Apostila Mineralogia

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CCLLAASSSSIIFFIICCAAÇÇÃÃOO DDOOSS SSOOLLOOSS 
Professor: Fabiano Rezende 
e-mail: fabiano.rezende@fead.br 
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PROGRAMA: 
CAPÍTULO 1: GÊNESE DOS SOLOS 
 Fatores de formação dos solos: material de origem, clima, organismos vivos, relevo e 
tempo. 
 
CAPÍTULO 2: PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 Processos gerais de formação dos solos: adição, remoção, translocação e transformação. 
 Processos específicos de formação dos solos: hidromorfismo, laterização, latolização ou 
latossolização, podzolização, calcificação e halomorfismo. 
 
CAPÍTULO 3: CONSTITUINTES DOS SOLOS 
 Fase sólida: minerais (primários, secundários, silicatados e não silicatados / óxidos); 
matéria orgânica (MO). 
 Fase líquida: solução do solo (hidrólise, lixiviação, indícios de umidade no solo e 
constantes da água no solo). 
 Fase gasosa: ar do solo, aeração. 
 
CAPÍTULO 4: QUÍMICA DO SOLO 
 Cargas do solo: cargas de beirada e cargas dependentes de pH. 
 Capacidade de troca catiônica (CTC) 
 Fertilidade do solo 
 
CAPÍTULO 5: REAÇÃO DO SOLO – pH 
 Fontes de acidez e basicidade nos solos 
 Gessagem x Calagem 
 Tipos de acidez nos solos 
 ∆ pH 
 Determinação do pH do solo 
 
CAPÍTULO 6: MORFOLOGIA DOS SOLOS 
 Descrição do solo em campo: diferenciação de horizontes, cor, textura, estrutura, 
consistência, raízes e transição. 
 
CAPÍTULO 7: CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
 Horizontes x Camadas 
 Tipos de horizontes 
 Tipos de horizontes A 
 Tipos de horizontes B 
 Classes pedológicas 
 
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CAPÍTULO 1: GÊNESE DOS SOLOS 
 
 Os solos podem ser definidos como uma “coleção de corpos naturais, constituídos por 
partes sólidas, líquidas e gasosas, tridimensionais, dinâmicos, formados por materiais minerais e 
orgânicos que ocupam a maior parte do manto superficial das extensões continentais do planeta, 
contém matéria viva e podem ser vegetados na natureza onde ocorrem e, eventualmente, terem 
sido modificados por interferências antrópicas” (EMBRAPA, 2006, p.31). 
 
 
 
 
Ao aflorar, a rocha que se consolidou em um ambiente 
bem diferente daquele da superfície da terra, passa a 
ser colonizada por espécies pioneiras (liquens e 
musgos) que, em função do seu desenvolvimento, 
liberam ácidos orgânicos e iniciam o processo de 
alteração dos minerais que compõem as rochas. 
 
 
 
Esse material inconsolidado já é capaz de reter água e 
servir de substrato para espécies vegetais, o que 
aumenta o processo de liberação de ácidos orgânicos e 
de alteração dos minerais resultando na formação de um 
1º horizonte de solo com influência da presença de 
matéria orgânica (percebido pela coloração mais escura) 
que é denominado horizonte A. 
 
 
 
Posteriormente, abaixo do horizonte A desenvolve-se 
uma camada de material alterado denominado horizonte 
C, também chamado de saprolito ou rocha podre, por 
apresentar ainda muitas características da rocha 
originária. 
 
 
 
Finalmente, ocorre o desenvolvimento do horizonte B, 
através de uma alteração mais intensa do horizonte C, 
que forma-se entre os horizontes A e C. A presença do 
horizonte B significa maturidade, quanto mais evoluído o 
solo, mais espesso é seu horizonte B. 
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Figura 1: Processo de evolução dos solos. Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
FATORES DE FORMAÇÃO DOS SOLOS 
 
De maneira geral, pode-se dizer que: a formação do solo ocorre a partir da 
alteração/intemperismo do material de origem (rocha ou sedimento) causada pelos organismos 
e pelo clima, num determinado tempo e sob o controle do relevo (OLIVEIRA, 2010). 
 
1. Material de origem 
 
As rochas são uma associação de minerais que, por diferentes motivos geológicos, 
acabam ficando intimamente unidos. Embora coesa, nem sempre é homogênea. Na agregação 
mineralógica constituinte das rochas, é possível reconhecer minerais essenciais (sempre 
presentes) e minerais acessórios (podem ou não estar presentes, sem que isso modifique a 
classificação da rocha em questão). As rochas podem ser analisadas com base em três 
parâmetros principais: 
Composição química: cerca de 99% da litosfera é composta por Si+4, Al+3, Fe+2/+3, Ca+2, 
Mg+2, Na+, K+ e O-2, como o oxigênio é o único com carga negativa (ânion), serve de ponte de 
ligação entre os elementos com carga positiva (cátion) formando a estrutura dos minerais. E entre 
esses elementos, o Silício é o mais abundante, por isso as rochas podem ser classificadas com 
base no percentual com que o Si ocorre nas rochas. Rochas com elevado teor de Si são 
normalmente resistentes, pois o Si e o O formam ligações fortes, ao contrário de rochas com baixo 
teor de Si, pois formam ligações fracas e a pedogênese tende a ser facilitada. 
Estrutura: a presença de linhas de fraqueza nas rochas (ex.: fraturas e xistosidades) 
favorece a entrada da água e, consequentemente, o intemperismo químico gerado pela água 
sobre os minerais (ex.: hidrólise). 
Gênese: as rochas também podem ser agrupadas de acordo com o seu modo de 
formação na natureza. E sob este aspecto, podem ser divididas em três grandes grupos: 
 
a) Ígneas 
 
 Resultantes da consolidação direta do magma. Quando essa consolidação se dá na 
superfície ou próxima a essa, são chamadas de vulcânicas ou extrusivas, e quando a 
consolidação do magma ocorre em camadas mais profundas, são chamadas de 
plutônicas ou intrusivas. As rochas vulcânicas se resfriam mais rapidamente, por isso 
tendem a ser mais fraturadas (ex.: basalto) e menos resistentes do que as rochas 
plutônicas (ex.: granito). 
 Variedade composicional das rochas ígneas: consequência da variedade composicional 
dos magmas a partir dos quais se consolidaram. Há rochas ígneas mais comuns, como os 
granitos e basaltos. Outras são mais raras, como as rochas carbonáticas (predominam 
minerais como a calcita e a dolomita). Um dos parâmetros fundamentais para a 
caracterização composicional de rochas ígneas é o teor de Si, como mencionado 
anteriormente. Segundo este parâmetro as rochas ígneas podem ser subdivididas em: 
 
Teor de Si Classe Exemplo 
>66% Ácidas Granito 
52-66% Intermediárias Andesitos 
45-52% Básicas Basalto 
<45% Ultrabásicas Gabro 
 
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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. 
 
 
Figura 2: Granito (rocha ácida) 
 
Figura 3: Granito (rocha ácida) 
 
Figura 4: Andesito (rocha intermediária) 
 
Figura 5: Basalto (rocha básica) 
 
Figura 6: Gabro (rocha ultrabásica) 
 
Figura 7: Rocha carbonática 
 
 Importância: as rochas ígneas compõem a classe de rochas predominante na crosta da 
Terra (mais de 70%); são muito utilizadas na produção de materiais de construção e para 
fins ornamentais. 
 
b) Sedimentares 
 
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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. 
 
 
Figura 8: Calcário 
 
Figura 9: Arenito 
 
Figura 10: Siltito 
 
Figura 11: Argilito 
 
c) Metamórficas 
 
Podemos entender o metamorfismocomo o conjunto de processos pelos quais 
determinada rocha é transformada através de reações que se processam no estado sólido. Essas 
modificações implicam em mudanças na estrutura, textura, composição mineralógica ou mesmo 
composição química da rocha ou rearranjo dos componentes dessa. Em geral, os processos 
metamórficos ocorrem associados a eventos tectônicos e os principais parâmetros físicos 
envolvidos no metamorfismo são: a temperatura (o calor é promovido pelo sistema motor da 
tectônica; as reações metamórficas iniciam a partir de temperaturas superiores a 200 ºC) e 
pressão (varia com a profundidade). A velocidade com que essas mudanças ocorrem é muito 
variável e difícil de mensurar, pois os processos metamórficos ocorrem no âmago da crosta e, 
portanto, sua atuação é inacessível à observação direta. 
Cabe citar ainda que os minerais (Figura 12), bem como qualquer rocha ígnea (Figura 13 e 
Figura 14), sedimentar (Figura 15 a Figura 18) ou mesmo metamórfica pode sofrer transformações 
e gerar uma nova rocha metamórfica. Além disso, o metamorfismo da rocha pode ser apenas 
parcial (Figura 19). De forma geral, as rochas metamórficas são menos resistentes que suas 
respectivas ígneas, porém, são mais resistentes que as suas respectivas sedimentares, pois o 
metamorfismo torna os elementos que compõem as rochas sedimentares mais consolidados. 
 
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Figura 12: Mica – mineral com foliação decorrente de metamorfismo. 
 
 
Figura 13: Granito (rocha ígnea) 
 
Figura 14: Gnaisse (metaígnea) 
 
Ex.1: a restruturação do granito (ígnea) para formar o gnaisse (metamórfica) leva a uma 
perda de resistência, pois no gnaisse há uma organização bandada baseada na diferença de 
densidade (camadas de material rico em Si e Al, alternados com material rico em Fe e Mg) 
que gera linhas de fraqueza. 
 
 
Figura 15: Calcário (rocha sedimentar) 
 
Figura 16: Mármore (rocha metasedimentar) 
 
Ex.2: a reestruturação do calcário (sedimentar) formando o mármore (metamórfica) torna o 
material mais consolidado e, consequentemente, mais resistente. 
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Figura 17: Arenito (rocha sedimentar) 
 
Figura 18: Quartzito (metassedimentar) 
 
 
Figura 19: Migmatito / rocha mista – há porções de rocha metamórfica e de rocha ígnea. 
A resistência das rochas metamórficas bandadas também depende da forma com que 
essas linhas de fraqueza são expostas na superfície. Quando essas camadas afloram com linhas 
de fraqueza verticais, a água penetra entre as camadas da rocha, mas percola num período de 
tempo muito curto, não havendo muito tempo para intemperizar as rochas; quando as camadas 
afloram obliquamente, além da água penetrar entre as camadas, ela terá mais tempo para 
percolar e, consequentemente, intemperizar a rocha; já quando essas camadas afloram 
horizontalmente, a água não consegue penetrar entre as camadas.
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Figura 20: Formas de afloramento: 
vertical, oblíquo e horizontal. 
 
