEPSCH, 2013). 
Os organismos dos solos podem ser divididos em animais e vegetais. Os animais 
compreendem a macro, meso e microfauna. Os animais da macro e mesofauna são constituídos 
principalmente por artrópodes (responsáveis pela trituração de restos vegetais e revolvimento do 
solo, ex.: formigas e cupins) e anelídeos (auxiliam na estruturação e aeração dos solos, ex.: 
minhocas). A microfauna, por sua vez, é constituída por nematoides (importantes reguladores e 
concentradores de nutrientes que auxiliam no desenvolvimento das plantas, mas há alguns 
poucos que parasitam as plantas), protozoários (auxiliam na biodegradação de substâncias 
adicionadas aos solos e regulam a população de organismos decompositores). Já a microflora é 
composta por algas (usualmente restritas aos primeiros centímetros do horizonte mais superficial 
do solo, pois necessitam de luz solar), bactérias, fungos e actinomicetos. Algumas algas e 
bactérias estabelecem associações e promovem o que chamamos de fixação do nitrogênio. As 
algas também podem se associar a fungos formando líquens que auxiliam na decomposição das 
rochas e, consequentemente, liberaçãode nutrientes. (LEPSCH, 2013). 
 
27 
 
Muitos fatores determinam o tipo e a quantidade dos microorganismos do solo, entre os 
quais destacam-se a disponibilidade de nutrientes, a umidade, o pH do solo, a temperatura e o 
grau de aeração do solo. (LEPSCH, 2013). 
A matéria orgânica é a principal fonte de energia para os microrganismos e de nutrientes 
inorgânicos para as plantas, como o nitrogênio. A maior parte do nitrogênio do solo vem da 
matéria orgânica, pois o nitrogênio atmosférico não pode ser diretamente utilizado pelas plantas 
até que seja quimicamente combinado com o hidrogênio, o oxigênio ou o carbono – o que é 
realizado primordialmente por meio do metabolismo de certos microorganismos. (LEPSCH, 2013). 
 
b) Matéria orgânica (MO) 
 
A MO é gerada a partir da decomposição dos resíduos de plantas e animais, mas 
principalmente pelas plantas através da conversão do gás carbônico (CO2) em compostos 
contendo carbono durante o processo de fotossíntese. A MO pode ser dividida em: 
 
 
 
MO viva: corresponde apenas cerca de 4% do total de MO no solo. Engloba 
microorganismos da fauna do solo (ex.: formigas, minhocas, insetos), raízes das plantas, etc. 
MO morta: corresponde cerca de 96% do total de MO no solo. É basicamente constituída 
por folhas e troncos caídos, dejetos animais, bem como animais mortos. A MO morta, por sua vez, 
pode ser subdividida em: 
 Fração macroorgânica: representa cerca de10 a 30% da MO morta do solo. Trata-se da 
MO ainda não decomposta ou pouco decomposta; ainda é possível identificar a fonte do 
material. 
 Fração microorgânica ou húmus: representa cerca de 70 a 90% da MO morta do solo. 
Engloba a parte já decomposta do material orgânico; não é possível identificar a fonte do 
material. Essa também pode ser subdividida em: 
o Fração não húmica: varia de 5 a 10% da fração microorgânica ou húmus no solo. 
Constituída por elementos químicos, açúcares, gels e corantes. Trata-se daquilo 
que podemos denominar de nutrientes da MO. Quando a lixiviação é muito atuante, 
MO
(100%)
Viva
(4%)
Morta
(96%)
Fração 
macroorgânica
(10 a 30%)
Fração 
microorgânica 
(70 a 90%)
Fração não 
húmica
(5 a 10%)
Fração húmica
(90 a 95%)
Nutrientes 
 
28 
 
essa fração é ainda mais reduzida. Portanto, nem sempre a presença de MO 
significa nutrientes disponíveis ou fertilidade para o solo. 
o Fração húmica: varia de 90 a 95% da fração microorgânica ou húmus no solo. É 
basicamente constituída por ácidos orgânicos (responsáveis pela acidez do solo e 
pela coloração escura) e humina (material final do processo de decomposição). 
Não constitui nutrientes. 
 
