Apostila

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FARO Engenharia Florestal Solo I (Conteúdo 2) Anotações de Sala de Aula
Prof. Reinaldo Sure Soeiro
CURSO ENGENHARIA FLORESTAL
DISCIPLINA SOLO I
(Conteúdo 2: Intemperismo e Pedogênese)
Anotações de Sala de Aula
[adaptado de Célia Regina Lopes Zimback (UNESP) e Cristine Carole Muggler (UFV)]
Prof. Reinaldo Sure Soeiro
Porto Velho – RO
Abril / 2011
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SUMÁRIO
2SUMÁRIO	�
51. INTEMPERISMO	�
51.1. O que é?	�
51.2. Tipos e processos de intemperismo	�
51.2.1. Intemperismo físico	�
51.2.1.1. Intemperismo físico termal	�
61.2.1.2. Intemperismo físico mecânico	�
61.2.1.2.1. Congelamento de água	�
61.2.1.2.2. Cristalização de sais e crescimento de cristais	�
61.2.2. Intemperismo químico	�
71.2.2.1. Oxidação	�
71.2.2.2. Hidratação	�
71.2.2.3. Dissolução	�
71.2.2.4. Hidrólise	�
81.2.3. Intemperismo biológico	�
91.3. Atributos das rochas e intemperismo	�
91.3.1. Esfoliação esferoidal	�
101.3.2. Minerais secundários	�
111.4. Minerais argilosos silicatados	�
111.4.1. Caulinita	�
111.4.2. Grupo da Montimorilonita (esmectita)	�
121.4.3. Grupo da Vermiculita	�
121.5. Óxidos de Ferro e Alumínio	�
121.5.1. Óxidos de Ferro	�
131.5.1.1. Hematita (α–Fe2O3)	�
131.5.1.2. Goethita (α–FeOOH)	�
141.5.1.3. Magnetita (Fe3O4) e Maghemita (γ–Fe2O3)	�
141.5.2. Óxidos de Alumínio	�
142. CONST1TU1NTES DO SOLO	�
142.1. Composição volumétrica	�
152.2. Fase Sólida Mineral	�
152.3. Fase Sólida Orgânica	�
162.4. Fase Líquida	�
162.5. Fase Gasosa	�
163. RELAÇÕES DE MASSA E VOLUME DOS CONSTITUINTES DO SOLO	�
173.1. Densidade das Partículas (Dp)	�
173.2. Densidade Global (Dg)	�
183.3. Espaço Poroso (Vp) ou Porosidade (P)	�
183.4. Conteúdo de Água do Solo	�
183.4.1. Percentagem em Peso (UM)	�
193.4.1.1. Umidade Base Solo Seco (Uss)	�
193.4.1.2. Umidade Base Solo úmido (Usu)	�
193.4.2. Percentagem em volume (Uv)	�
193.4.3. Em Forma de Lâmina de Água (L)	�
203.5. Exercício de Fixação	�
204. PEDOGÊNESE	�
214.1. Fatores de formação de solos	�
214.1.1. Material de origem	�
214.1.2. Clima	�
214.1.3. Organismos	�
214.1.4. Relevo	�
224.1.5. Tempo	�
224.2. Processos de formação de solos	�
224.2.1. Adição	�
224.2.2. Perda	�
224.2.3. Transporte	�
224.2.4. Transformação	�
224. 3. Características físicas do solo	�
224.3.1. Fração Areia	�
234.3.2. Fração Silte	�
234.3.3. Fração Argila	�
234.4. Características químicas do solo	�
234.4.1. Determinações efetuadas	�
234.4.2. pH	�
234.4.3. Matéria orgânica	�
234.4.4. Hidrogênio	�
234.4.5. Alumínio	�
244.4.6. Cálcio, Magnésio, Potássio e Fósforo	�
244.4.7. Soma de bases (S)	�
244.4.8. Capacidade de troca catiônica (CTC)	�
244.4.9. Saturação por bases (V%)	�
244.4.10. Saturação por alumínio (m%)	�
245. PERFIL DO SOLO	�
255.1. Horizontes morfológicos	�
