MATERIAL ALUNOS UEPA FORMAÇÃO DOS SOLOS

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GOVERNO DO ESTADO DO PARÁ 
 UNIVERSIDADE DO ESTADO DO PARÁ 
 CENTRO DE CIÊNCIAS NATURAIS E TECNOLOGIA 
DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA AMBIENTAL 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
QUALIDADE DO SOLO 
PROFESSOR: GLEIDSON MARQUES PEREIRA 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
AGOSTO – 2014 
 
 
Unidade I - Ambiente Agrícola 
Capítulo 1 - Fatores e Processos de Formação do Solo 
 
1. INTRODUÇÃO 
 
Conceitualmente o solo é um corpo natural, ocupando porções na superfície 
terrestre, suportando plantas e edificações e que apresentam propriedades 
resultantes da atuação integrada do clima e dos organismos atuando sobre o 
material de origem, condicionado pelo relevo durante um período de tempo 
(Soil Survey Staff, 1999). Está em constante evolução e alteração. Esta 
natureza dinâmica e evolucionária está englobada na definição do solo, como 
sendo, material mineral inconsolidado na superfície da terra que tem estado 
sujeito e influenciado por fatores ambientais e genéticos, tais como: clima, 
material de origem, macro e microrganismos e topografia. Todos estes fatores 
atuam no tempo e produzem um produto chamado solo que difere do material 
originário em muitas propriedades e características físicas, químicas e 
biológicas. 
 
Desta forma cada tipo de solo apresenta uma morfologia própria resultante de 
uma combinação única de clima, seres vivos, material de origem, topografia e 
tempo de ação. 
 
As rochas, com exceção de algumas sedimentares, são formadas em 
ambientes muito diferentes daqueles encontrados na superfície do planeta. Os 
minerais que formam estas rochas estão em equilíbrio com estes ambientes, 
onde geralmente as temperaturas e pressões são elevadas, há ausência de ar 
e de organismos vivos. 
 
Quando expostas à superfície, estas rochas ficam sujeitas a condições 
ambientais muito diferentes daquelas em que se encontravam, com 
temperaturas e pressões mais baixas, presença de organismos vivos e ar, etc. 
Devido a estas modificações, as rochas sofrem uma série de transformações 
por processos físicos, químicos e biológicos, no sentido de entrar em equilíbrio 
com estas novas condições, resultando no corpo diferenciado que chamamos 
SOLO. 
 
O limite entre o que é rocha em estádio avançado de decomposição e o que é 
solo em estádio inicial de formação é bastante duvidoso e, em seguida, serão 
apresentados e discutidos alguns fatores e processos de formação do solo. 
 
2. FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
O sistema solo pode ser considerado como um ecossistema, formado por 
materiais com e sem vida. O ecossistema é um sistema aberto com entrada e 
saída de fluxos de energia e de matéria. 
 
O solo é o elemento mais típico da paisagem por ser a resultante da interação 
dos diferentes caracteres físicos que distinguem as diversas regiões naturais 
do globo: cobertura vegetal, topografia, clima e idade das superfícies. O 
conjunto destes efeitos conjugados resultará às diferentes paisagens naturais. 
Em 1941, JENNY, analisando os estudos de Dokuchaev nas planícies russas, 
estabeleceu a seguinte fórmula para explicar a formação dos solos (JENNY, 
1941): 
S = f (material de origem, relevo, clima, organismos vivos e tempo), conforme 
figura 1. 
 
Todos os fatores são interdependentes, e o estudo de um determinado fator é 
realizado deixando-se todas as variáveis constantes, exceto a variável de 
interesse. No caso do solo isto apresenta incorreções, por exemplo, o fator 
hídrico e o material de origem não podem ser quantificados; a maioria das 
vezes eles podem ser descritos em termos qualitativos. Os organismos vivos 
são dependentes do clima e as características do solo não podem ser 
consideradas como variáveis independentes. 
 
No início da formação do solo existe uma variação muito grande em suas 
propriedades. Após algum tempo estas estabilizam, tendo poucas variações, 
apesar de que as reações tenham continuidade. Isto significa que o solo 
alcançou um equilíbrio dinâmico (Steady-state). O perfil pode ser considerado 
em equilíbrio dinâmico quando suas propriedades diagnósticas estão cada uma 
no Steady-State. 
 
2.1. Material de origem 
 
Material de origem é o termo usado para identificar o material do qual um 
determinado solo se desenvolveu. O material de origem pode ser a rocha 
subjacente, material coluvial ou aluvial, sedimentos ou mesmo materiais 
originados de pedogênese anterior. 
 
Solos desenvolvidos da rocha ou do material encontrado na sua forma original, 
a alguma profundidade abaixo dos perfis, são denominados solos autóctones; 
enquanto que os originados de sedimentos deposicionais, sem relação com a 
rocha subjacente, são solos alóctones. 
 
Solos desenvolvidos de materiais de pedogênese anterior são denominados 
solos policíclicos. Em regiões tropicais, o solo pode estar separado da rocha 
inalterada subjacente, por algumas dezenas de metros de espessura de 
material intemperizado denominado regolito. Neste caso, o regolito é material 
de origem do solo. 
 
A formação do solo é em última análise, a transformação da rocha ou de 
material sedimentar em solo. O material de origem influencia as propriedades 
dos solos nos mais variados graus, tais como a textura e a composição 
mineralógica. Sua influência é muito grande nos estados iniciais de 
intemperização, diminuindo à medida que a camada intemperizada cresce. Nas 
condições de clima tropical úmido a influência do material de origem é 
relativamente pequena, enquanto que, no clima semi-árido sua influência é 
grande. 
 
Os primeiros 16 km da crosta terrestre ou litosfera são denominados de SIAL 
pela predominância de Silício (Si) e Alumínio (Al), os quais junto com o 
Oxigênio (O) e o Ferro (Fe) perfazem 87% de seu volume total. As rochas, das 
quais se originam os solos, se dividem em três grandes grupos de acordo com 
a sua origem. 
 
2.1.1. Rochas Ígneas 
 
As Rochas Ígneas formam a maior parte da crosta terrestre, em torno de 75 % 
do volume da crosta e, se chamam também de rochas eruptivas, endógenas 
(do interior da terra) ou magmáticas (magma, lava). É produto do esfriamento e 
solidificação das massas de lavas ou magma fundido. O local de solidificação 
do magma é fator fundamental para a distinção e classificação de dois tipos de 
rochas ígneas: as rochas ígneas intrusivas ou plutônicas e as rochas ígneas 
extrusivas ou vulcânicas. 
 
Nas rochas intrusivas ou plutônicas o magma situado a uma profundidade 
considerável na crosta terrestre resfria muito vagarosamente, oportunizando 
uma lenta cristalização dos minerais, possibilitando o crescimento e a 
diferenciação desses na rocha. A rocha resultante possui textura fanerítica, ou 
seja, com minerais visíveis a olho nu. Por exemplo, Granito, que possui uma 
ótima cristalização e textura grossa. 
 
Nas rochas extrusivas ou vulcânicas, o magma extravasa sobre a superfície 
terrestre (lava) e o seu resfriamento e solidificação é rápido, não há tempo 
suficiente para que os minerais dissolvidos no magma cresçam e se 
diferenciam, formando uma rocha de granulação fina (textura afanítica), com 
minerais não diferenciáveis a olho nu (p. ex. Basalto). Em determinadas 
situações, o resfriamento é tão rápido que o material sólido não possui 
ordenação atômica tridimensional, formando o chamado vidro vulcânico. 
 