 
 
 
Figura 21: Ciclo das rochas. 
Solos autóctones e alóctones: a maioria dos solos são originados do intemperismo da 
rocha in situ (que aflorou no mesmo local onde ocorreu a formação do solo), esses solos são 
denominados de autóctones ou elúviais. Mas os solos também podem ser formados a partir de 
depósitos sedimentares, neste caso são chamados de alóctones e são normalmente mais difíceis 
de serem caracterizados, pois são muito heterogêneos. 
Solos aluviais e coluviais: depósitos aluviais são aqueles formados por sedimentos 
carreados pelos rios. Já os depósitos coluviais são aqueles gerados por materiais arrastados de 
um local para outro a uma distância relativamente curta. 
Em síntese: o material de origem funciona como um fator controlador em que a 
composição química e a estrutura do material (entre outros elementos) além de influenciar nas 
características dos solos (como na textura, estrutura, cor, fertilidade, etc.), determinam a 
resistência do material ao intemperismo e, portanto, influenciam na taxa de pedogênese. 
 
2. Clima 
 
Trata-se de um fator ativo bastante influente no desenvolvimento dos solos, pois adiciona 
energia (ex.: energia solar) e matéria ao ambiente (ex.: água). A temperatura e a umidade, entre 
outros fatores climáticos, influenciam diretamente na intensidade dos processos físicos e 
químicos, determinando a natureza e a intensidade dos processos de intemperismo. 
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 Temperatura: a temperatura influencia diretamente na velocidade das reações químicas e 
biológicas, de modo que: quanto mais elevada à temperatura, mais aceleradas são as reações e 
maior é também o metabolismo dos organismos e, portanto, a atuação desses seres também é 
intensificada. A variação da temperatura também contribui para processos de expansão e retração 
das rochas, favorecendo a fragmentação das mesmas. 
 Precipitação: a presença da água altera significativamente os minerais em função do 
processo de hidrólise (quebra pela água – ver Figura 39). Além de atuar na destruição dos 
minerais, a água também é responsável pela lixiviação (carreamento) dos elementos mais 
solúveis liberados a partir dessa destruição. 
 
Grau de solubilidade dos principais componentes dos solos: 
Al e Fe Baixa solubilidade 
Si Média solubilidade 
Ca, Mg, K e Na Alta solubilidade 
 
Influência do clima no horizonte A dos solos: 
Regiões 
tropicais 
O horizonte A dos solos de regiões tropicais são geralmente pouco desenvolvidos mesmo 
sob vegetações exuberantes. Isso porque a presença de água e de temperaturas elevadas 
favorece que o processo de decomposição da matéria orgânica (MO) seja tão rápido 
quanto o processo de produção. Tendência geral: 
 
Taxa de produção de MO < Taxa de decomposição de MO = Horizonte A raso 
 (elevada) (muito elevada) 
 
Regiões 
temperadas 
Já em áreas temperadas, encontramos horizontes A mais espessos, pois durante o 
período de temperaturas mais baixas, os organismos decompositores ficam numa espécie 
de dormência, permitindo o acúmulo de MO. Tendência geral: 
 
Taxa de produção de MO > Taxa de decomposição de MO = Horizonte A espesso 
 (mediana) (baixa) 
 
Regiões 
semi-áridas 
Em ambientes semi-áridos por sua vez, o horizonte A dos solos normalmente são muito 
pouco desenvolvidos, pois há pouca vegetação para virar MO e essa é rapidamente 
decomposta devido às elevadas temperaturas. Tendência geral: 
 
Taxa de produção de MO < Taxa de decomposição de MO = Horizonte A raso 
 (baixa) (muito elevada) 
 
 
3. Organismos vivos 
 
Os organismos vivos também funcionam como um fator ativo que adiciona matéria (MO e 
ácidos orgânicos) e energia ao sistema. 
A acidificação do solo se dá a partir da liberação de ácidos das reações metabólicas e da 
decomposição da MO. Esses ácidos favorecem o intemperismo dos minerais. Além da adição, 
determinados animais (formigas, minhocas, cupins, etc) são responsáveis pela homogeneização 
do solo, além de decomporem parte da MO auxiliando na formação do húmus. 
Quanto à cobertura vegetal, a própria penetração das raízes, bem como suas excreções 
orgânicas, também auxiliam no processo de intemperismo. Em contrapartida, vale destacar que a 
vegetação age como moderadora das influências climáticas e ameniza a atuação dos processos 
erosivos. 
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4. Relevo 
 
O relevo é considerado um fator controlador no processo de formação do solo. Ele recebe 
essa denominação devido ao controle que estabelece entre a taxa de pedogênese em relação à 
taxa de erosão. De uma maneira geral, quando o terrenoapresenta topografia plana, a taxa de 
pedogênese é maior, gerando solos mais evoluídos. Porém, quanto mais íngreme e declivoso o 
relevo, maior a taxa de erosão em relação à pedogênese, gerando nessas áreas solos mais rasos, 
ou mesmo a inexistência dele. Em síntese: 
 
Taxa de pedogênese 
Taxa de erosão 
Quando: 
 Relevo mais plano: Taxa de pedogênese > Taxa de erosão = Solos mais profundos / desenvolvidos 
 Relevo mais íngreme: Taxa de pedogênese < Taxa de erosão = Solos mais rasos / jovens 
 
 
 
 
Figura 22: Influência do relevo na formação dos solos. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
Mas há exceções: 
 Exemplo 1: é comum encontrarmos solos rasos em locais de relevo plano no semi-árido 
brasileiro, isso porque a falta de água dificulta o intemperismo químico e, 
consequentemente, a evolução dos solos nesses locais. Em síntese, trata-se de uma 
região cujo fator climático tem maior peso/influência que o relevo. 
 Exemplo 2: já em regiões de relevo movimentado, podem ser encontrados solos muito 
evoluídos. A explicação para isso vem de estudos que demonstram que essa região já foi 
plana em períodos pretéritos, isto é, bem diferente do que é atualmente. Tais ambientes 
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são denominamos de Paleoambientes, pois se formaram em condições ambientais 
adversas às atuais. 
 
5. Tempo 
 
Trata-se de um fator passivo, pois não adiciona e nem leva a perda de nada, mas é de 
fundamental importância, uma vez que permite a atuação dos outros fatores citados. Há dois tipos 
de tempo/idade: 
 Tempo absoluto: tempo de exposição da rocha origem. Ex.: o solo x tem a idade de 200 
mil anos. 
 Tempo relativo: relacionado ao grau de evolução/maturidade dos solos. Ex.: o solo y é 
mais evoluído que o solo x, pois é mais profundo. 
 Para estudos pedológicos a idade relativa é mais informativa que a idade absoluta. 
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CAPÍTULO 2: PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
A superfície terrestre apresenta uma grande diversidade de solos em função das diferentes 
combinações de seus fatores e processos de formação gerais e específicos. 
 
PROCESSOS GERAIS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS 
 
 Processos pelos quais todos os solos passam, ainda que em diferentes intensidades: 
 
1. Adição 
 
Pode ser de matéria (ex.: sedimentos, cinzas vulcânicas, água, ácidos, etc.) ou energia (ex.: 
o sol é uma das principais fontes de energia). 
O homem também pode adicionar elementos ao solo (ex.: água, fertilizantes, resíduos 
industriais, calcário, etc.) e influenciar no comportamento do mesmo, mas neste caso trata-se de 
um processo antrópico e não natural. 
 
2. Remoção/Perda 
 
Ocorre principalmente via lixiviação e erosão, em ambos o principal agente é a água, 
especialmente em áreas tropicais. 
Em ambientes sem interferência antrópica, apesar das plantas absorverem parte dos 
nutrientes dos solos, estes retornam para os solos quando há a decomposição da MO. Já em 
ambientes antropizados, os nutrientes absorvidos pelas plantas não retornam para o solo, pois o 
material vegetal é retirado do solo para o consumo. O uso do solo para pastagem também leva à 
perda de nutrientes. Por isso, a adubação do solo também deve ser realizada neste tipo de uso e 
não apenas em áreas de cultivo. 
 
3. Transporte/Translocação 
 
Realocação de material dentro do perfil do solo. Pode ser ascendente (ex.: realizado pela 
água sob efeito da capilaridade - fenômeno físico resultante das interações entre as forças de 
adesão e coesão da molécula de água) ou descendente (ex.: água sob efeito da gravidade). Os 
elementos que podem ser transportados são a água, a matéria orgânica (MO), as argila e os 
materiais em solução, como sais. 
Ressalta-se que o transporte implica na movimentação de material de um horizonte para 
outro, mas não há perda, pois o material transportado permanece no perfil de solo, portanto, é 
diferente dos processos de lixiviação e erosão. 
 