265.2. Características morfológicas do perfil	�
265.2.1. Profundidade e espessura entre horizontes	�
265.2.2. Cor	�
265.2.3. Textura	�
275.2.4. Estrutura	�
275.2.4.1. Generalidades	�
285.2.4.2. Origem da estrutura do solo	�
285.2.4.2.1. Agregação por floculação dos colóides	�
285.2.4.2.2. Expansão-contração	�
285.2.4.3. Fatores que influenciam no desenvolvimento da estrutura	�
285.2.4.3.1. Matéria orgânica	�
285.2.4.3.2. Sistema radicular	�
285.2.4.3.3. Organismos	�
285.2.4.3.4. Agentes cimentantes (minerais)	�
295.2.4.5. Tipos de estrutura	�
295.2.4.5.1. Laminar	�
295.2.4.5.2. Prismática	�
295.2.4.5.2.1. Prismática colunar	�
295.2.4.5.2.2. Colunar	�
295.2.4.5.3. Blocos	�
295.2.4.5.3.1. Blocos angulares	�
295.2.4.5.3.2. Blocos subangulares	�
305.2.4.5.4. Esferoidal	�
305.2.4.5.4.1. Granular	�
305.2.4.5.4.2. Grumosa	�
305.2.4.6. Classes de tamanho da estrutura	�
315.2.4.7. Grau de desenvolvimento da estrutura	�
315.2.4.8. Designação da estrutura	�
325.2.5. Cerosidade	�
325.2.6. Consistência	�
325.2.7. Transição entre horizontes	�
335.2.8. Símbolos aplicados aos horizontes	�
345.3. Horizontes diagnósticos	�
345.3.1. Horizontes Diagnósticos Superficiais	�
345.3.1.1. Horizonte Hístico	�
345.3.1.2. Horizonte A Chernozêmico	�
345.3.1.3. Horizonte A Proeminente	�
355.3.1.4. Horizonte A Húmico	�
355.3.1.5. Horizonte A Antrópico	�
355.3.1.6. Horizonte A Fraco	�
355.3.1.7. Horizonte A Moderado	�
355.3.2. Horizontes Diagnósticos Subsuperficiais	�
355.3.2.1. Horizonte B Textural	�
365.3.2.2. Horizonte B Latossólico	�
365.3.2.3. Horizonte B Incipiente	�
375.3.2.4. Horizonte B Espódico	�
375.3.2.5. Horizonte Plíntico	�
375.3.2.6. Horizonte Litoplíntico	�
385.3.2.7. Horizonte Glei	�
385.3.2.8. Horizonte E Álbico	�
385.3.2.9. Fragipã	�
385.3.2.10. Duripã	�
395.3.2.11. Horizonte Cálcico	�
395.3.2.12. Horizonte Petrocálcico	�
395.3.2.13. Horizonte Sulfúrico	�
395.3.2.14. Horizonte Vértico	�
405.3.2.15. Horizonte Plânico	�
405.3.2.16. Horizonte Nítico	�
405.3.3. Atributos Diagnósticos	�
405.3.3.1. Atividade da fração argila	�
405.3.3.2. Índice de Saturação por Bases (V%)	�
415.3.3.3. Caráter Alumínico	�
415.3.3.4. Mudança Textural Abrupta	�
415.3.3.5. Caráter Sódico	�
415.3.3.6. Caráter Solódico	�
415.3.3.7. Caráter Salino	�
415.3.3.8. Caráter Carbonático	�
415.3.3.9. Caráter com carbonato	�
415.3.3.10. Contato Lítico	�
415.3.3.11. Caráter Ácrico	�
425.3.3.12. Cauliníticos e Oxídicos	�
426. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS	�
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1. INTEMPERISMO
1.1. O que é?
O intemperismo é definido como conjunto de processos devidos à ação de agentes atmosféricos e biológicos que geram a destruição física e a decomposição química dos minerais das rochas expostas à superfície terrestre. 