Um outro grupo de rochas ígneas pode ser distinguido por apresentar uma 
textura intermediária, ou seja, mas fina que as plutônicas (intrusivas) e mais 
grossa que as vulcânicas (extrusivas), chamadas de rochas Hipoabissais. Esse 
grupo de rochas se forma próximo a superfície da Terra e se apresenta na 
forma de diques. 
 
As rochas ígneas podem também se classificar de acordo com o seu teor de 
sílica, assim denominados: rochas ácidas: >66% de SiO2; rochas 
intermediárias: 66-62%; rochas básicas: 45-52% e rochasultrabásicas: 62-
52%. 
 
Quanto à cor as rochas ígneas são classificadas em félsicas quando são ricas 
em minerais claros como o quartzo e feldspatos, máficas , ricas em mineris 
escuros como piroxênios e anfibólios e, ultramáficas quando apresentarem 
mais de 90 % de minerais escuros. 
 
De forma esquemática a variação na composição química das rochas ígneas é 
a seguinte: 
 
O granito é uma rocha plutônica, ácida com mais de 66% SiO2 que se 
caracteriza ao mesmo tempo, por seu alto conteúdo de elementos alcalinos 
(Na, K) e seu baixo teor em elementos alcalinos terrosos (Ca, Mg). É a rocha 
mais freqüente na crosta terrestre. 
 
2.1.2. Rochas Sedimentares 
 
São aquelas que resultam da alteração (intemperização) de rochas pré-
existentes que produzem sedimentos, os quais são transportados e 
depositados em bacias sedimentares e sofrem um processo de compactação 
gerando uma nova rocha (Figura 2). 
 
O transporte dos sedimentos pode ser realizado pela ação do gelo, do vento e 
mais freqüentemente, pela água. A decomposição da rocha é chamada de 
intemperismo, que pode ser dividido em processos físicos, químicos e 
biológicos. A ação desses processos se dá de maneira conjunta, sendo que em 
regiões secas e frias, há o predomínio do intemperismo físico e em regiões 
quentes e úmidas há o predomínio do intemperismo químico. 
A classificação das rochas sedimentares se dá conforme a origem dos 
sedimentos, sendo classificados em: sedimentos clásticos ou mecânicos, 
sedimentos químicos e sedimentos orgânicos. 
 
Quadro 2. Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em 
conta a origem, a composição mineralógica e outras características. 
 
2.1.3. Rochas Metamórficas 
 
Nas regiões de movimentos geológicos de placas tectônicas, as rocas ígneas e 
sedimentares podem ser levadas a partes mais profundas da crosta terrestre 
onde pressões, temperatura e ambiente químico alteram a composição dessas 
rochas. Nesse ambiente, os minerais não sofrem fusão, mas recristalizam-se e 
deformam-se, arranjando-se paralelamente à direção dos esforços do 
movimento tectônico, provocando na rocha um aspecto laminar (xistosidade) 
ou em bandas. 
 
Na classificação das rochas metamórficas são consideradas a presença e o 
tipo das feições planares, a xistosidade, a composição mineralógica, a origem e 
a granulação (Quadro 3). 
 
Quadro 3. Classificação das rochas metamórficas. 
 
O ciclo das rochas pode ser resumido na figura 3. 
 
As características do material de origem que influenciam o desenvolvimento 
dos solos são: grau de consolidação, granulação e composição química e 
mineralógica. 
 
a) Grau de consolidação: condiciona a velocidade de sua intemperização. 
Rochas pouco consolidadas favorecem o desenvolvimento de solos mais 
profundos que rochas consolidadas (Figura 4a), sob as mesmas condições 
ambientais. Por exemplo, em regiões áridas os solos profundos ocorrem 
apenas em depósitos superficiais, enquanto que sobre as rochas consolidadas 
formam-se Neossolos (Figura 4b). 
 
b) Granulação: a granulação da rocha associada à composição mineralógica 
pode determinar a textura do solo. Esse é o caso de materiais com elevado 
teor em quartzo, como granitos e arenitos, que dão origem a solos com textura 
mais arenosa, em comparação a rochas básicas, como o basalto, que dão 
origem a solos argilosos (Figura.5a). 
 
 
 
c) Composição química e mineralógica: influencia na composição química e 
mineralógica do solo, por exemplo: solos desenvolvidos de granito, portadores 
de mica, tendem a originar solos com teor de potássio (K+) mais elevado. 
 
Solos desenvolvidos de rochas basálticas possuem maior concentração de 
óxidos de ferro (Fe) e teores mais elevados de cálcio (Ca) e magnésio (Mg). 
Solos derivados de arenitos ricos em quartzo apresentam textura arenosa e 
baixa reserva em nutrientes. 
 
De modo geral, na medida em que o solo vai se tornando mais desenvolvido a 
relação entre a composição do solo e a do material de origem diminui, com a 
composição final dos solos tendendo a se aproximar química e 
mineralogicamente. Entretanto, mesmo em solos em estágio muito avançado 
de intemperização muitas relações ainda são encontradas. 
 
2.2. Relevo 
 
O relevo refere-se às formas do terreno que compõem uma paisagem. Sua 
ação se reflete, principalmente, sobre a dinâmica da água (infiltração e 
deflúvio) e, indiretamente, sobre a temperatura e radiação. Algumas superfícies 
estão mais sujeitas ao processo erosivo, aquelas mais declivosas, enquanto 
que outras recebem o material erodido, superfícies deposicionais. Em certas 
superfícies a água infiltra rapidamente, originando solos bem drenados, ao 
passo que em outras a água é retida, originando solos mal drenados. 
 
As características do relevo são determinadas pela estrutura geológica, pelo 
clima e pelo estágio de evolução em que se encontra. Vales em forma de “V” 
são considerados mais jovens que vales em forma de “U” e rios em formatos 
mais sinuosos (Figura 6). 
 
 
 
Uma paisagem bem desenvolvida, em geral, apresenta os seguintes elementos 
da paisagem: interflúvio, ombro ou escarpa, encosta, pedimento e planície 
aluvial (Figura 7). 
 
 
O interflúvio é a parte mais elevada, que separa os sistemas de drenagem. 
Quando esse é amplo e plano ou suave ondulado, formando um platô, em geral 
são encontrados solos profundos, lixiviados e ácidos, devido a uma maior 
infiltração da água e, portanto, um intemperismo químico mais profundo. 
 
Quando é estreito, formando uma crista, há menor infiltração e maior 
escoamento superficial e, portanto, maior erosão, sendo nele encontrados 
geralmente solos rasos e/ou afloramentos de rocha. 
 
O ombro constitui uma superfície bastante declivosa onde o processo erosivo 
é mais intenso, tendendo a formar solos rasos. Nos casos onde a superfície é 
muito inclinada, ocorrem desmoronamentos e deslizamentos, impedindo a 
formação de solos; nesse caso, a superfície é chamada de escarpa. 
 
A encosta é uma superfície ainda inclinada, onde a relação entre a parcela da 
água que infiltra e a que escorre pode gerar um certo equilíbrio entre a taxa de 
erosão e a de formação de solos, geralmente originando solos rasos. 
 