4. Transformação 
 
Reações químicas que ocorrem com os materiais e elementos que compõem o solo. Pode 
ocorrer com os minerais, como a destruição dos minerais primários (1os) e posterior recombinação 
dos elementos que sobraram formando um mineral secundário (2º), bem como a quebra por 
decomposição completa da matéria orgânica gerando húmus. 
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PROCESSOS ESPECÍFICOS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS 
 
Além dos processos gerais, influenciados pelos fatores e pela ação diferenciada de um ou 
mais processos gerais de formação dos solos, alguns solos passam por processos específicos 
que são essenciais para a determinação de suas características e particularidades. No Brasil, os 
processos específicos de formação dos solos mais comuns são: 
 
1. Hidromorfismo 
 
ADIÇÃO (água) + TRANSFORMAÇÃO (redução do Fe3+ em Fe2+) 
 
 Processo condicionado pelo excesso de água de ambientes encharcados na maior parte 
do ano, ex.: veredas, várzeas e mangues (geralmente áreas mais baixas do relevo). Quanto maior 
a quantidade de água no solo, menor é a quantidade de O2 e, consequentemente, menor é 
também a quantidade de organismos decompositores, pois esses, em sua maioria são aeróbicos. 
A MO pode ser decomposta tanto por microorganismos aeróbicos, quanto anaeróbicos, mas em 
ambientes encharcados, esse processo é predominantemente realizado por anaeróbicos. No 
entanto, além de ocorrerem em menor quantidade, os microorganismos anaeróbicos possuem um 
metabolismo mais lento, favorecendo, portanto o acúmulo de MO nesses solos. Em síntese: 
 
↑ H2O = ↓ O2 = ↓ Decomposição = ↑ Acúmulo MO 
 
Resultado: 
 
horizonte A profundo e escuro 
 
 Normalmente esses solos não possuem horizonte B, pois a elevada quantidade de água 
impede a evolução do solo e a formação do horizonte B. 
 A ausência de O2 também favorece a transformação (redução) do Fe
3+ (forma oxidada, 
pouco solúvel) em Fe2+ (forma reduzida, solúvel). E como o Fe3+ que dá a cor ao solo e, neste 
caso, esses são transformados em Fe2+, que é pouco pigmentante, esses solos tendem a adquirir 
uma coloração mais esbranquiçada ou acinzentada nos horizontes/camadas de C (que ficam 
abaixo do horizonte A) – tal processo é denominado de Gleização. Em síntese: 
 
↑ H2O = ↓ O2 = Transformação Fe
3+
 (pigmentante) em Fe
2+
 (pouco pigmentante) 
 
Resultado: 
 
Gleização – horizontes/camadas de C esbranquiçadas/acinzentadas 
 
 A redução do ferro também ocorre no horizonte A desses solos, mas não percebemos o 
processo de gleização neste horizonte, pois o mesmo tende a ser mascarado devido à forte 
presença de MO acumulada. 
 A vegetação desses ambientes encharcados e redutores são geralmente adaptadas, de 
modo que: capturam o O2 do ar através das folhas e distribuem para o restante das plantas até as 
raízes. 
 Solos formados por esse processo: 
 Gleissolos: possuem horizonte A ou H < 40cm; 
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 Organossolos: possuem horizonte H ≥ 40cm. 
 Observação: o processo de Hidromorfismo também pode dar início ao processo de 
Laterização até o estágio de formação da plintita (maiores detalhes no tópico seguinte). 
 
2. Laterização 
 
TRANSFORMAÇÃO (oxidação do Fe2+ em Fe3+) 
 
 Processo de acumulação de ferro. Inicia com o processo de Hidromorfismo, mas trata-se 
de um processo diferente. 
 Como explicitado anteriormente, a vegetação dos solos hidromórficos tendem ser 
adaptadas e possuírem a capacidade de capturar o O2 do ar atmosférico com as folhas e distribuí-
lo até as raízes. Com isso, nas áreas próximas às raízes, a presença do O2 leva à transformação 
(oxidação) do Fe2+ (forma reduzida, solúvel) em Fe3+ (forma oxidada, pouco solúvel). E como o 
Fe3+ é pouco solúvele tem elevado poder de pigmentação, tende a se acumular nessas áreas 
próximas as raízes gerando manchas (amarelas, vermelhas ou alaranjadas) que são 
denominadas de mosqueados. 
 
Plantas adaptadas = ↑ O2 nas raízes = Transformação Fe
2+
 (pouco pigmentante) em Fe
3+
 (pigmentante) 
 
Resultado: 
 
Mosqueados – manchas geradas pelo acúmulo de Fe
3+
 próximo as raízes das plantas 
 
 Os mosqueados podem ocorrer em todos os horizontes/camadas dos solos, mas só são 
percebidos naqueles de coloração clara, logo, a MO no horizonte A dos solos hidromórficos, por 
exemplo, pode inibir e até impedir a sua percepção. 
 A tendência é que os mosqueados se desenvolvam cada vez mais, pois o ferro tende mais 
a sofrer oxidação do que redução. Quando a concentração do Fe3+ alcança um nível muito 
elevado, além da coloração, esses pontos de acúmulo de ferro adquirem uma certa rigidez e 
passam a ser chamados de plintita. A plintita normalmente se forma em locais em que há 
variação do lençol freático. Caso este processo de variação do nível freático tenha continuidade, a 
plintita poder endurecer a tal ponto que esse processo se torne irreversível e, neste caso, passa a 
ser denominada de petroplintita, canga ou laterita. 
 Importante: apenas quando se chega ao nível da petroplintita, denominamos este 
processo de Laterização. Em síntese: 
 
 
 Solos formados: 
 Plintossolos: solos cujo material é constituído por pelo menos 15% de plintita ou 
petroplintita. 
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3. Latolização ou Latossolização 
 
ADIÇÃO (água e energia) + PERDA (nutrientes e Si) + TRANSFORMAÇÃO (minerais 1os em 2os) 
 
 O processo de Latolização ocorre em locais com elevadas taxas de precipitação e 
temperaturas, cuja drenagem é livre (isto é, onde não há encharcamento do solo) e de relevo 
pouco declivoso (favorecendo a infiltração da água no solo e, consequentemente o intemperismo 
químico). 
 Devido a essas características ambientais supracitadas, esses solos sofrem muita 
lixiviação (perda de elementos solúveis pela água). Lembrando que os elementos mais solúveis 
são exatamente aqueles que servem de nutrientes para as plantas, como Ca, Mg, K e Na. Em 
decorrência dessa elevada taxa de lixiviação, esses solos tendem a distrofia (se tornarem cada 
vez mais inférteis). A perda de bases pela lixiviação também favorece a transformação de 
minerais primários em secundários e como esses últimos são menores, esses solos tendem ser 
mais argilosos. Já o Fe e o Al, como são muito pouco solúveis, tendem a sofrer um aumento 
relativo (quando não há um aumento na quantidade efetiva/absoluta, mas apenas em termos 
percentuais da constituição do solo). Em síntese: 
 
↑ H2O + ↑ Temperatura = ↑ Lixiviação + ↑ Reações químicas = ↑ Transformação minerais 
 
Ou 
 
↑ H2O + ↑ Temperatura = ↓ Ca, Mg, K, Na e Si + ↑ Fe e Al = ↑ Minerais 1
os
 → 2
os
 
 
Resultado: 
 
Solos evoluídos – distróficos/inférteis e ricos em óxidos de Fe e Al (tamanho argila) 
 
 Como esses solos estão associados a um relevo mais plano, tendem ser mais espessos, 
homogêneos e geralmente resistentes a erosão (devido à alta capacidade de infiltração e retenção 
de água). Logo, se adubados (uma vez que tendem a ser naturalmente mais inférteis), possuem 
muita aptidão agrícola. 
Solos formados: 
 Latossolos: solos mais evoluídos. 
 
4. Podzolização 
 
TRANSPORTE descendente de material do horizonte A para o horizonte B 
 
4.1. Podzolização de argila 
 
Ciclos de umedecimento e secagem favorecem a dispersão da argila e como a argila é 
uma partícula muito pequena e leve (tamanho coloidal), é facilmente transportada pela água 
quando essa penetra no horizonte A de alguns solos (solos situados em áreas de relevo 
movimentado e submetidos ao processo de dispersão da argila). 
No entanto, quando a argila chega ao horizonte B encontra uma série de agregados que 
funcionam como obstáculos e a argila passa a ser depositada sobre os agregados. Esse 
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processo de deposição da argila sobre os agregados pode formar uma espécie de “capa 
brilhante” denominada cerosidade. 
O acúmulo de argila no horizonte B desses solos pode causar o “entupimento” dos poros 
deste horizonte e levar a diminuição da taxa de infiltração, o que pode gerar o encharcamento do 
horizonte A e, consequentemente, o aumento do escoamento superficial da água expondo esses 
solos à erosão. O escoamento da água entre os horizontes A e B também pode gerar movimentos 
de massa (como escorregamentos e rastejos). Ressalta-se ainda que esses solos geralmente se 
encontram em áreas de relevo movimentado, o que também contribui para a maior atuação de 
processos erosivos e movimentos de massa. 
Quando esse processo de translocação descendente de argila é muito intenso, pode-se 
formar um horizonte intermediário entre os horizontes A e B, chamado horizonte E (de 
eluviação/perda de argila). Esse horizonte é praticamente constituído só por areia e, por isso, 
normalmente é bem claro, já que a areia é pouco eficiente na pigmentação do solo. 
Já o horizonte B desses solos passa a acumular tanta argila que quando chega a uma 
determinada concentração é denominado de B textural (Bt) (devido o ganho de argila). Como a 
argila diminui a taxa de infiltração da água a partir do horizonte B destes solos, acaba por diminuir 
também a taxa de lixiviação, logo, esses solos tendem a ser mais férteis que os Latossolos, por 
exemplo. 
 
 
 
 
 
 
18 
 
 
Figura 23: Solo formado pelo processo de Podzolização de Argila. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
Um dos fatores que auxiliam na percepção desses solos em campo é que os agregados do 
horizonte B são tão firmes devido ao acúmulo de argila que só saem inteiros, tornando a 
superfície desse horizontes bastante irregular (semelhante a uma parede de chapisco). 
Em síntese, solos que passaram pelo processo de Podzolização de Argila possuem 
aptidão agrícola, mas como são mais suscetíveis a erosão e movimentos de massa, demandam o 
uso de técnicas de manejo e conservação dos solos para não serem rapidamente degradados. 
Solos formados (na classificação antiga eram chamados de Podzólicos): 
 Argissolos: solos que possuem horizonte Bt e argila de baixa atividade (Tb). 
 Nitossolos: solos que possuem horizonte B nítico e argila de baixa atividade (Tb). 
 Luvissolos: solos que possuem horizonte Bt ou B nítico e argila de alta atividade (Ta). 
 Planossolos: solos que possuem horizonte B plânico, indicando que o processo de 
Podzolização da Argila foi mais intenso. 
 