Os materiais que encontramos na superfície da Terra são, em sua maior parte, produto das transformações que a litosfera sofre na sua interação com a atmosfera, com a hidrosfera e com a biosfera, ou seja, são produtos do intemperismo. Esses materiais constituem a base de muitas atividades humanas, tais como a agricultura, a construção de cidades, etc. A exploração sustentável desses recursos depende do conhecimento da sua natureza e da compreensão da sua gênese, o que constitui o objetivo deste capítulo. 
1.2. Tipos e processos de intemperismo
O intemperismo consiste da transformação das rochas em materiais mais estáveis em condições físico-químicas diferentes daquelas em que elas se originaram. O intemperismo pode ser causado por processos de natureza física (desgaste e/ou desintegração) e/ou química (decomposição), que as rochas sofrem ao aflorar na superfície da Terra. Os processos intempéricos são então classificados em intemperismo físico e intemperismo químico. Quando a ação de organismos vivos ou da matéria orgânica proveniente da sua decomposição participa do processo, o intemperismo é chamado de físico-biológico ou químico-biológico. 
1.2.1. Intemperismo físico
Constitui o conjunto de processos que resultam na desagregação física das rochas. Neste caso altera-se apenas a unidade física da rocha e não a sua composição química. De acordo com os fatores atuantes, o intemperismo físico pode ser subdividido em termal e mecânico.
1.2.1.1. Intemperismo físico termal
É o mais comum dos processos intempéricos de natureza física. São processos de desagregação mecânica devidos à variação de temperatura nos corpos rochosos. 
Todos os corpos se expandem quando aquecidos e se contraem quando resfriados. Desta forma, rochas submetidas a processo contínuo de expansão e contração, tendem a se fragmentar pelo enfraquecimento da sua estrutura. Além disso, as rochas são formadas, em sua maioria, por diferentes minerais que têm coeficientes de dilatação volumétrica diferentes, ampliando assim os esforços destrutivos sobre as rochas, que ao se repetirem continuamente durante séculos e séculos, provocam a fragmentação da rocha. 
Além da composição mineralógica, têm influência no intemperismo termal a cor e a granulometria da rocha. Assim, rochas mais escuras se aquecemmais, e desagregam mais facilmente. Do mesmo modo rochas de cor uniforme são menos susceptíveis de se fragmentarem do que rochas de coloração variada. Rochas grosseiras se desintegram mais facilmente do que rochas de grãos pequenos.
O intemperismo físico termal é observado em quaisquer ambientes, embora seja favorecido em ambientes onde ocorrem fortes variações de temperatura, de clima seco e pouca ou nenhuma vegetação, ou seja, em ambientes áridos ou semi-áridos.
1.2.1.2. Intemperismo físico mecânico
Neste tipo de intemperismo, os fatores atuantes são diversos e imprimem esforços mecânicos às rochas levando a sua fragmentação. O processo consiste na presença de um agente qualquer em fendas das rochas, o qual se expande e contrai, pressionando a rocha até a sua ruptura. De acordo com o agente, temos os seguintes processos: congelamento de água; e cristalização de sais e crescimento de cristais.
1.2.1.2.1. Congelamento de água
Consiste no congelamento da água inclusa em fraturas nas rochas. Ao se congelar a água aumenta em 9% o seu volume exercendo pressões da ordem de centenas de kg/cm2 sobre as paredes envolventes, podendo fragmentá-las, principalmente se houver uma repetição contínua do processo. Para que este processo ocorra, devem ser satisfeitas condições como a presença de poros e fendas na rocha, presença de água e temperaturas características de climas frios.
1.2.1.2.2. Cristalização de sais e crescimento de cristais
São processos análogos onde um é a continuação do outro. A cristalização de sais ocorre quando os sais não são lixiviados, e sim solubilizados na água existente. Ao se dar a evaporação da água os sais se precipitam, e pressionam as paredes envolventes, se estiverem em fissuras rochosas. As condições favoráveis a estes processos são a existência de pouca água e evaporação intensa, características de climas áridos e semi-áridos.