No pedimento, com a diminuição da declividade, ocorre a deposição do 
material erodido do ombro e da encosta, favorecendo a formação de solos 
medianamente profundos. Os solos nessa posição podem, dessa maneira, 
formar-se sobre material pré-intemperizado e possuir fragmentos de rocha 
erodidos das partes superiores. Com o rebaixamento geral da superfície, a 
tendência é de diminuir a área do ombro e da escarpa, com recobrimento pelo 
colúvio do pedimento. 
 
A planície se forma nos vales mais largos, em forma de “U”, constituindo a 
planície de inundação dos rios. Se a diferença de nível entre ela e o rio for 
pequena, os solos serão mal drenados, exibindo reações de redução. 
 
2.3. Clima 
 
É o conjunto dos elementos meteorológicos (temperatura, precipitação, vento, 
regime hídrico, insolação, umidade relativa do ar, evapotranspiração, etc...) que 
caracterizam o estado médio da atmosfera em um determinado local. 
 
Especificamente é o clima do solo, e não o clima atmosférico, que influi nos 
processos pedogenéticos; mas, como as informações sobre o clima do solos 
são escassas em relação ao clima atmosférico, extrapolam-se dados deste 
último para o solo. Isto é possível, pois variações no clima atmosférico afetam o 
clima do solo. O clima e os organismos são os dois fatores essencialmente 
ativos nos processos pedogenéticos. 
 
2.3.1. Temperatura 
 
É um dos elementos do clima, cujos reflexos na pedogênese, são dos mais 
diretos, pois grande parte dos processos pedogenéticos é dependente de 
reações bioquímicas, isto é, de microrganismos que por sua vez são 
influenciadospela temperatura. Assim, em regiões intertropicais úmidas, onde 
a cobertura vegetal protetora ameniza os extremos térmicos, tem-se a 
expressão máxima dos processos pedogenéticos: formação de camadas 
espessas de alteração, grau de lixiviação de minerais primários, mobilização de 
óxidos de Fe livres (inclusive acúmulo), altos teores de fração argila sobre o 
silte e metabolismo de matéria orgânica. 
 
Em regiões áridas ou semi-áridas, em condições tropicais, com temperaturas 
elevadas (> 45°C), pode paralisar as transformações biológicas, do mesmo 
modo como ocorre em regiões frias devido ao congelamento da água no solo. 
 
A temperatura atua também sobre algumas reações químicas. Assim, entre os 
fenômenos ligados ao intemperismo químico, a hidrólise é um dos mais 
agressivos. As temperaturas elevadas o grau de dissociação relativo da água é 
maior, de tal forma que as regiões tropicais podem apresentar um grau de 
intemperismo três vezes superior às regiões temperadas e nove vezes às 
regiões árticas. 
 
A quantidade de argila, bem como sua natureza depende da temperatura. O 
teor de argila tende a crescer com o aumento da temperatura. Da mesma 
forma a relação SiO2 / Al2O3 e o teor de matéria orgânica diminuem com a 
elevação da temperatura. 
 
2.3.2. Precipitação 
 
A precipitação pluviométrica que atinge o solo e que participa da formação do 
mesmo pode: (a) ser retirada pelas forças matriciais do solo; (b) percolar 
através do solo, translocando ou removendo partículas (eluviação, iluviação) ou 
elementos (lixiviação) ou (c) escorrer superficialmente causando erosão. 
 
Para avaliar-se o efeito das chuvas sobre o solo, é necessário considerar que 
uma parte da água é interceptada pela vegetação, ou, ainda, é eliminada por 
evapotranspiração. Por isso, considera-se a diferença entre a precipitação 
pluviométrica e a evapotranspiração como a água excedente disponível para a 
intemperização. Em pedogênese este é o fator que determina a importância da 
água como elemento atuante nos processos de lixiviação. A percolação da 
água através do perfil, cuja quantidade está ligada ao clima, renova a água 
através do perfil e por sua vez renova a água que circunda os minerais que 
estão sofrendo hidrólise, mantendo-se a remoção dos cátions liberados. 
Nas regiões com lixiviação deficiente, os minerais subsistem por grandes 
períodos de tempo e a pedogênese é então menos intensa. 
 
A formação de solos salinos é uma conseqüência da escassez de chuvas 
aliadas a grandes perdas por evaporação direta. A água caminha em sentido 
ascendente nos perfis, originando a deposição de sais (cátions básicos) 
proximamente a superfície do solo, com conseqüente elevação do pH. 
 
Por outro lado, nas regiões tropicais e subtropicais úmidas, principalmente com 
cobertura vegetal espessa, grande quantidade de água participa ativamente na 
pedogênese. A lixiviação, às vezes excessiva, de cátions alcalinos e básicos, 
promove a desbasificação do solo, com conseqüente acidificação. 
 
Os teores de argila tendem a aumentar com o aumento das precipitações, o 
que é lógico, uma vez que a água é um potente fator do intemperismo dos 
minerais primários à síntese de minerais secundários (minerais de argila). 
 
A CTC aumenta com o aumento das precipitações em função do aumento da 
formação das argilas. As bases trocáveis que num primeiro estágio é crescente 
com o aumento das precipitações, diminui a partir de valores médios de 670 
mm.ano-1, evidenciando um complexo de troca saturado. 
 
A partir deste ponto começa a crescer o H+ trocável e o solo deixa de estar 
saturado, isto é, a lixiviação começa a ser efetiva. 
 
O clima, além de influir diretamente na alteração das rochas e minerais e na 
erosão dos materiais alterados, atua no desenvolvimento de organismos vivos, 
que, por sua vez, afetam o solo. 
 
Assim, comparando-se solos de regiões com diferentes temperaturas, observa-
se que o acúmulo de matéria orgânica nos solos alcança o nível máximo ao 
redor de 25 ºC, decrescendo após. Este decréscimo coincide com o aumento 
da atividade microbiana, que atinge o seu máximo a 35 ºC. Em conseqüência, 
solos de regiões quentes e úmidas contém menos matéria orgânica que os 
solos de regiões mais frias e úmidas. 
 
A temperatura e a umidade do solo têm influência na mineralogia dos solos. 
Em climas frios e secos predominam os processos físicos ou mecânicos de 
alteração das rochas, com manutenção dos minerais primários; por sua vez, 
sob climas úmidos e quentes, os processos químicos e biológicos causam 
alteração mais intensa, com formação de minerais secundários. 
 
A influência do clima pode ser ilustrada comparando-se os solos originados da 
mesma rocha, como, por exemplo, do basalto, nas regiões fisiográficas dos 
Campos de cima da Serra e Campanha, do Rio Grande do Sul (Quadro 3). Na 
primeira, a quantidade de água excedente (precipitação menos 
evapotranspiração potencial) é de aproximadamente 1.850 mm ano-1; enquanto 
que na região da Campanha é de apenas 350 mm ano-1. Esta diferença na 
água disponível para a intemperização reflete-se na composição química e 
mineralógica, significativamente distinta, entre os solos de ambas as regiões. 
Os solos da região dos Campos de cima da serra são extremamente ácidos, 
com elevados teores de alumínio trocável e baixos teores em cátions básicos; a 
sua mineralogia é constituída por minerais dos últimos estádios de 
intemperização, como caulinita e óxidos de ferro, sem vestígios de minerais 
primários, exceto o quartzo; enquanto que, na região da campanha, os solos 
tem pH próximo a neutralidade e alto teor em bases, a sua composição 
mineralógica apresentando dominância de esmectitas, além de concreções de 
CaCO3 e minerais primários pouco resistentes, como plagioclásios. A menor 
quantidade de água disponível para o intemperismo nesta região reflete-se no 
menor grau de alteração dos minerais, e na menor lixiviação dos cátions 
básicos (Ca, Mg, Na e K), permitindo inclusive o acúmulo de concreções de 
CaCO3 e a preservação dos plagioclásios. 
 