4.2. Podzolização de húmus 
 
 O húmus geralmente se concentra no horizonte A dos solos devido a maior proximidade 
com a vegetação instalada na superfície do solo e também à forte atração entre o húmus e a 
argila (ambos constituem partículas coloidais carregadas). 
 Mas em solos arenosos, como a fração areia praticamente não tem carga, o húmus é 
facilmente transportado pela água quando essa passa pelo horizonte A e parte desse húmus 
passa a se acumular no horizonte B (por ser geralmente mais argiloso), deixando esse horizonte 
mais escuro devido ao acúmulo de húmus e que passa a ser chamado de B espódico (Bh). 
 Ressalta-se ainda que quando carregada de húmus, a água se torna mais ácida e passa a 
esbranquiçar a fração arenosa e desenvolve-se um horizonte entre os horizontes A e B formado 
praticamente só por areia, também denominado de horizonte E, uma vez que está associado à 
eluviação/perda de húmus. 
19 
 
 
 
Figura 24: Solo formado pelo processo de Podzolização de Húmus. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
 Além de muito arenosos, essessolos são muito ácidos (ao ponto de inviabilizar a sua 
correção) e, portanto, não possuem aptidão agrícola. Além disso, esses solos geralmente ocupam 
áreas muito pontuais e restritas, ex.: margens do Rio Negro, cuja vegetação é a capinarama 
(arbórea raquítica). 
 Solos formados: 
 Espodossolos: solos que apresentam horizonte Bh. Na classificação antiga eram 
chamados de Podzol. 
5. Halomorfismo 
 
TRANSPORTE ascendente de sais 
 
 Trata-se de um processo natural associado a ambientes de: pouca precipitação, elevadas 
temperaturas (evaporação > precipitação) e solos rasos (cerca de 1 a 2 m). 
 O acúmulo de água no contato solo-rocha favorece o intemperismo da rocha e o 
desprendimento de sais. E como a taxa de evaporação é geralmente maior que a taxa de 
precipitação, a água tende a ascender no solo carregada de sais e esses se precipitam na 
superfície do solo formando manchas brancas salinas. 
 
20 
 
 
Figura 25: Solo formado pelo processo de Halomorfismo. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
 Os solos formados por esse processo são bastante pontuais e com baixíssima utilidade, 
pois o teor de sal fica tão elevado que prejudica a vegetação (essa tem dificuldade de absorver 
água ou até mesmo perde água para o solo). Logo, apenas espécies adaptadas conseguem 
sobreviver nestes solos, ex.: coqueiros. 
 Um dos fatores que podem tornar estes solos utilizáveis é a adição de água. Entretanto, 
como citado anteriormente, esses solos situam exatamente nas regiões mais secas do país (ex.: 
agreste e sertão nordestino). 
 Solos formados por esse processo não compõem uma classe pedológica específica, 
ganham apenas o adjetivo de salinos. Na classificação antiga eram chamados Solonetz 
Solodizado. 
 Quando o homem instala um sistema de irrigação sem um sistema de drenagem adequado 
em regiões muito quentes, pode gerar as mesmas consequências do processo de Halomorfismo, 
mas como se trata de um processo gerado pelo homem, passa a ser chamado de Salinização. 
Quando isso ocorre, é muito difícil corrigir o solo, pois além de ser um processo muito oneroso, 
exige uma quantidade de água que geralmente não existe nessas regiões. 
21 
 
 
6. Calcificação 
 
TRANSPORTE ascendente de Ca e Mg 
 
 Semelhante ao Halomorfismo, o processo de Calcificação ocorre em ambientes de: pouca 
precipitação, elevadas temperaturas (evaporação > precipitação) e solos rasos (cerca de 1 a 2 m). 
A diferença é que o material de origem é o calcário ou outro material com elevado teor de 
carbonatos de cálcio (CaCO3) e magnésio (MgCO3). 
 Assim, a água penetra no solo e intemperiza a rocha liberando elementos químicos para a 
solução do solo, mas como o material de origem é mais específico, há solubilização basicamente 
de Ca, Mg e CO3. Consequentemente, quando a água é ascende pelo perfil de solo, parte deste 
material sobe juntamente com a água e se recristaliza ao longo do perfil do solo e principalmente 
no horizonte A. 
 Todavia, como o Ca tem uma grande afinidade geoquímica com a matéria orgânica (MO), 
acaba funcionando como uma ponte de ligação entre as moléculas de matéria orgânica, tornando 
essas maiores, o que, por sua vez, dificulta a sua decomposição e leva a um acúmulo de matéria 
orgânica no horizonte A desses solos. 
 
 
 Em suma, acaba por formar um horizonte A: mais espesso (≥ 25 cm), bastante escuro e 
fértil devido ao maior acúmulo de MO e sais (Ca e Mg). Esse horizonte passa a ser chamado de 
horizonte A chernozêmico. 
 
 
 
Figura 26: Solo formado pelo processo de 
Calcificação. Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. 
Desenho: Breno Marent. 
 
 
Figura 27: Chernossolo. Fonte: Cristiane Oliveira, 
2012. Desenho: Breno Marent. 
 Importante: diferente do processo de Halomorfismo, no processo de Calcificação o 
acúmulo de sais não atinge uma concentração que torne o solo impróprio para as plantas. Pelo 
contrário, são solos de produtividade muito elevada no período chuvoso ou quando a irrigação é 
22 
 
realizada. A vegetação natural destes solos é a caatinga verde, trata-se de uma vegetação mais 
verde e desenvolvida e com poucas cactáceas. 
 Solos formados: 
 Chernossolos: solos que possuem horizonte A chernozêmico e elevada fertilidade. Vale 
ressaltar que nem todo Chernossolo resulta do processo de Calcificação, há outros 
processos que também favorecem o acúmulo de MO no horizonte A dos solos. Na 
classificação antiga esses solos eram chamados de Rendzina Brunizen. 
23 
 
 
CAPÍTULO 3: CONSTITUINTES DOS SOLOS 
 
O solo é um sistema trifásico e pode ser dividido em três fases: fase sólida, fase líquida e 
fase gasosa, sendo essas duas últimas englobadas pelo sistema poroso. 
 
 
Figura 28: Solo como um sistema trifásico. Fonte: Ruiz, 2005. 
FASE SÓLIDA 
 
1. Minerais 
 
Elementos ou compostos químicos com composição definida, cristalizados e formados 
naturalmente por meio de processos geológicos. 
A origem de um mineral está condicionada aos “ingredientes químicos” e as condições 
físicas do seu ambiente de formação – minerais originados no interior da Terra são diferentes 
daqueles formados na superfície. 
Das várias classes de minerais existentes, a dos silicatos é responsável pela constituição 
de aproximadamente 97% da crosta continental. 
 
1.1. Elementos utilizados na identificação dos minerais 
 
a) Hábito cristalino: forma externa natural do mineral. 
 
 
Hábito fibroso 
(alunogênio) 
Hábito maciço 
(opala de fogo) 
Hábito granular 
(vanadinita) 
 
Figura 29: Diferentes tipos de hábito. Fonte: CPRM, 2013. 
24 
 
 
b) Transparência: minerais que não absorvem pouco a luz são ditos transparentes. Os que 
absorvem a luz consideravelmente são translúcidos (o que depende também da espessura 
do mineral). E há ainda minerais opacos, que absorvem totalmente a luz. 
 
 
Transparente (cristal) Translúcido (ágata) Opaco (pirita) 
Figura 30: Diferentes níveis de absorção de luz. Fonte: CPRM, 2013. 
 
c) Brilho: quantidade de luz refletida pela superfície de um mineral. 
d) Cor: resulta da absorção seletiva da luz. Há minerais idiocromáticos (com uma cor 
característica, ex.: enxofre) e alocromático (com mais de uma cor, ex.: quartzo). 
e) Traço: cor do pó do mineral. 
f) Dureza: resistência que o mineral apresenta ao ser riscado (baseado na escala de Mohs 
que varia de 1 a 10). 
Escala de Mohs 
Dureza Mineral 
1 Talco 
2 Gipsita 
3 Calcita 
4 Fluorita 
5 Apatita 
6 Ortoclásio 
7 Quartzo 
8 Topázio 
9 Coríndon 
10 Diamante 
 
g) Fratura: superfície irregular e curva resultante da quebra de um mineral, depende da 
estrutura atômica interna do mineral. 
h) Clivagem: quebra sistemática da massa mineral em planos com notável regularidade. 
 
25 
 
 
 
i) Densidade relativa: indica quantas vezes certo volume do mineral é mais pesado que o 
mesmo volume de água. 
j) Geminação: propriedade de certos cristais de aparecerem intercrescidos de maneira 
regular. 
k) Propriedades elétricas e magnéticas 
 
1.2. Minerais dos solos 
 
A fração mineral dos solos é constituída de minerais primários e secundários e esses 
também podem ser subdivididos em grupos menores. 
 
 
 
Minerais primários: são aqueles que ainda não sofreram alterações químicas; tendem a 
predominar na fração grosseira dos solos (areia) e são constituídos principalmente por silicatos. 
Há minerais primários facilmente intemperizáveis (ex.: o feldspato e a biotita) e há aqueles de 
difícil intemperização (ex.: o quartzo). Nos solos das regiões tropicais úmidas, como a nossa, 
praticamente o único mineral primáriopresente nos solos é o quartzo, devido a sua elevada 
resistência. 
 
26 
 
Minerais secundários: resultantes da decomposição dos minerais primários e da recombinação 
dos produtos resultantes/restantes dessa decomposição. Esses minerais são geralmente 
chamados de minerais de argila em razão da sua menor dimensão. Representam a maior parte da 
fração mineral dos solos das regiões tropicais úmidas, pois a maioria dos minerais primários já 
foram intemperizados nessas regiões. Podem ser divididos em dois grupos principais: 
 
 Minerais secundários silicatados: têm como unidades básicas Tetraedros de Silício 
(SiO4
4-) e Octaedros de Alumínio (Al(OH)6
-3). 
 
 
 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. 
Desenho: Breno Marent. 
 
 
Figura 31: Tetraedro de Si: formado por 1 Si (carga 4+) e 4 O (carga -2). Carga total: (+4) + 4(-2) = - 4. 
Como pode ser verificado na imagem, o tetraedro de Si tem um excesso de 4 cargas 
negativas não neutralizadas dos átomos de Oxigênio. Essas cargas podem ser neutralizadas de 
duas formas: a) através da ligação do átomo de Oxigênio com um outro átomo de Si ou b) através 
da ligação do átomo de Oxigênio com outro cátion. Ex.: 
 
 
 
 
Compartilhamento de Oxigênio. 
 