O teor de MO no solo decorre da relação entre as taxas de produção e decomposição da 
mesma. 
Teor de MO = Taxa de produção 
 Taxa de decomposição 
 
Ainda não existe uma metodologia direta para se estimar a quantidade de MO no solo, mas 
há meios de se estimar a quantidade de carbono orgânico (CO). Sabe-se que cerca de 58% da 
MO é constituída por CO, logo, a partir da quantidade de CO encontrado no solo, podemos inferir 
a quantidade de MO por uma simples regra de três. Ex.: em um solo foi encontrado 2g de CO, 
quanto de MO tem este solo? 
100 % de MO = 58 % de CO 
x g de MO 2g de CO 
x = 3,44827586g de MO 
 
No Brasil, a quantidade de MO no solo é geralmente baixa (<3% no horizonte A). Isso 
porque as condições climáticas do nosso país favorecem que tanto a taxa de produção, quanto a 
taxa de decomposição de MO sejam altas. Para haver acúmulo de MO no solo é necessário que a 
taxa de produção seja maior que a taxa de decomposição, e para isso é necessário que ocorra 
uma das seguintes condições ambientais: 
a) Baixas temperaturas: favorecem a diminuição do metabolismo dos organismos 
decompositores e, consequentemente, a diminuição da taxa de decomposição da MO em 
relação a taxa de produção; 
b) Excesso de água: favorece a diminuição da quantidade de oxigênio no solo, e como os 
organismos decompositores são predominantemente aeróbicos, há uma diminuição 
desses organismos no solo já que necessitam de oxigênio para sobreviver. Assim, há uma 
queda também na taxa de decomposição da MO em relação a taxa de produção; 
c) Elevada concentração de Ca2+: o cálcio tende a se ligar com as moléculas de MO 
tornando essas muito grandes e dificultando a sua decomposição; 
d) Pobreza acentuada do material de origem (rocha): solos originados de rochas pobres 
em nutrientes também são pobres. Consequentemente, poucos organismos 
decompositores conseguem sobreviver nesses solos. Logo, novamente há uma queda na 
taxa de decomposição em relação a taxa de produção de MO. 
 
29 
 
A MO é um componente do solo bastante sensível às condições ambientais e, portanto, 
muito influenciada pelas práticas de manejo do solo. Logo, quando um sistema agrícola é 
implantado, muda-se a cobertura vegetal, há um maior ou menor revolvimento do solo e, 
consequentemente, altera-se também a quantidade de MO no solo. Por isso, é fundamental 
avaliar previamente quais as possíveis mudanças que serão geradas no teor de MO no solo para 
que não se atinja um ponto de degradação avançado ou irreversível. 
Mesmo em pequena quantidade, a MO apresenta alta capacidade de interagir com os 
outros componentes do solo alterando suas propriedades físicas, químicas e biológicas e gerando 
uma série de benefícios, entre os quais: 
a) Funciona como uma fonte de nutrientes: os microorganismos (MO viva) auxiliam no 
intemperismo das rochas liberando nutrientes para as plantas e para os próprios 
microoganismos. A fração microorgânica não húmica da MO morta também é uma fonte de 
nutrientes; 
b) Funciona como um agente cimentante: os gels gerados pela decomposição da MO 
auxiliam na formação de agregados e, consequentemente, aumentam a estabilidade do 
solo e diminui a sua propensão à erosão; 
c) Eleva a capacidade de retenção de umidade do solo: tal característica é extremamente 
importante para o desenvolvimento das plantas quando não há chuva. Essa capacidade de 
retenção da água no solo também diminui o escoamento superficial da água e, 
consequentemente, diminui a suscetibilidade do solo à erosão. E uma vez que a água tem 
elevado calor específico, sua presença evita que a camada superficial do solo sofra 
drásticas mudanças de temperatura, o que minimiza a ocorrência de ciclos de 
umedecimento e secagem minimizando a dispersão da argila do solo; 
d) Aumenta a CTC (Capacidade de Troca Catiônica) do solo: a MO apresenta cargas 
elétricas de superfície capazes de atrair cátions, o que ameniza o processo de lixiviação e 
contribui para a troca catiônica no solo; 
e) Auxilia no equilíbrio da quantidade de Carbono no ar atmosférico: em termos globais, 
a matéria orgânica do solo é um bom sequestrador de carbono, por isso mudanças no 
balanço entre o solo, a vegetação e a atmosfera podem comprometer o fluxo de gás 
carbônico para a atmosfera e aumentar o efeito estufa. 
 
6.3. Classes de solos no Brasil 
 
 No Brasil, adota-se a classificação de solos da Embrapa, composta por treze principais 
classes de solos, essas podem ser divididas em outras subunidades de classificação. 
 