Quadro 4. Influência do clima nas características de solos basálticos no Rio 
Grande do Sul. 
 
 
2.3.3. Vento 
 
Age diretamente sobre o balanço hídrico do solo, removendo água das 
camadas de ar atmosférico próximo ao solo, ressecando os horizontes 
superficiais. Tem ação ecológica sobre as coberturas vegetais, pelas 
modificações no clima, transporte de massas de ar quente e fria que promove. 
Tem ação abrasiva e erosiva contribuindo nos processos de perdas, adições e 
remanejos mecânicos (sais, poeiras, partículas, etc.). 
 
2.4. Organismos 
 
Os fatores biológicos são dos mais ativos na pedogênese, atuando 
principalmente na fixação e transporte de energia, intervindo nos processos de 
transporte, transformação e transferência de materiais. 
 
Os organismos compreendem a microflora, a microfauna, macroflora, 
macrofauna e o homem, o qual pelas suas manifestações de vida, quer na 
superfície, quer no interior do solo, atuam como agentes pedogenéticos. 
 
 
2.4.1. Microrganismos 
 
As transformações de matéria orgânica e o ciclo do nitrogênio, bem como, sua 
ação na agregação das partículas unitárias do solo exemplificam sua 
importância. Fungos, algas e liquens colonizam as superfícies das rochas, 
penetram em suas fendas, decompondo-as paulatinamente, através de 
extração de nutrientes, da absorção de silício, de excreção de H+ e de ácidos 
orgânicos formadores de complexos de alumínio e ferro que se tornam solúveis 
e sujeitos a lixiviação. 
 
2.4.2. Cobertura vegetal 
 
Num estágio inicial, líquens e musgos povoam as rochas (material de origem), 
extraindo elementos pelo contato direto com as mesmas. Esta microflora troca 
H+ e HCO- pelos íons dos minerais, como K+, causando a instabilidade nos 
minerais, que se alteram e acidificam o meio. 
 
Quando umapequena camada de material original se altera, surgem as 
gramíneas, que incorporam húmus ao mesmo. Posteriormente, se as 
condições climáticas forem favoráveis, surgem outras espécies superiores. 
 
Parte dos nutrientes retirados pelas plantas retorna ao solo através dos restos 
vegetais. Este processo de biociclagem é identificado pela maior concentração 
de certos elementos nos horizontes superficiais do solo. Nas florestas tropicais, 
este processo é muito importante, pois mantém os nutrientes disponíveis as 
plantas. Quando esta cobertura vegetal é removida, os nutrientes podem ser 
rapidamente lixiviados ou perdidos por erosão. 
 
A incorporação de material orgânico ao solo é o efeito mais importante da 
vegetação. Este material se decompõe pela atuação dos microorganismos, 
originando ácidos húmicos, húmus e elementos diversos, que atuam 
diferentemente na decomposição do material de origem. A incorporação e 
decomposição de material orgânico é muito variável nas diferentes regiões 
climáticas. As adições anuais são de aproximadamente 5 Mg ha-1 de matéria 
seca em florestas tropicais e de 1 Mg ha-1 em florestas temperadas. As 
savanas tropicais adicionam de 0,5 a 1,5 Mg ha-1, enquanto as pradarias 
temperadas, cerca de 1,5 Mg ha-1. A maior adição pelas florestas tropicais 
deve-se ao seu crescimento mais rápido. Entretanto, como a taxa de 
decomposição da matéria orgânica do solo nestas regiões é cerca de 5 vezes 
mais rápida do que nas regiões temperadas, os teores de matéria orgânica nos 
solos praticamente se equivalem. 
 
O tipo de vegetação também influi na distribuição de matéria orgânica no solo. 
Na vegetação de florestas, a maior contribuição é dada pela deposição de 
restos vegetais na superfície do solo, enquanto que na vegetação de campo há 
uma rápida ciclagem do sistema radicular, com uma maior incorporação de 
material orgânico ao solo, originando horizontes “A” mais espessos do que nas 
regiões florestais. 
 
A vegetação protege o solo do efeito erosivo das chuvas, do vento, da 
insolação e da evaporação. A eficiência desta proteção depende da densidade 
da cobertura vegetal, sendo portanto maior sob vegetação de floresta do que 
na savana ou de uma cultura aberta, como, por exemplo, milho. 
 
A vegetação interfere nos processos de troca catiônica quer pelo contato direto 
das raízes com as superfícies coloidais, quer pela absorção dos cátions da 
solução do solo, que retornam ao solo ou são exportados pelas colheitas. As 
plantas superiores também são fatores do intemperismo através da absorção 
de elementos nutritivos como o K, Ca, Mg que são substituídos por hidrogênio 
nos minerais tornando-os menos estáveis, e através da enorme pressão 
radicular nas fendas das rochas e nos poros do solo. 
 
2.4.3. Fauna 
 
A fauna age na pedogênese pelas atividades de escavação, criando galerias, 
transportando materiais, enfim, homogeneizando os perfis. Esse processo é 
chamado de bioturbação, é realizado pelas minhocas, térmitas e formigas e é 
um fator importante na formação de solos tropicais. Os animais transportam 
substâncias dos locais onde se alimentam e adicionam onde morrem ou 
excretam, alterando as características físico-químicas do meio. 
 
Além da transformação dos compostos orgânicos, os microorganismos 
contribuem para a formação de agregados estruturais estáveis no solo, unindo 
as partículas individuais através de secreções e micélios. 
 
2.4.4. Homem 
 
O homem com suas técnicas cada vez mais avançadas, renova e aperfeiçoa a 
todo instante sua ação modificadora dos fatores pedogenéticos a tal ponto que 
já se propôs o termo “metapidogênese” para o estudo da influência do homem 
sobre o solo. 
 
O papel do homem na formação dos solos provoca alterações rápidas de toda 
a ordem nas características naturais, merecendo, dessa forma, ser citado como 
um fator em separado. As mais evidentes são: (a) a degradação química e 
física dos solos devido à erosão acelerada, levando muitas vezes até ao 
abandono do uso do solo; (b) a irrigação, até mesmo em áreas de desertos; e 
(c) as atividades de mineração e de construções de grande porte (como 
estradas e barragens). Nas últimas citadas, atualmente, por força da legislação 
ambiental, se deve fazer a reabilitação e a recuperação das áreas, atuando na 
“construção” de solos. 
 
Os efeitos da ação humana podem ser benéficos ou prejudiciais, afetando uma 
série de propriedades do solo como mudanças no teor da matéria orgânica, 
composição química (nutrientes ou poluentes), regime de umidade do solo, 
estrutura e textura do solo. A interferência humana é observada na ação de 
todos os principais fatores através das seguintes atividades: (a) material de 
origem: calagem, adubação, descarte de resíduos e produtos tóxicos; (b) clima: 
preparo do solo, irrigação, drenagem, desmatamento; (c) organismos: preparo 
e cultivo do solo, queimadas; (d) relevo: nivelamento e sistematização, 
terraceamento, preparo excessivo (voçorocas); (e) tempo: aceleração ou 
retardamento dos processos naturais de erosão ou assoreamento e 
decomposição dos minerais e matéria orgânica. 
 