 
 
Tetraedros de Si ligados por outros cátions. 
Figura 32: Formas de neutralizar as cargas em excesso do Oxigênio e ligar os Tetraedros de Si. 
 
 
 
Figura 33: Octaedro de Al: formado por 1Al (carga 3+) e 6OH (carga -1). Carga total: (+3) + 6(-1) = -3. A 
denominação dessa unidade está relacionada ao fato de gerarem uma forma geométrica de oito lados. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
27 
 
Semelhante ao Tetraedro de Si, no Octaedro de Al as cargas em excesso também podem 
ser neutralizadas via: a) compartilhamento de hidroxilas ou b) através de ligações com outros 
elementos químicos. Ex.: 
 
 
 
Figura 34: Octaedros de Al compartilhando hidroxilas. 
No entanto, nem todos os oxigênios e hidroxilas são compartilhados. Logo, resta um 
excesso de cargas não neutralizadas nesses minerais. A fim de neutralizar essas cargas em 
excesso, esses minerais tendem a formar lâminas de Tetraedros de Si alternados com lâminas de 
Octaedros de Al. 
 
 
 
 
Tetraedro de Si 
 
 
 
 
Octaedro de Al 
 
Figura 35: Representação esquemática da camada de Tetraedro de Si e do Octaedro de Al. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
O número de camadas de Tetraedros de Si para cada camada de Octaedro de Al é o que 
permite a distinção dos minerais secundários silicatados em argilas do tipo 2:1 e 1:1: 
 
 
 
 
Mineral silicatado 2:1 
 
 
 
 
Mineral silicatado 1:1 
Figura 36: Representação esquemática dos minerais silicatados do tipo 2:1 e 1:1. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
o Minerais secundários silicatados 2:1: minerais cuja unidade cristalográfica é 
composta por: 2 Tetraedros de Si para cada Octaedro de Al. A ligação entre as 
unidades cristalográficas que compõem esses minerais é feita por Força de Vander 
Waals (ligação fraca e que permite a variação na distância entre uma unidade e 
outra, contraindo-se e expandindo-se conforme a variação da umidade). Isso faz 
com que solos que possuem esses minerais apresentem rachaduras durante o 
28 
 
período de seca. Tais minerais geralmente se encontram em solos ainda jovens, 
isto é, onde a lixiviação não foi forte o suficiente para remover a maior parte do Si 
(elemento de solubilidade média). A presença de solos ricos em minerais 2:1 é 
relativamente comum no semiárido brasileiro (região onde o clima desfavorece a 
pedogênese e a lixiviação devido à baixa umidade). 
 
 
 
 
Estação úmida – a água entra entre as unidades cristalográficas dos minerais 2:1 e o solo sofre expansão. 
Estação seca – a água evapora e o solo tende a se contrair formando rachaduras. 
 
Figura 37: Processo de expansão e contração dos solos com minerais 2:1. 
Fonte: Cristiane Oliveira, 2012. Desenho: Breno Marent. 
 
 
o Minerais secundários silicatados 1:1: minerais cuja unidade cristalográfica é 
composta por um Tetraedro de Si para cada Octaedro de Al. Nesse caso, a ligação 
entre as unidades cristalográficas é feita por Pontes de Hidrogênio, ligações muito 
fortes e que torna a distância entre elas não variável. Logo, os solos que 
predominam minerais 1:1 não apresentam rachaduras no período seco, ao 
contrário dos solos ricos em minerais 2:1. O mineral 1:1 mais comum nos solos 
brasileiros é a Caulinita. 
 
 Minerais secundários não silicatados / Óxidos: o termo Óxido é usado de forma 
genérica para designar óxidos, hidróxidos e oxidróxidos da fração argila. Esses minerais 
ocorrem em quase todos os estágios de formação/desenvolvimento dos solos. Mas em 
concentrações elevadas indicam elevado grau de intemperismo e lixiviação, por isso são 
mais presentes em solos evoluídos, como nos Latossolos. Os principais Óxidos presentes 
nos solos são os Óxidos de Ferro (ex.: Hematita (Fe2O3) e a Goethita (FeOOH)) e os 
Óxidos de Alumínio (ex.: Gibbsita (Al(OH)3)). 
Considerando o que foi discutido, poderíamos estabelecer a seguinte sequência evolutiva 
dos minerais em função do intemperismo e da lixiviação: 
 
 
29 
 
Em síntese: quanto maior a intensidade do intemperismo e da lixiviação, maior é a 
tendência de formação de óxidos. Por isso, quanto mais evoluídos os solos, maior a quantidade 
de óxidos. 
 
 
 
Figura 38: Evolução da mineralogia dos solos em função da intensidade do intemperismo químico e da 
lixiviação. Fonte: Adaptação de Crompton, 1960. 
 
Todavia, as condições ambientais podem fazer com que essa sequência estacione em 
alguma etapa ou mesmo salte alguma delas. Em locais com alta pluviosidade, por exemplo, a 
lixiviação pode causar uma perda de silício tão intensa que os minerais primários podem formar 
diretamente minerais do tipo 1:1 ou mesmo Óxidos. Logo, pode-se dizer que a sequência 
mineralógica dos solos depende muito da intensidade de atuação dos fatores e processos de 
formação dos solos. 
 
2. Matéria orgânica (MO) 
 
A MO é gerada a partir da decomposição dos resíduos de plantas e animais, mas 
principalmente pelas plantas através da conversão do gás carbônico (CO2) em compostos 
contendo carbono durante o processo de fotossíntese. A MO pode ser dividida em: 
 
 
MO viva: corresponde apenas cerca de 4% do total de MO no solo. Engloba microorganismos da 
fauna do solo (ex.: formigas, cupins, minhocas, insetos), raízes das plantas, etc. 
MO morta: corresponde cerca de 96% do total de MO no solo. É basicamente constituída por 
folhas e troncos caídos, dejetos animais, bem como animais mortos. A MO morta, por sua vez, 
pode ser subdividida em: 
 
Nutrientes 
30 
 
 Fração macroorgânica: representa cerca de10 a 30% da MO morta do solo. Trata-se da 
MO ainda não decomposta ou pouco decomposta; ainda é possível identificar a fonte do 
material. 
 Fração microorgânica ou húmus: representa cerca de 70 a 90% da MO morta do solo. 
Engloba a parte já decomposta do material orgânico; não é possível identificar a fonte do 
material. Essa também pode ser subdividida em: 
 
o Fração não húmica: varia de 5 a 10% da fração microorgânica ou húmus no solo. 
Constituída por: elementos químicos, açúcares produzidos pelos microorganismos, 
gels e corantes. Trata-se daquilo que podemos denominar de nutrientes da MO. E 
quando a lixiviação é muito atuante, essa fração é ainda mais reduzida. Portanto, 
nem sempre a presença de MO significa nutrientes disponíveis ou fertilidade para o 
solo. 
o Fração húmica: varia de 90 a 95% da fração microorgânicaou húmus no solo. É 
basicamente constituída por ácidos orgânicos (responsáveis pela acidez do solo e 
pela coloração escura do mesmo) e humina (material final do processo de 
decomposição). Não constitui nutrientes. 
 
Teor de MO no solo 
 
Decorre da relação entre as taxas de produção e decomposição da mesma. 
 
Teor de MO = Taxa de produção 
 Taxa de decomposição 
 
No Brasil, a quantidade de MO no solo é geralmente baixa (< 3% no horizonte A dos 
solos). Isso porque as condições climáticas do nosso país favorecem que tanto a taxa de 
produção, quanto a taxa de decomposição de MO sejam altas, não permitindo, assim o acúmulo 
de MO. Logo, para haver acúmulo de MO no solo é necessário que a taxa de produção seja maior 
que a taxa de decomposição, e para isso é necessário que ocorra uma das seguintes condições 
ambientais: 
 
a) Baixas temperaturas: favorecem a diminuição do metabolismo dos organismos 
decompositores e, consequentemente, a diminuição da taxa de decomposição da MO em 
relação a taxa de produção; 
b) Excesso de água: favorece a diminuição da quantidade de oxigênio no solo, e como os 
organismos decompositores são predominantemente aeróbicos, há uma diminuição 
desses organismos no solo já que necessitam de oxigênio para sobreviver. Assim, há uma 
queda também na taxa de decomposição da MO em relação a taxa de produção; 
c) Elevada concentração de Ca2+: o cálcio tende a se ligar com as moléculas de MO 
tornando essas muito grandes e dificultando a sua decomposição; 
d) Pobreza acentuada do material de origem (rocha): solos originados de rochas pobres 
em nutrientes, também são pobres. Consequentemente, poucos organismos 
decompositores conseguem sobreviver nesses solos. Logo, novamente há uma queda na 
taxa de decomposição em relação a taxa de produção de MO. 
 
De maneira geral, pode-se afirmar que a MO é um componente do solo bastante sensível 
às condições ambientais e, portanto, muito influenciada pelas práticas de manejo do solo. Em 
síntese: os solos podem ser vistos como um sistema onde há um ponto de equilíbrio entre a taxa 
31 
 
de produção e a taxa de perda de MO (via decomposição e/ou lixiviação). Logo, quando um 
sistema agrícola é implantado, muda-se a cobertura vegetal, há um maior ou menor revolvimento 
do solo e, consequentemente, altera-se também a quantidade de MO no solo. Por isso, é 
fundamental avaliar previamente quais as possíveis mudanças que serão geradas no teor de MO 
no solo para que não se atinja um ponto de degradação avançado ou irreversível. 
 