 
 
 
30 
 
Classes Pedológicas conforme a EMBRAPA 
Classe: Características: 
NEOSSOLOS 
Solos pouco evoluídos; geralmente com ausência de horizonte B; predominam as 
características herdadas do material de origem; não ocorrem em locais com excesso 
de água. Subdivide-se em 4 subclasses: Neossolos Litólicos; Neossolos Regolíticos; 
Neossolos Quartzarênicos e Neossolos Flúvicos. 
ORGANOSSOLOS 
Solos de natureza essencialmente orgânica; sempre há apresença de horizonte 
hístico e geralmente não possuem horizonte B. 
GLEISSOLOS 
Solos hidromórficos caracterizados pela presença de horizonte subsuperficial glei. 
Geralmente, são encontrados juntamente com Organossolos, mas, ao contrário 
destes, nem sempre há a presença de horizonte hístico. 
VERTISSOLOS 
Solos com desenvolvimento restrito devido à capacidade de movimentação do seu 
material constitutivo em conseqüência do fenômeno de expansão e contração pela 
alta atividade das argilas 2:1. Relação textural insuficiente para caracterizar um 
horizonte B textural. 
CHERNOSSOLOS 
Solos com desenvolvimento médio; atuação expressiva do processo de bissialitização 
e com a presença de horizonte A chernozêmico – horizonte muito fértil, pois sofreu 
pouca lixiviação e rico em matéria orgânica – pode ou não apresentar acumulação de 
carbonato de cálcio. 
ARGISSOLOS 
Solos bastante evoluídos que sofreram podzolização da argila e cuja argila é de baixa 
atividade; possuem horizonte Bt; geralmente são encontrados associados à 
Latossolos e predominam em áreas declivosas. 
NITOSSOLOS 
Também são solos bem evoluídos e formados pela podzolização da argila. Possuem 
horizonte B nítico (tipo especial de Bt) com a argila de baixa atividade e apresentam 
elevada cerosidade. Nesses solos, apesar da argila do horizonte A ter se 
movimentado para B, não há uma diferença textural entre estes dois horizontes e 
ambos são argilosos. São solos fortemente estruturados e tendem a ocorrer em áreas 
de maior declividade. 
LUVISSOLOS 
Também são solos com horizonte Bt ou B nítico formados pelo processo de 
podzolização da argila, porém, nesta classe pedológica a argila é de alta atividade e 
apresentam cerosidade. Ao contrário dos Argissolos e Nitossolos, são solos 
geralmente jovens e menos lixiviados, mas geralmente possuem o horizonte A fraco, 
ou moderado, ou horizonte E. 
PLANOSSOLOS 
Solos que também sofreram à podzolização da argila. O que marca esta classe é que 
a perda de argila do horizonte A é tão intensa que leva a uma mudança abrupta 
textural entre seus horizontes; pode vir a formar um horizonte E entre os horizontes A 
e B, e este último passa a ser denominado B plânico, devido à elevadíssima 
acumulação de argila neste horizonte que impede a infiltração da água. 
ESPODOSSOLOS 
Solos que sofrem podzolização de húmus e apresentam B espódico em seqüência a 
horizonte E ou A; são extremamente ácidos. 
PLINTOSSOLOS 
Solos que em algum momento sofreram ciclos sucessivos de umedecimento e 
secagem e expressiva plintitização com ou sem a formação de petroplintita. 
LATOSSOLOS 
Solos altamente evoluídos com expressiva atuação do processo de latossolização; 
apresentam B latossólico (Bw), são ricos em argilominerais 1:1 e oxi-hidróxicos de Fe 
e Al. 
CAMBISSOLOS 
Classe que engloba solos pouco desenvolvidos com a presença do horizonte B 
incipiente (Bi), ou seja, solos em que o processo de formação não foi suficientemente 
atuante para determinar características específicas no horizonte B. Envolve uma série 
de solos bastante heterogêneos que não se encaixam em nenhuma característica 
muito específica como nas outras classes. 
Fontes: Adaptação de informações da EMBRAPA (2006). 
 
 
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Referências: 
 
BONNA, J.L. Mapeamento pedológico e de suscetibilidade erosiva no Alto Córrego Prata 
(Ouro Preto/MG). Dissertação de Mestrado. Instituto de Geociências (IGC). Universidade Federal 
de Minas Gerais (UFMG). Belo Horizonte – MG, 2011. 119p. 
 
DIAS, L.E. Recuperação de Áreas Degradadas. Viçosa: UFV, 1997. 
 
EMBRAPA – EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUIA AGROPECUÁRIA. Sistema Brasileiro de 
Classificação de Solos. Centro Nacional de Pesquisa de Solos (Rio de Janeiro, RJ). Brasília: 
EMBRAPA – Produção de Informação; Rio de Janeiro: Embrapa Solos, 2006. 306p. 
 
LEPSCH, I.F. 19 lições de pedologia. São Paulo: Oficina de Textos, 2011. 
 
OLIVEIRA, C.V. de. Pedologia. Educação à distância. Editora UFMG. Belo Horizonte – MG, 2010. 
 
SANTOS, R.D. dos; LEMOS, R.C. de; SANTOS, H.G. dos; KER, J.C.; ANJOS, L.H.C. dos. 
Manual de descrição e coleta de solo no campo. Embrapa. SBCS. Editora Folha de Viçosa 
Ltda. 5ª edição. Sociedade Brasileira de Ciência de Solo, 2005. 92p.