2.5. Tempo 
 
Os solos estão sendo continuamente alterados. As mudanças são geralmente 
lentas e pouco perceptíveis em curto espaço de tempo, bem como diminuem 
gradativamente com o avanço do estádio de intemperização dos solos. É um 
dos fatores de formação do solo mais passivo, pois não adiciona nem exporta 
matérias como também não gera energias. Contudo, o estado do sistema solo 
não é estático, variando com o tempo. 
 
Em pedogênese deve-se distinguir entre idade e maturidade (grau de 
intemperismo) de um solo. Um solo pode apresentar pequena idade absoluta e 
ser bem mais maduro do que outro com idade absoluta bem maior. 
 
2.5.1. Idade absoluta 
 
É a medida dos anos passados desde o seu início de formação até agora ou 
até um momento qualquer a ser considerado. Pouco se conhece sobre a idade 
absoluta dos solos porque é difícil determinar o início de atuação dos 
processos pedogenéticos, ou seja, o tempo zero de formação dos solos. Por 
exemplo, datações de fósseis de mamíferos por medições radiométricas do 
isótopo 14C e evidências arqueológicas da região da Campanha do rio Grande 
do Sul indicam que sedimentos fluviais foram depositados nas planícies de rios 
entre 20.000 e 4.000 aP e que, entre 4.000 aP e a atualidade, efetuou-se a 
pedogênese nesta região, originando solos classificados como Argissolos. 
 
Além disso o uso de medições radiométricas do 14C, informações 
arqueológicas e paleontológicas, a determinação da idade do solo pode ser 
feita por contagem de anéis de árvores. 
 
Mas, a principal técnica é a estratigrafia, que estuda a formação, composição, 
seqüência de deposição e correlação de sedimentos e rochas estratificadas. 
 
Uma grande diferença de idade existe, entre a maioria dos solos de regiões 
tropicais e subtropicais em relação aos de regiões temperadas. Devido às 
glaciações ocorridas no hemisfério norte, os solos locais apresentam idades 
máximas de 10.000 – 15.000 anos, enquanto que nas regiões tropicais e 
subtropicais, a idade dos solos é estimada em algumas centenas de milhares e 
até milhões de anos, correspondendo à idade das superfícies geomórficas 
nestas regiões. Isto é refletido pela intemperização mais avançada e, 
conseqüentemente, pela fertilidade mais baixa dos solos tropicais. 
 
2.5.2. Maturidade do solo 
 
É a evolução sofrida pelo solo com respeito ao seu equilíbrio. Assim, o solo 
provém do material de origem, passa a ser um solo jovem ou imaturo, evolui 
para um solo maduro que está em equilíbrio com as condições ecológicas. No 
estádio jovem, origina seqüência de horizontes A e C ou A e R, quando 
evoluído, inicia-se a formação do horizonte B, inicialmente inicipiente, evoluindo 
para o pleno desenvolvimento com a formação do horizonte B texturalou B 
latossólico. 
 
A estimativa do grau de maturidade ou idade relativa dos solos é baseada na 
diferenciação de horizontes. Porém, esta idéia é um tanto relativa. Em certos 
processos pedogenéticos, a homogeneização de perfis é um efeito específico e 
bastante ativo, principalmente em climas tropicais. Por outro lado existem 
características que resultam de processos rápidos e outros de processos 
lentos. 
 
O solo alcança sua maturidade quando estabelece um equilíbrio entre o tempo 
e a característica considerada do solo, ou seja, quando as propriedades não 
mudam mais no tempo. 
 
3. PROCESSOS DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
Os processos de formação do solo ou pedogênese são reações ou 
mecanismos de caráter químico, físico e biológico que produzem no solum 
zonas características cuja combinação é particular em cada caso e estão 
correlacionadas com os “fatores de formação do solo”. São processos que 
lavam a constituição dos horizontes ou camadas particulares a cada situação 
ambiental (Vieira, 1988). 
 
Os processo pedogenéticos são condicionados pela combinação dos fatores de 
formação de solos. Os processos pedogenéticos podem imprimir determinadas 
feições aos solos, observáveis em um perfil ou corte. Estas feições são 
chamadas de características e propriedades morfológicas do solo, como cor, 
espessura de horizontes, quantidade de areia, silte, argila, matéria orgânica, 
etc. 
 
Deste modo, conhecendo-se as feições morfológicas e os processos que as 
geraram, é possível se fazer uma reconstituição da historia do solo, de como 
ele se formou. O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos considera muito 
importante o processo pelo qual o solo se formou, ou seja, sua gênese. Assim 
as classes de solos são em grande parte definida tendo por base o processo 
pelo qual o solo se formou, o que pode ser inferido a partir de suas feições 
morfológicas. É muito importante, então, entendermos que existe um 
encadeamento, uma sucessão de fenômenos desde o inicio do intemperismo 
sobre a rocha até a classe em que o solo se encaixa atualmente, porque esta 
compreensão nos habilita a fazer previsões melhores do comportamento do 
solo em relação a determinado manejo. 
 
No estudo dos processos pedogenéticos alguns conceitos são usados para 
indicar o comportamento geral dos materiais que compõem o perfil e/ou 
horizontes: O alto grau de interdependência dos fatores de formação do solo 
acarreta a existência de processos de formação do solo bem complexos, de 
modo que é difícil analisar cada fator isoladamente. 
RitaBarbosa
Realce
 
Assim os processos de diferenciação de um Argissolo seriam os mesmos de 
um solo latossólico, ou outros, porém, a importância relativa de cada processo 
não seria uniforme em todos os solos. Como exemplo pode-se citar que a 
movimentação de sesquióxidos de Fe dos horizontes superficiais para os 
inferiores é muito mais importante na diferenciação de horizontes dos 
Argissolos do que dos Latossolos. As adições de matéria orgânica são 
importantes no desenvolvimento do horizonte A do Chernossolos e muito 
menos importante nos Argissolos. 
 
Assim, os processos pedogenéticos, compreendem ações desenvolvidas no 
interior ou na superfície dos perfis, por ADIÇÕES, PERDAS, 
TRANSFORMAÇÕES e TRANSPORTE DE MATERIAL, que podem ser 
considerados processos gerais na formação dos solos. O balanço final destes 
processos individuais, em determinadas combinações, daria a formação de um 
solo específico. Dividi-se em processos Gerais e Processos Específicos. 
 
3.1. Processos Gerais 
 
3.1.1. Adições 
 
É todo material que é adicionado ao perfil do solo vindo do meio exterior, por 
qualquer mecanismo. Conforme o agente transportador tem-se: 
 
a) Adições eólicas 
 
Ocorrem na superfície do solo. É uma função da velocidade do vento e da 
massa das partículas. 
 
b) Adições pelas chuvas 
 
São considerados tanto a água como os materiais em solução ou transportados 
por ela. 
 
c) Adições por difusão 
 
Compreende a relação ar/água no sistema porosidade, com adição de O2, CO2, 
N2, etc. 
 
d) Adições pelo lençol freático, drenagem oblíqua e ascensão capilar 
 
Ocorrem no interior do perfil. As adições laterais ou oblíquas ocorrem nas 
encostas, como migrações de sesquióxidos de Fe que são mobilizadas em 
água de percolação oblíqua formando bancadas lateríticas. A ascensão capilar, 
transporta para os horizontes superiores sais ou íons. 
 
e) Adições pelos rios 
 
Compreende os depósitos aluviais e deltáicos. 
 
f) Adições pelos mares 
 
Compreende as adições de areia e sais formando os solos tiomórficos. 
 
g) Adições coluviomares 
 
São resultantes do transporte gravitacional ou não, de matérias extraídas de 
áreas mais elevadas e depositadas em superfícies mais baixas da vertente. 
 
h) Adições dependentes dos fatores biológicos 
 
Compreende as adições superficiais promovida pelas florestas densas, resto 
de seres vivos, transporte de cupins e minhocas; adições pelo homem como 
fertilizantes, corretivos, matéria orgânica, etc.. 
 