Benefícios da MO no solo 
 
Mesmo em pequena quantidade, a MO apresenta alta capacidade de interagir com os 
outros componentes do solo alterando suas propriedades físicas, químicas e biológicas e gerando 
uma série de benefícios, entre os quais: 
 
a) Funciona como uma fonte de nutrientes: os microorganismos (MO viva) auxiliam no 
intemperismo das rochas liberando nutrientes para as plantas e para os próprios 
microoganismos. A fração microorgânica não húmica da MO morta também é uma fonte de 
nutrientes; 
b) Funciona como um agente cimentante: os gels gerados pela decomposição da MO 
auxiliam na formação de agregados e, consequentemente, aumentam a estabilidade do 
solo e diminui a sua propensão à erosão; 
c) Eleva a capacidade de retenção de umidade do solo1: tal característica é extremamente 
importante para o desenvolvimento das plantas quando não há chuva. Essa capacidade de 
retenção da água no solo também diminui o escoamento superficial da água e, 
consequentemente, diminui a suscetibilidade do solo à erosão. E uma vez que a água tem 
elevado calor específico, sua presença evita que a camada superficial do solo sofra 
drásticas mudanças de temperatura, o que minimiza a ocorrência de ciclos de 
umedecimento e secagem minimizando a dispersão da argila do solo; 
d) Aumenta a CTC (Capacidade de Troca Catiônica) do solo: a MO apresenta cargas 
elétricas de superfície capazes de atrair cátions, o que ameniza o processo de lixiviação e 
contribui para a troca catiônica no solo. 
 
Cálculo da MO a partir do carbono orgânico (CO) 
 
Ainda não existe uma metodologia direta para se estimar a quantidade de MO no solo, mas 
há meios de se estimar a quantidade de carbono orgânico (CO). E uma vez que se sabe que 
cerca de 58% da MO é constituída por CO, a partir da quantidade de CO encontrado no solo, 
podemos inferir a quantidade de MO por uma simples regra de três. Ex.: em um solo foi 
encontrado 2g de CO, quanto de MO tem este solo? 
 
100 % de MO = 58 % de CO 
x g de MO 2g de CO 
 
x = 3,44827586g de MO 
 
1
 Solos com muita matéria orgânica tendem a ser mais amarelados, pois a concentração maior de água 
privilegia a da formação de goethita em detrimento da hematita. 
 
32 
 
 
FASE LÍQUIDA 
 
Solução do solo 
 
Além da água, a solução do solo contém gases e substâncias minerais e orgânicas 
dissolvidas. A composição da solução do solo pode variar conforme o material de origem, o teor 
de MO, a adição de produtos químicos, o de manejo do solo, o clima e o período do ano, etc. 
Na interface fase sólida – fase líquida ocorrem importantes reações e a água é 
fundamental para a maioria delas, além de ser essencial para o intemperismo químico e, portanto, 
para o processo de formação e evolução do solo. 
Além de participar de reações químicas do solo, como a Hidrólise, a solução do solo 
também é essencial para o processo de perda/lixiviação de produtos formados e/ou liberados 
nessas reações. Sendo assim, a análise química da solução do solo nos permite identificar as 
formas e quantidades de elementos químicos que estão sendo adicionados ao solo ou sendo 
transferida para outros compartimentos do ambiente através do lençol freático. 
A solução do solo também é fundamental para a vegetação, pois as plantas só conseguem 
absorver os nutrientes de que necessitam quando esses se encontram livres na solução do solo. 
E é também na solução do solo que as plantas liberam seus resíduos. Os microorganismos 
também podem absorver elementos livres na solução do solo e quando morrem e são 
decompostos, voltam a liberar esses elementos para a solução do solo. 
 
Processos desencadeados pela solução do solo 
 
1. Lixiviação 
 
Consiste na transferência de íons através da solução do solo até o lençol freático. 
 
2. Hidrólise 
 
A maioria das rochas são compostas por: Si+4, Al+3, Fe+2/+3, Ca+2, Mg+2, Na+ e O-2. Observa-
se que apenas o oxigênio (O) tem carga negativa (ânion) e acaba por funcionar como uma ponte 
de ligação entre esses elementos de carga positiva (cátions). 
Ressalta-se ainda que a água na natureza é normalmente ácida (tem excesso de H+) e o 
Hidrogênio é o elemento de maior eletronegatividade (força que um elemento tem de atrair uma 
carga contrária). Logo, quando a água entra em contato com os minerais, leva ao processo de 
hidrólise, isto é: o átomo de Hidrogênio (H) tende a substituir os outros cátions para se ligar ao 
Oxigênio (O). 
Mas como o Hidrogênio (H) é um átomo muito pequeno comparado a outros cátions, não 
consegue estabelecer o mesmo número de ligações que outros cátions estabelecem com átomos 
de Oxigênio (O). Sendo assim, vários átomos de Oxigênio (O) passam a “sobrar” sem nenhuma 
ligação gerando, assim, um excesso de carga negativa livre nos minerais. E uma vez que cargas 
iguais se repelem, gera um desequilíbrio levando a “destruição” ou reorganização do mineral. Veja 
o exemplo a seguir: 
33 
 
 
 
Mineral com átomos de Potássio (K
+
) atraindo moléculas de água (H2O) polarizadas:Substituição do Potássio (K
+
) do mineral por um átomo de Hidrogênio (H
+
) da água do solo. Resultado: o 
Hidrogênio (H) não consegue se ligar ao mesmo número de átomos de Oxigênio (O) e esses acabam com 
um excesso de carga negativa, causando repulsão e, consequentemente, desintegração do mineral. 
 
 
 
Figura 39: Exemplo do processo de Hidrólise. 
Indícios da umidade do solo 
 
A cobertura vegetal é um dos melhores indícios da umidade do solo, pois responde ao 
déficit hídrico pelo o qual o solo é submetido naquele local. Em outras palavras, a vegetação 
desenvolve características/adaptações para sobreviver à falta de água do ambiente (ex.: 
caducifolismo para evitar a evapotranspiração). 
 
Classificação da vegetação quanto à disponibilidade de água no solo 
Vegetação: Características do ambiente: Exemplo: 
Hidrófita ou 
higrófita 
Ambientes encharcados ou com excesso de umidade na maior parte do ano. 
Mangues, várzeas 
e veredas 
Floresta 
perenifólia 
Apesar de poder perder as folhas, não perde, indicando ausência de déficit 
hídrico. 
Floresta 
Amazônica 
Floresta 
subperenifólia 
Déficit hídrico de 1 a 3 meses. Apenas as espécies mais sensíveis perdem 
as folhas, mas tal característica não marca a vegetação. 
Floresta estacional 
semidecidual 
Floresta 
subcaducifólia 
Déficit hídrico de 3 a 5 meses. A perda de folhas começa a ser mais 
significativa e perceptível 
Floresta estacional 
semidecidual 
Floresta 
caducifólia 
Déficit hídrico de 5 a 7 meses. Completa perda das folhas durante todo o 
período de seca (sem chuva). 
Cerrado 
Caatinga 
hipoxerófita 
Déficit hídrico de 7 a 9 meses. Neste tipo de vegetação, além a perda das 
folhas durante o período de seca, as plantas desenvolvem um sistema de 
retenção/acúmulo de água para conseguirem sobreviver. 
Caatinga 
Caatinga 
hiperxerófita 
Déficit hídrico maior que 9 meses. Semelhante a caatinga hipoxerófita, além 
da perda das folhas, as plantas possuem um sistema de retenção/acúmulo 
de água para sobreviverem. 
Caatinga 
 
34 
 
 
Mangue 
 
Vereda 
Figura 40: Vegetação hidrófita ou higrófita. 
 
 
Figura 41: Amazônia - Vegetação perenifólia. 
 
Figura 42: Mata Atlântica – Vegetação 
subperenifólia. 
 
 
Figura 43: Vegetação subcaducifolia. 
 
Figura 44: Cerrado – Vegetação caducifólia. 
 
35 
 
 
Figura 45: Caatinga – Vegetação hipoxerófita e hiperxerófita. 
 
Quantidade de água no solo 
 
Está relacionada à precipitação, mas apenas essa informação não é suficiente, na 
realidade, a umidade do solo também está relacionada à proximidade com o lençol freático, a 
profundidade do solo (quanto mais raso o solo, menos água ele consegue reter), a textura e a 
estrutura do solo, a declividade do terreno, etc. 
 
Retenção da água no solo 
 
Apenas os microporos têm tensão suficiente para reter a água no solo, já os macroporos 
permitem a infiltração e a percolação da água – por isso ambos os tipos de poros são importantes. 
 
“Constantes” da água no solo 
 
a) Capacidade máxima de armazenamento de água: umidade do solo saturado, isto é, 
quando todos os poros do solo se encontram preenchidos por água. 
b) Capacidade de campo: quantidade de água que um solo consegue reter em condições 
normais de campo. 
c) Água sujeita a drenagem: água perdida por percolação. É a quantidade de água entre a 
capacidade máxima de armazenamento e a capacidade de campo. 
d) Ponto de murcha permanente: é quando há água no solo, mas essa não atende à 
demanda atmosférica da planta. Ex.: quando toda a água disponível nos macroporos já foi 
consumida ou percolada, a água fica retida no solo apenas nos microporos, portanto, não 
há fluxo de água e a planta não consegue mais absorver essa água. Logo, mesmo que 
haja água no solo, essa não se encontra disponível para as plantas. 
 
Medição do teor de água no solo 
 
Existem várias formas de se medir a água no solo, mas a maneira mais simples é coletar 
uma amostra de solo em recipiente fechado, pesar o conjunto numa balança de precisão antes de 
secá-lo, colocar o mesmo conjunto (porém aberto) na estufa para que a água evapore, depois é 
só pesar a amostra novamente e o valor de peso perdido equivale ao valor de água no solo. No 
entanto, a realidade não é tão simples assim, pois a quantidade de água no solo é muito variável 
com uma série de fatores (temperatura, hora do dia, local de coleta, profundidade de coleta no 
perfil de solo, etc). Sendo assim, uma das formas de medição menos errônea é através do 
aparelho tensiômetro, mas mesmo assim trata-se de uma medida que só vale para aquela 
amostra especificamente – isto é, naquele data, horário, profundidade, etc. 
36 
 
FASE GASOSA 
 
Ar do solo 
 
O ar do solo encontra-se normalmente nos macroporos – onde a água não consegue ficar 
retida, pois escoa facilmente. Quando não houver água retida nos microporos do solo, esses 
também serão ocupados pelo ar. 
Os mesmos elementos que estão no ar atmosférico estão no ar do solo, a diferença é a 
proporção com que ocorrem. No caso do ar do solo, a proporção de CO2 é maior que a do ar 
atmosférico. Já proporção de O2 é menor no ar do solo que no ar atmosférico. Isso ocorre porque 
a respiração das raízes das plantas e dos microorganismos consome oxigênio e libera gás 
carbônico, no entanto, a difusão/troca dos gases no solo é mais difícil que no ar atmosférico. 
 