3.1.2. Perdas ou Remoção 
 
É o processo pelo quais constituintes do solo deixam o perfil, podendo ser pela 
superfície ou em profundidade. As perdas em profundidade podem ocorrer de 
diferentes formas, sendo as principais são a Lixiviação de partículas e íons e a 
erosão superficial. A lixiviação é a migração de partículas ou íons carregados 
na água de percolação para as camadas mais profundas do perfil ou para os 
aqüíferos. A perda de nutrientes nos solos tropicais, com conseqüente redução 
na saturação de bases (V%) é um caso típico de perda na formação dos solos. 
 
As perdas podem acontecer por deslocamento horizontal e ressurgindo em 
pontos laterais. Nestes pontos de ressurgimento ocorrem oxidação e 
endurecimento de alguns compostos de ferro (bancadas lateríticas). 
 
As perdas na superfície podem ocorrer pela extração realizada pelas plantas e 
a remoção das mesmas pela colheita. O fogo contribui com a volatilização de 
alguns elementos químicos (N) e redução da matéria orgânica. 
 
A erosão superficial, tanto hídrica como eólica contribui para as perdas de 
grandes quantidade de partículas dos solos. 
 
3.1.3. Translocação 
 
Por translocação, transporte ou redistribuição entendem-se os movimentos de 
alguns materiais e substâncias dentro do perfil do solo produzindo 
acumulações e modificações visíveis da distribuição desses materiais no perfil. 
A água é o principal agente, porém não há a remoção desses constituintes do 
solo, devido a um retardamento do fluxo hídrico, seja por quantidade 
insuficiente, ou por camadas de impedimento. As transferências dentro do perfil 
do solo são as principais causas da diferenciação dos horizontes do solo. 
 
a) Translocação de Sais. 
 
Os sais mais comuns que são translocados são os bicarbonatos, carbonatos, 
cloretos e sulfatos. Estes acumulam quando o balanço entre a sua produção e 
lixiviação é positiva na direção da produção, produzindo manchas brancas, 
linhas ou camadas a diferentes profundidades. 
 
b) Translocação de Argila. 
 
A argila coloidal é uma das substâncias mais importantes que é arrastada da 
parte superior do perfil e se deposita na parte inferior na forma de películas 
argilosas ao redor ou entre as partículas do solo. 
 
c) Translocação de Sesquióxidos 
 
além dos sais de cátions alcalino e alcalino-terrosos, compostos de Fe, Al e Mn 
encontrados na solução do solo, transferem-se na forma de quelatos da 
camada orgânica superior do perfil e posteriormente se decompõem e 
precipitam no horizonte subsuperficial como óxidos. 
 
d) Translocação de Matéria Orgânica 
 
O movimento de matéria orgânica no solo pode ocorrer na forma física por 
diversos agentes. Através dos poros, fendas e por efeito da lixiviação, a 
matéria orgânica pode ser carregadapara camadas mais profundas. A 
atividade biológica também pode carregar e produzir matéria orgânica em 
diferentes posições no perfil. 
 
Os ácidos húmicos e fúlvicos da matéria orgânica formam complexos com 
determinados íons (AL, Fe, Mn, Zn, Ca,...) e são transportados na forma de 
quelatos. A constituição da zona de acumulação provoca a destruição dos 
quelatos pela ação microbiana, adsorção pela argilas e mudanças de pH do 
solo. 
 
3.1.4. Transformações 
 
Compreende um dos processos pedogenéticos mais extensos e de suma 
importância nodesenvolvimento dos solos. Podem ser divididos em: 
 
a) Transformações físicas: cristalização de sais, ação mecânica de 
raízes 
 
A variação da temperatura provoca tensões superficiais nas superfícies das 
rochas duras promovendo sua decomposição. O crescimento radicular 
aproxima partículas facilitando certas reações ou transformações químicas e 
formação de uma incipiente estrurua do solo. A atividade biológica do solo 
movimentam partículas e camadas do solo que, aliado a adição de matéria 
orgânica, promovem a estabilização de agregados do solo. A cristalização de 
certos sais insolúveis passa a fazer parte das partículas unitárias do solo. 
 
b) Transformações químicas: dissolução, oxi-redução, hidrólise 
 
Os principais agentes de decomposição das rochas são a água e o ar. Os 
processos de transformações químicas mais importantes são a hidrólise, 
hidratação, oxidação, redução e carbonatação. 
 
c) Transformações biológicas: mineralização, imobilização, síntese de 
compostos orgânicos 
 
Compreende também a síntese das enzimas e as transformações organo-
minerais. Em síntese, basicamente, são todos os processos do intemperismo 
físico e químico, isto é, modificações dos constituintes do solo, sejam residuais, 
neoformados, ou importados. A transformação da matéria orgânica 
compreende o processo de transformação da matéria orgânica até húmus. 
 
4. PROCESSOS PEDOGENÉTICOS ESPECÍFICOS 
 
4.1. PODZOLIZAÇÃO 
 
Este processo, freqüente nas nossas condições tropicais, se refere à gênese 
de um grupo de solos que apresentam diferenciação marcante entre os seus 
horizontes, e consiste na transferência vertical de colóides (principalmente 
inorgânicos, mas também orgânico em associação) e sua deposição em 
horizontes subsuperficiais. Este transporte se dá, geralmente, em três fases: a) 
dispersão; b) transporte e c) deposição. Pode produzir gradiente textural no 
perfil (gênese do B textural), e ainda o aparecimento do horizonte E, de perda 
mais intensa de material. O horizonte onde existe perda de material 
(geralmente o A ou E) é chamado de horizonte ELUVIAL, e o horizonte onde 
existe ganho (o B textural) é chamado de ILUVIAL. Os principais solos 
formados por este processo estão classificados na classe dos Argissolos. 
 
Alguns autores empregam este termo também para descrever um processo, 
raro nas condições tropicais, que origina horizontes espódico, típico de 
ambientes temperados sob florestas. 
 
A decomposição do material orgânico deposita na superfície do solo é muito 
ácida, formando complexos com o alumínio e ferro, que se solubilizam e são o 
transportados para zonas mais profundas no perfil, onde a acidez é menos 
acentuada, precipitando-se. O horizonte que se empobrece com a saída do 
material chamado de álbico, porque fica bastante claro devido à ausência de 
materiais pigmentantes (óxidos de ferro e matéria orgânica) e o horizonte de 
acúmulo é chamado de espódico Os solos assim formados estão classificados 
na classe dos Espodossolos. 
 
Origina solos que são encontrados sob variadas condições climáticas, da 
vegetação e do material parental, de acordo com a maior ou menor 
predominância dos processos pedogenéticos. 
 
Nesse processo, há uma considerável quantidade de matéria orgânica que se 
acumula das florestas nos lugares onde ocorrem os solos originados nesse 
processo, em parte devido à alta precipitação pluviométrica e ao crescimento 
de uma vegetação densa e nas regiões frias, devido à baixa temperatura que 
favorece este acúmulo. Conseqüentemente, há um aumento considerável da 
liteira sobre o solo, que em áreas frias permanece espessa devido à velocidade 
de sua decomposição ser baixa. Nessas regiões com bosques de coníferas, 
vegetais que possuem baixo conteúdo de bases em suas folhas, a reação da 
matéria orgânica é marcadamente ácida. Nas regiões de climas tropicais o 
acúmulo de matéria orgânica é menor, isto porque a temperatura e a 
precipitação elevadas favorecem uma intensa decomposição com conseqüente 
perda dos elementos mais solúveis. 
 
A remoção é mais ou menos contínua, pois nas áreas de ocorrência desses 
solos a precipitação excede regularmente a evapotranspiração potencial. As 
remoções dizem respeito principalmente aos cátions. A descalcificação é, na 
realidade, a primeira etapa na formação desses solos, sendo mais rápida em 
materiais de origem deficiente em minerais cálcicos e com textura arenosa, o 
que favorece a lixiviação. 
 
A translocação, transferência ou redistribuição de constituintes no perfil de solo 
é o processo de maior importância e caracteriza os solos desse processo. Aqui 
podem ser distinguidos três tipos principais de redistribuição ou translocação: 
1) translocação de sesquióxidos; 2) translocação de argila; e 3) translocação ou 
transferência de húmus. 
 
a) Translocação de sesquióxidos por quelatos — A característica desse 
processo de formação do solo, é a presença de um horizonte eluvial que 
apresenta cores claras devido à completa remoção dos compostos de 
ferro. Este processo de remoção do ferro esta envolvida com os 
quelatos, compostos estes que são capazes de formar compostos com o 
ferro e possivelmente, com outros elementos importantes como o Al, o 
Mn, o Ca, o Mg e outros. Esses quelatos são translocados para os 
horizontes subsuperficiais, acumulando-os. A causa desta acumulação 
do Fe, Al e Mn geralmente se explica pela troca de pH de ácido a neutro 
ou alcalino na zona de saturação intermitente. 
 
b) Translocação da argila — Outra importante característica do processo 
de podzolização é a transferência de argila coloidal de horizontes 
superficiais (chamados “eluviais”) para o horizonte subsuperficial 
(chamados “iluviais”). A deposição ocorre entre as partículas do solo na 
forma de películas argilosas. Estas deposições são denominadas de 
cerosidade. Dessa maneira a textura do subsolo se torna mais argilosa e 
o horizonte é chamado de B textural. Essa presença de horizonte B 
textural é a principal característica deste grupo de solos e que deve 
servir para a sua identificação. 
 
c) Translocação de húmus — além da argila coloidal, com freqüência a 
matéria orgânica é também translocada da parte superior do perfil para 
se depositar no horizonte B. Esta matéria orgânica é translocada na 
forma de húmus coloidal e de compostos húmus-ferro, nos quais o Fe se 
encontra no estado ferroso (Fe2+) . A precipitação no horizonte B se 
explica como resultado da mudança de pH favorecida pela iluviação de 
bases neste horizonte, bem como do secamento periódico do solo. 
 
d) Transformação — As transformações ocorrem quando se encontram no 
solo materiais não intemperizados, originando as argilas, principalmente 
as do grupo 1:1. 
 
4.2. LATOLIZAÇÃO 
 
É um processo em que o intemperismo químico, especialmente a hidrólise e a 
oxidação, e a lixiviação são muito intensos, ou atuaram durante um período 
bastante longo, gerando dessilicação média (MONOSSILIALTIZAÇÃO) ou forte 
(ALITIZAÇÃO). Os solos onde este processo predomina este são ricos em 
caulinita e/ou óxidos de Ferro e Alumínio, dependendo do grau (intensidade) da 
dessilicação. O perfil do solo geralmente é profundo e homogêneo e o 
gradiente textual, se existente, é pequeno devido à estabilização dos 
argilominerais pelos óxidos dificultandoseu transporte para outros horizontes. 
O relevo é suave ondulado e não há sinais de redução do ferro por deficiência 
de oxigênio. 
 
As condições ambientais envolvem precipitação maior que a evapotranspiração 
potencial durante a maior parte do ano e em climas quentes. Ocorre onde à 
velocidade de decomposição da matéria orgânica iguala à de sua produção, 
não havendo acumulação orgânica apreciável sobre o solo e de húmus no 
perfil. 
 
A adição de matéria orgânica, apesar de produzida em grande quantidade nas 
florestas tropicais úmidas e muito úmidas, como é o caso da floresta 
amazônica, se decompõe rapidamente devido à intensa ação microbiana 
proporcionada pela elevada temperatura e precipitação existentes, que, ao 
haver livre drenagem, condicionam a lixiviação de uma parte bastante 
significante do material resultante da humificação e mineralização da matéria 
orgânica. A mineralização, portanto, é também extremamente rápida e os 
nutrientes liberados são rapidamente absorvidos pelas raízes das plantas, 
adsorvidos pelos colóides e em parte perdidos por lixiviação. Assim se 
estabelece um verdadeiro ciclo de nutrientes minerais entre a vegetação e o 
solo. 
 
A remoção constitui processo bastante importante, isto devido a grande 
velocidade de lixiviação. Com as condições climáticas propícias (alta 
precipitação e excelente capacidade de infiltração de água no perfil) há uma 
rápida dissolução de sais solúveis de Ca, Mg, Na e K, que podem ser 
eliminados por lixiviação. A acidez é alta (pH baixo) é acentuada pela 
destruição rápida da matéria orgânica e pela separação imediata das bases 
das combinações orgânicas, de modo que há aumento da solubilidade da 
sílica, que juntamente com elas é intensamente lixiviada, proporcionando 
também retardamento da solubilidade de Al, Fe e Mn. A remoção, portanto, não 
é somente de bases, mas também de sílica que se perde no lençol freático 
quando a drenagem é livre. 
 
Como resultado o perfil do solo, com a continuidade, torna-se em geral pobre 
em bases e intensamente ácido. Possivelmente, a sílica é eliminada em 
solução, na forma de silicatos de Na e K, liberados por hidrólise dos minerais 
ou em forma de sílica coloidal, a qual permanece em suspensão aquosa 
sempre que a reação se mantenha ácida. Assim, ao adiantar-se a edafização, 
há grande perda de sílica e notável acúmulo de sesquióxidos. 
 
A translocação ou redistribuição não é importante neste processo, isto devido a 
elevada lixiviação que faz com que todas as substâncias móveis sejam 
perdidas no lençol freático. 
 
Possivelmente nos processos de formação dos Latossolos, devido à 
intensidade da decomposição da matéria orgânica e da lixiviação, os quelatos 
são rapidamente destruídos não podendo assim exercer a sua atividade na 
translocação do Fe. Esta talvez seja uma das razões da não existência de 
horizontes eluviais nestes solos. 
 
A transformação nos solos originados nesse processo de formação não há a 
presença de minerais de fácil decomposição, haja vista que a maioria dos 
minerais primários foram alterados para os minerais secundários, exceto 
aqueles de difícil decomposição, tais como o quartzo e a hematita. 
 