Valores médios da composição do ar atmosférico e do ar no solo 
Gás % Ar atmosférico % Ar do solo 
CO2 0,03% 1% 
O2 21% 20% 
Fonte: Ruiz, 2003. 
 
Aeração do solo 
 
Processo pelo qual se faz a troca de gases entre o ar do solo e o ar atmosférico. Isto é, a 
renovação da composição do ar do solo tendendo a igualar a sua composição com a do ar 
atmosférico. Tal processo depende do diâmetro e da continuidade dos poros no solo. 
Solos bem arejados apresentam composição bastante semelhante ao ar atmosférico logo 
acima da superfície. Já solos com arejamento deficiente geralmente apresentam elevada 
quantidade de CO2 e uma correspondente baixa proporção de O2 em relação à atmosfera. 
A composição do ar do solo também pode ser influenciada pela textura, profundidade, 
conteúdo de água e estado de agregação do solo. De modo geral, mantendo constantes todas as 
outras características dos solos, apresentarão menor aeração e maior teor de CO2, os solos mais 
argilosos, os horizontes mais profundos e os solos mais úmidos. 
Importante: o revolvimento do solo é uma forma de oxigenar o solo (aumentar a 
quantidade de O2). Mas como os microorganismos decompositores terão mais O2 disponível, há 
também um aumento da atividade desses microorganismos e, consequentemente, da 
decomposição da MO. Assim, se o solo for muito oxigenado, a decomposição da MO pode ser 
muito elevada e provocar problemas/deficiências no solo. 
37 
 
 
CAPÍTULO 4: QUÍMICA DO SOLO 
 
REAÇÃO DO SOLO – pH DO SOLO 
 
As cargas do solo, sejam essas negativas ou positivas, estão muito relacionadas ao pH do 
solo (potencial de Hidrogênio) que, inclusive, nos permite distinguir os solos em ácidos, neutros e 
básicos. 
 
Ambiente: Características: pH: 
 
 
Ácido Excesso de H
+
 0 a < 7 
Neutro H
+ 
= OH
-
 = 7 
Básico / Alcalino Excesso de OH
-
 > 7 a 14 
 
A maior parte dos solos possuem pH natural entre 3 e 11. Em regiões tropicais úmidas, o 
pH do solo é geralmente mais ácido, porque são ambientes com maior abundância de vegetação 
e vida. Já em ambientes áridos, como há menos vida, o pH do solo tende a ser mais básico. De 
forma geral, na medida em que evoluem, os solos tendem a ser acidificados. 
 A água é o líquidopadrão para a leitura do pH do solo por ter em sua composição H+ e 
OH-. Mas o pH do solo também pode ser realizado a partir de outras soluções, como o KCl. A 
leitura do pH é comumente realizada através do aparelho pHmêtro (lê a atividade dos íons H+ em 
uma solução). 
 
CARGAS DO SOLO 
 
As cargas do solo é que determinam se certos elementos serão ou não lixiviados e se 
haverá a formação de agregados. Logo, também influenciam na fertilidade, na pegajosidade, na 
porosidade, na permeablidade, etc. do solo. As cargas do solo se diferenciam em dois tipos 
principais: 
 
1. Cargas de beirada 
 
 Também chamadas de cargas permanentes ou constantes. 
 Tratam-se de cargas geralmente negativas e que ocorrem na superfície da MO e de todos 
os minerais, principalmente nos secundários e óxidos (de tamanho coloidal). 
 
(...) os minerais do solo são constituídos principalmente de tetraedros de Si e 
octaedros de Al, e cada tetraedro tem um excesso de carga que é balanceada 
pela ligação dos oxigênios com outros elementos. No entanto, nas beiradas dos 
minerais, não há outros elementos ligados ao oxigênio, por isso, há sempre 
presença de cargas, na beirada dos minerais. Nos solos, essas cargas são 
importantes, mas não são as mais significativas. (OLIVEIRA, 2010). 
 
 Os elementos químicos presentes nos solos2 são atraídos por essas cargas que se 
 
2
 Como citado anteriormente, em sua maioria são cátions, isto é, tem cargas positivas e servem de 
nutrientes para as plantas. 
38 
 
encontram na superfície/beirada dos minerais estabelecendo uma ligação fraca: capaz de 
minimizar o processo de lixiviação, mas incapaz de impedir a captação desses elementos 
pelas plantas (as plantas captam os cátions, que inclusive servem de nutrientes, e em 
troca liberam H+ no solo, favorecendo a acidificação do mesmo). 
 
2. Cargas dependentes de pH 
 
 Cargas alteradas conforme a variação do pH do solo. 
 A maior parte das cargas do solo são dependentes de pH. 
 Semelhante a água, os constituintes coloidais dos solos também possuem um ponto de 
neutralidade chamado ponto de carga zero (PCZ) – valor de pH onde um determinado 
componente coloidal do solo tem carga nula (as cargas positivas e negativas se encontram 
equilibradas), tal como ocorre no valor de pH 7 com a água (OLIVEIRA, 2010). 
 Os PCZs aproximados dos principais constituintes dos solos são: 
 
Componente: Ponto de carga zero (PCZ): 
Mineral 2:1 3,5 
Mineral 1:1 5 
Óxidos 8 
MO 2 
 
 Quando o pH do solo está abaixo do PCZ do constituinte específico, esse gera um 
excesso de carga positiva (+), e quando o pH do solo está acima do PCZ, gera um 
excesso de carga negativa (-). Exemplo: o PCZ do mineral 2:1 é igual a 3,5, então toda vez 
que o pH do solo for < 3,5, o mineral 2:1 gerará cargas positivas no solo. Mas quando o pH 
do solo for > 3,5, o mineral 2:1 gerará cargas negativas. Já quando o pH do solo for igual a 
3,5, o mineral 2:1 não gerará cargas, pois estará em equilíbrio com o pH do solo. 
 
 
Exercício resolvido: 
 
1) Imagine um solo que tivesse 25% de cada um desses componentes que podem gerar cargas e o pH do 
solo fosse igual a 4. Calcule a carga gerada por cada um desses quatro componentes do solo e a carga 
total do solo. 
 
Fórmula: PCZ de cada componente – pH do solo 
 
Mineral 2:1: 3,5 – 4 = -0.5 
Mineral 1:1: 5 – 4 = +1 
Óxidos: 8 – 4 = +4 
MO: 2 – 4 = -2 
Carga total do solo: -0,5 + 1 + 4 – 2 = +2,5 
 
2) O que acontece com as cargas do solo do exercício se realizada a calagem (ver processo na pág. 37)? 
 
Como a calagem eleva o pH do solo, haverá uma mudança na carga gerada por cada um dos componentes 
do solo e, consequentemente, na carga total do solo também. Por exemplo, supondo que a calagem 
elevasse o pH do solo de 4 para 6, o balanço de cargas passaria a ser: 
 
Mineral 2:1: 3,5 – 6 = -2.5 
Mineral 1:1: 5 – 6 = -1 
Óxidos: 8 – 6 = +2 
MO: 2 – 6 = -4 
39 
 
Carga total do solo: -2,5 - 1 + 2 – 4 = -5,5 
 
Em síntese: o aumento do pH do solo favorece a geração de cargas negativas no solo, o que é positivo, 
pois eleva a capacidade de troca catiônica (CTC) do solo. No entanto, se mal executada, a calagem pode 
gerar um excesso de cargas negativas muito grande e essas passam a se repelir levando a 
dispersão/desagregação do solo, o que o torna mais suscetível à erosão. 
 
 Em solos muito evoluídos, como os Latossolos, é relativamente comum que possuam 
carga neutra ou mesmo positiva devido à grande concentração de óxidos (tendem a gerar 
cargas positivas, pois possuem PCZ muito elevado). Quando o PCZ dos componentes 
desses solos se encontram em equilíbrio com o pH do solo, praticamente não são geradas 
cargas e atinge-se um ponto de máxima agregação/floculação do solo (inclusive, o grau de 
floculação é um dos elementos necessários para a classificação dos Latossolos – ver 
Latossolos no capítulo de classificação dos solos). Recomendação para estes solos: 
adicionar MO e fazer calagem. Isso porque como a MO tem o PCZ muito baixo, tende a 
gerar cargas negativas. Já a calagem, como aumenta o pH do solo, amplia a diferença do 
pH do solo para o PCZ dos constituintes dos solos e esses passam a gerar mais cargas 
negativas ou menos cargas positivas, no caso dos óxidos, por exemplo. Porque as cargas 
negativas são importantes para os solos? Porque favorecem a atração de cátions, isto é, 
amenizam a perda de nutrientes. 
 Ao contrário dos óxidos, como os minerais 2:1 e a MO são os componentes dos solos de 
menor PCZ, favorecem o acúmulo de cargas negativas nos solos, principalmente a MO, 
pois dificilmente um solo alcançará um pH < 2. Por isso, solos ricos nesses dois elementos 
tendem a adsorver cátions nos solos. 
 
Importância das cargas no solo 
 
 Favorecem a agregação dos solos: elementos/partículas que possuem cargas 
favorecem a formação de agregados, pois cargas diferentes tendem a se ligarem. 
Exemplo: como a fração areia praticamente não possui cargas, os solos constituídos 
unicamente por essa fração não desenvolvem agregados e são mais facilmente erodidos. 
Já materiais ricos em argila e MO (elementos que possuem cargas predominantemente 
negativas) favorecem a adsorção3 de cátions e, consequentemente, a formação de 
agregados no solo. 
 Minimizam a lixiviação / favorecem a ciclagem de nutrientes: os elementos que 
servem de nutrientes para as plantas (Ca, Mg, K, Na) são exatamente os mais facilmente 
lixiviados. Mas solos ricos em cargas negativas são capazes de amenizar este processo, 
pois adsorvem esses cátions “prendendo-os” ao solo. Importante: como o átomo de H+ é 
mais eletronegativo que os outros cátions, ao liberarem um átomo de H+ no solo, as 
plantas e os organismos vivos conseguem absorver esses elementos que lhes servem de 
nutrientes. Se o H+ não fosse mais atraído pelas cargas negativas dos solos que os outros 
cátions, as plantas teriam muita dificuldade de absorver os nutrientes dos solos. Além 
disso, se não existisse o processo de adubação artificial ou a ciclagem natural, restaria 
apenas átomos de H+ e Al3+ no solo, o que seria um grande problema para as plantas. 
 