4.3. LATERIZAÇÃO 
 
É um caso de extrema acumulação de Ferro, envolvendo reações de hidrólise, 
oxiredução e solução. Alguns autores consideram esse processo semelhante 
ao processo de Latolização. 
 
Consideramos que o termo Laterização consiste na hidrólise e liberação do 
Fe+2 da estrutura de minerais primários ricos em Ferro, seu transporte em 
solução até locais aerados, onde o Fe se oxida, precipita e acumula. Ciclos 
alternados de umedecimento e secamento podem endurecer este material, 
formando as chamadas lateritas. Apresenta cor de laranja, típica da ferrihidrita. 
 
Este material foi primeiramente descrito no século passado por um pesquisador 
inglês, que em uma viagem à Índia observou que as pessoas de uma 
determinada aldeia cortavam em blocos, com a pá, um material macio, 
deixando-os secar ao Sol, após o que este endurecia irreversivelmente, sendo 
então o usado para construção, e daí o nome laterita, do latim Láter = TIJOLO. 
 
Morfologicamente, este processo pode gerar várias feições, desde apenas 
coloração diferenciada no perfil (manchas), chamadas de mosqueados; 
nódulos macios, chamados plintita; até materiais extremamente duros, a laterita 
ou petroplintita. 
 
4.4. GLEIZAÇÃO 
 
É um processo típico de ambiente com condições de redução, o que ocorre 
quando há saturação por água na maior parte do tempo, sendo então um 
indicativo desta condição. Quando as condições são aeróbicas, o aceptor final 
da cadeia respiratória dos microrganismos do solo é oxigênio, e sua eficiência 
na decomposição de materiais orgânicos pode chegar à decomposição 
completa em CO2. Quando as condições são de excesso de água (falta de 
oxigênio), as populações de microrganismos aeróbios são substituídas por 
populações de anaeróbios, com menor eficiência na decomposição de 
materiais orgânicos e usando outros elementos como aceptores finais dos 
elétrons da cadeia respiratória. Este fato gera duas conseqüências importantes 
para a gênese do solo: o aumento na concentração de agentes complexantes 
orgânicos e maior abundância de elétrons no meio, havendo então uma 
redução intensa de Nitrogênio primeiramente, e logo após de Ferro e 
Manganês. Com isto, estes elementos são transportados para fora do perfil, e 
como os principais agentes pigmentantes são os óxidos e matéria orgânica, os 
horizontes superficiais ficam com coloração acinzentada, que é a coloração 
típica dos outros argilominerais que permanecem no perfil. Por isto, a coloração 
acinzentada no perfil é um forte indicativo de drenagem lenta ou impedida. 
 
4.5. CALCIFICAÇAO 
 
Denomina-se calcificação aos processos combinados que levam à 
concentração de carbonato de cálcio no solo. Este processo de formação do 
solo ocorre onde a precipitação, apesar de ser acentuada, é menor que a 
evapotranspiração potencial durante a maior parte do ano. O tipo geral de 
vegetação onde se dá este processo é muito característico e consiste 
principalmente de gramíneas e o relevo é plano. Os fatores pedogenéticos que 
contribuem neste processo de formação do solo, com maior ou menor 
intensidade, são: 
 
Remoção — diz respeito principalmente a compostos de ferro e depende do 
feito de que os compostos ferrosos são mais solúveis que os férricos e portanto 
mais facilmente removidos do perfil do solo, ainda que a completa remoção só 
possa ocorrer lentamente e não tão facilmente na forma vertical devido à 
drenagem impedida. A perda de compostos férricos por redução e solução, 
juntamente com a movimentação lenta da água, dão uma aparência 
descolorida ao horizonte A que faz com que, em determinados casos, se 
assemelhe muito ao processo de Podzolização. 
 
Translocação — A transferência de Fe, Al, Mn e matéria orgânica ocorre 
igualmente como na podzolização, porém, a zona de acumulação toma uma 
aparência manchada e não estriada como na podzolização, devido não haver 
infiltração vertical da água. Os sais solúveis tendem a ser translocados da parte 
superior para a parte inferior do perfil, onde se acumula, aumentando a 
quantidade de sais alcalinos, aí encontrados nas formas de carbonatos, 
bicarbonatos, cloretos e nitratos. Portanto, a acidez do solo diminui (aumenta o 
pH) e com freqüência se obtém valores de pH em torno de 6,0 ou até maiores. 
 
4.6. SALINIZAÇAO 
 
Salinização é um processo típico de climas áridos onde a precipitação é 
bastante menor que a evapotranspiração potencial, durante uma grande parte 
do ano. Nos solos salinos os sais solúveis são o reflexo de alguma condição 
local e nos períodos secos abundam sulfatos e cloretos de Na, Ca, Mg e K, que 
chegam a formar crostas brancas à superfície dos solos. Geralmente 
predomina o cloreto de sódio. 
 
Ossolos formados nesse processo possuem reação alcalino e seu horizonte B 
caracteriza-se por possuir uma estrutura colunar ou prismática. As adições de 
materiais são insignificantes. A matéria orgânica se apresenta em pequena 
quantidade ou não existe devido à falta de vegetação. Às vezes agregam-se 
materiais eólicos à superfície do solo. 
 
A remoção completa não ocorre na salinização por falta de água de 
percolação. E a translocação causa a maioria das trocas e resulta na 
deposição de sais na superfície do solo na forma de incrustações brancas, 
cristalinas e brilhantes, produzidas pelo movimento capilar. Os carbonatos e 
sulfatos são geralmente transportados para cima e depositados a pouca 
profundidade no horizonte B na forma de pontuações brancas, capas delgadas 
ou manchas. Nos lugares onde existe pouca matéria orgânica e as condições 
são salinas, a matéria orgânica forma superficialmente uma delgada capa 
húmica de cor negra intensa que em parte se dissolve durante os períodos 
ocasionais de chuva ou quando se faz irrigação, formando manchas negras na 
superfície do terreno. 
 
As transformações nos solos salinos e alcalinos consistem principalmente da 
formação de minerais argilosos do tipo 2:1, especialmente montmorilonita que, 
se não está presente no material originário, se forma no solo quando as 
condições de umidade favorecem a síntese dos minerais secundários. A 
estrutura destes solos é colunar e prismática devido ao alto grau de 
concentração dos minerais argilosos do tipo 2:1. Este processo fica 
caracterizado quando mais de 2% da CTC está saturada por sais e a 
condutividade elétrica é maior que 4mS. 
 
4.7. SODIFICAÇÃO OU SOLONIZAÇÃO 
 
É um processo que resulta numa alta SATURAÇÃO da CTC por sódio. Na 
salinização a presença de outros íons não desestabiliza a estrutura, mas neste 
caso o predomínio do sódio dispersa os argilominerais gerando um horizonte B 
textural impermeável chamado de B nátrico. Este processo é caracterizado por 
um valor de pH entre 8,5 e 10, saturação de sódio na troca maior que 15% e 
condutividade elétrica maior que 4mS. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5. BIBLIOGRAFIA RECOMENDADA 
 
BRADY, N.C. & WEIL, R. The Nature and Properties of Soils. 11th edition. 
Macmillan Publsh. Company. 1999. 
 
BRASIL. Ministério da Agricultura. Departamento Nacional de Pesquisa 
Agropecuária. Divisão de Pesquisa Pedológica. 1973. Levantamento de 
reconhecimento dos solos do Estado do Rio Grande do Sul. Recife. 431p. 
(Boletim Técnico, 30) 
 
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