 
 
 
 
3
 A adsorção é uma atração superficial; é relativamente semelhante a um imã que gruda em metais. 
40 
 
CAPACIDADE DE TROCA CATIÔNICA (CTC) 
 
É a quantidade de cargas negativas (ânions) que o solo tem para atrair cargas positivas 
(cátions). Essa atração é tecnicamente chamada de adsorção e atrai principalmente os seguintes 
elementos: Ca2+, Mg2+, K+, Na+, Al3+ e H+, sendo que os 4 primeiros servem de nutrientes para as 
plantas. 
A adsorção é muitoimportante para a nutrição das plantas e microorganismos dos solos, 
porque elementos que ficam na solução do solo (não adsorvidos) são suscetíveis à lixiviação. 
Entretanto, as plantas só conseguem absorver elementos que estão na solução do solo. Ou seja, 
ao mesmo tempo em que é importante que os nutrientes não sejam rapidamente perdidos por 
lixiviação, eles devem estar disponíveis na solução do solo para serem aproveitados pelas 
plantas. Esse “problema” é resolvido através da atração estabelecida entre as cargas negativas 
dos constituintes do solo com os cátions e varia de elemento para elemento, conforme 
demonstrado na seguinte sequência: H+ >>> Al3+ > Ca2+ ≈ Mg2+, > Na+> K+ 
 
(...) quando a raiz das plantas libera H
+ 
como resultado do seu metabolismo, este 
é imediatamente atraído pelas cargas negativas do solo, e os elementos com 
menor atração são liberados, ficando livres para a planta poder absorvê-los. 
Entretanto, as moléculas negativas ficam preenchidas por H+ e Al+3, que não são 
nutrientes. Para reverter este quadro, é necessária a realização de adubação ou 
calagem, que disponibilizam novamente os elementos nutritivos em alta 
concentração, liberando o H+ e Al+3 presos nas moléculas. As possíveis fontes 
naturais para estes elementos seriam a rocha e a matéria orgânica natural do solo, 
que caracterizam os adubos químicos e orgânicos. (OLIVEIRA, 2012). 
 
Solos com pHs neutros e básicos são problemáticos para o desenvolvimento das plantas, 
pois não favorecem a capacidade de troca catiônica (CTC) no solo. Todavia, solos com pHs muito 
ácidos também são problemáticos, pois significa que há muito H+ para competir com os outros 
elementos que servem de nutrientes para as plantas. Então qual o pH ideal para a agricultura? Em 
torno de 6 e 6,5, isto é, ligeiramente ácido. 
 
Quantificação da CTC do solo 
 
Como a quantificação das cargas negativas do solo é muito difícil de ser obtida, 
quantificam-se as cargas positivas, pois são geralmente iguais. Portanto, a CTC é calculada por 
um método indireto. 
CTC do solo = Ca + Mg + K + Na + Al + H + NH4 
 
Obs.: em solos de regiões tropicais como os nossos, os cátions trocáveis Na+ e NH4
+ geralmente 
tem magnitude desprezível e, por isso, muitas vezes nem são contabilizados. 
 
* Exemplo de cálculo - Anexo I 
 
FERTILIDADE DO SOLO 
 
Além da CTC, podemos calcular a soma de bases (SB), que é a soma apenas dos 
elementos que servem de nutrientes para as plantas. 
 
SB = Ca + Mg + K + Na + NH4 
 
Ou 
41 
 
 
SB = CTC do solo – (Al + H) 
SB = CTC do solo – Acidez trocável 
 
* Exemplo de cálculo - Anexo I 
A SB também pode ser chamada de Valor V% quando obtida em porcentagem. Para 
converter a soma de bases (SB) em porcentagem (Valor V%), aplica-se uma simples regra de 
três. Para tanto, é necessário considerar o valor encontrado para a CTC do solo como o equivalente 
a 100%. Em síntese: 
CTC do solo = 100% 
SB V% 
 
Logo 
 
V% = (SB x 100) 
 CTC do solo 
 
 Solo eutrófico: quando o Valor V% é ≥ 50%. 
 Solo distrófico: quando o Valor V% é < 50%. 
 
* Exemplo de cálculo - Anexo I 
 
Teor de alumínio (Al) 
 
Quando o solo é distrófico, calcula-se também o teor de alumínio (Al). Além de não ser um 
nutriente, o Al é tóxico para as plantas em certas concentrações, pois tornam as raízes muito 
grossas e as plantas não conseguem se desenvolver em extensão, o que acaba por dificultar a 
absorção de nutrientes e água (exceto espécies adaptadas). O teor de Al é calculado da seguinte 
forma: 
Teor de Al (%) = [Al] x 100 
 [Al + SB] 
 
 Solo alumínico: quando o Al (%) é ≥ 50% (ou maior que 4 cmolc/kg). 
 Solo não alumínico: quando o Al (%) é < 50% (ou menor que 4 cmolc/kg). 
 
* Exemplo de cálculo - Anexo I 
 
Importante: ao afirmar que um solo é alumínico, subentende-se que o mesmo é distrófico, 
pois apenas solos distróficos são alumínicos, mas o contrário não é verdadeiro, pois nem todo 
solo distrófico é alumínico. 
42 
 
 
CAPÍTULO 5: REAÇÃO DO SOLO – pH 
 
 
FONTES DE ACIDEZ NOS SOLOS 
 
1. Minerais de argila 
 
a) Átomos de H+ presente no complexo de troca (solução do solo) 
Na medida em que as cargas negativas das partículas coloidais reagem com outros 
elementos positivos (cátions), liberam átomos de H+ (anteriormente adsorvidos) para a solução do 
solo. 
 
 
 
b) Átomos de Al 3+ presente no complexo de troca (solução do solo) 
 
Ao reagir com a água o Al forma um componente muito instável e o processo reativo tem 
continuidade até que se forme um mineral estável. No entanto, durante essa cadeia de reações, 
observa-se que a cada átomo de Al liberado no ambiente, três átomos de H+ são liberados, por 
isso o Al é uma importante fonte de acidez. 
 
 
 
Al(H2O)6
3+
 + H2O ↔ [Al(H2O)5(OH)]
2+
 + H2O + H
+ 
 Instável 
[Al(H2O)5(OH)]
2+
 + H2O ↔ [Al(H2O)4(OH)2]
+
 + H2O + H
+
 
 Instável 
[Al(H2O)4(OH)2]
+
 + H2O ↔ [Al(H2O)3(OH)2]
0
 + H2O + H
+
 
 Instável 
[Al(H2O)3(OH)2]
0
 + desidratação ↔ Al(OH)3 + H2O 
 Passível de desidratação Estável 
 
Resumo da reação: Al(H2O)6
3+
 + 3H2O ↔ Al(OH)3 + 6H2O + 3H
+ 
 
 
43 
 
 
c) Al estrutural 
 
Quando o mineral é intemperizado, o Al que está na estrutura do mineral pode ser liberado 
para o sistema se tornando um Al em solução (trocável). Caso esse processo ocorra, o Al 
desencadeará a mesma cadeia de reações retratada no tópico anterior. Todavia, trata-se de uma 
reação mais difícil de ocorrer, pois depende primeiramente da “destruição” do mineral. 
 
2. Matéria orgânica (MO) 
 
A MO tem cargas dependentes de pH e PCZ muito baixo (= 2). Logo, na maioria dos solos 
o pH é maior que o PCZ da MO. Sendo assim, a tendência da MO é gerar cargas negativas. 
Diante disso, a fim de buscar um equilíbrio e também por afinidade geoquímica, a MO passa a 
liberar átomos de H+ para o sistema para adsorver os cátions livres na solução dos solos, o que 
acaba contribuindo para a acidificação dos solos. 
 
 
 
3. Grupos ácidos da MO 
 
Algumas reações com determinados compostos orgânicos podem liberar H+ no sistema. 
Ex.: 
 
 Carboxílicos: – C – C – COOH ↔ – C – C – COO + H2O + H
+ 
 Fenóicos: – C – C – OH ↔ – C – C – O + H2O + H
+ 
 
4. Ácidos orgânicos solúveis 
 
Os ácidos orgânicos são produzidos pelos microorganismos durante a decomposição da 
MO. Como não são sólidos, são passíveis de deslocamento, apesar disso, são mais concentrados 
no horizonte A, local onde são mais produzidos. 
 
5. Compostos orgânicos com N ou S na sua composição 
 
O nitrogênio (N) e o enxofre (S) se encontram no ar atmosférico. Entretanto, podem ser 
fixados por microorganismos desencadeando reações que levam a liberação de átomos de H+ no 
sistema. Ex.: 
 
 NH4 + 3/2 O2 ↔ NO
-
2 + H2O + 2H
+ 
 S + 3/2 O2 ↔ SO4
-2 + 2H+ 
44 
 
 
FONTES DE BASICIDADE NOS SOLOS 
 
1. Metais alcalinos e alcalinos terrosos4 (Ca, Mg, K e Na) do complexo de troca 
(solução dos solos) 
 
Quando partículas coloidais adsorvem o H+ (elemento mais eletronegativo), liberam esses 
cátions (Ca, Mg, K e Na) para a solução dos solos. 
 
 
 
2. Metais alcalinos e alcalinos terrosos (Ca, Mg, K e Na) estruturais 
 
Esses elementos compõem os minerais que, por sua vez, compõem as rochas que 
originam os solos. No entanto, quando em contato com a água, esses minerais são 
intemperizados e liberam parte desses elementos para o sistema. Ao serem liberadas, estas 
bases podem ter três destinos diferentes: 
a) Serem lixiviadas: neste