1.2.2. Intemperismo químico
O principal agente de intemperismo químico é a água, que infiltra e percola as rochas, sendo o seu efeito mais intenso na medida em que ela se acidifica devido à dissolução de CO2 da atmosfera e à presença de ácidos orgânicos. A água da chuva dissolve o CO2 da atmosfera, onde uma parte desse CO2 se combina com a água formando ácido carbônico, que é facilmente dissociado:
H2O + CO2 → H2CO3 → H+ + HCO3-; HCO3- → H+ + CO32-
Na decomposição química das rochas observa-se que a taxa de mobilidade relativa dos principais elementos químicos decresce a partir do cálcio e sódio para magnésio, potássio, silício, ferro e alumínio. Por isso as rochas que estão se decompondo tendem a perder principalmente os primeiros, e mostram um relativo enriquecimento nas proporções de óxidos de ferro, alumínio e silício. Em termos mineralógicos isso significa que esses aspectos químicos controlam a seqüência de intemperismo dos minerais petrográficos. Essa seqüência é essencialmente inversa à ordem de cristalização de Bowen. Assim, de modo geral, os minerais mais susceptíveis ao intemperismo são aqueles que se situam no topo da série, enquanto os mais resistentes situam-se gradativamente mais abaixo na série. O quartzo é extremamente resistente ao intemperismo (é o mineral comum mais resistente que há).
O intemperismo químico compreende a decomposição química dos minerais primários das rochas, e a síntese (neoformação) de minerais secundários. A decomposição dos minerais primários das rochas resulta da ação separada ou simultânea de várias reações químicas: oxidação, hidratação, dissolução, hidrólise e acidólise.
1.2.2.1. Oxidação
Consiste na mudança do estado de oxidação de um elemento, normalmente através de reação com o oxigênio. Essa reação produz a destruição da estrutura cristalina do mineral, afetando comumente rochas cujos minerais contém ferro ferroso (Fe2+), que se oxida em ferro férrico (Fe3+). Diz-se que tais rochas "enferrujam" na presença de umidade, já que a reação é acompanhada por uma mudança de cor das superfícies alteradas para avermelhado ou amarelado. 
Fe2SiO4 (Fe-olivina) + 1/2O2 + 2H2O → Fe2O3 (hematita) + H4SiO4
1.2.2.2. Hidratação 
Consiste na incorporação de água à estrutura mineral, formando um novo mineral. A hidratação dos minerais ocorre pela neutralização das superfícies das partículas dos minerais pelas cargas elétricas das moléculas de água (dipolos).
 
Fe2O3 + H2O → 2FeO(OH)
Hematita goethita
(vermelha) (amarela)
1.2.2.3. Dissolução 
Consiste da solubilização completa de alguns minerais por ácidos. Os carbonatos, por exemplo, são minerais muito susceptíveis a esse tipo de reação. Em se tratando de água pura, a dissolução dos carbonatos é mínima. Entretanto, se houver CO2 dissolvido na água, ocorre a seguinte reação: 
CaCO3 (calcita) + H+ + HCO3- → Ca(HCO3)2 (bicarbonato de cálcio)
O bicarbonato de cálcio é cerca de 30 vezes mais solúvel em água do que o carbonato de cálcio (calcita), intensificando dessa forma a dissolução dos carbonatos. Esse tipo de reação ocorre mais comumente em terrenos calcários, levando à formação de relevos cársticos.
1.2.2.4. Hidrólise 
É uma reação química entre íons H+, provenientes da ionização da água, e cátions do mineral. O íon H+ entra nas estruturas minerais, deslocando principalmente os cátions alcalinos (K+ e Na+) e alcalino-terrosos (Ca2+ e Mg2+), que são liberados para a solução. A estrutura do mineral na interface sólido/solução de alteração acaba sendo rompida, liberando Si e Al na fase líquida. Esses elementos podem recombinar-se, resultando na neoformação de minerais secundários. A hidrólise ocorre sempre na faixa de pH de 5 a 9. Se há maior ou menor percolação de água, os componentes solúveis são eliminados completa ou parcialmente, resultando, respectivamente, na hidrólise total ou parcial.
No caso dos feldspatos potássicos, temos:
KAlSi3O8 (K feldspato) + H+ + OH- → H(AlSi3O8) + K+ + OH-
Na superfície do mineral, os íons H+ substituem os íons K+. O restante do mineral não é mais estável depois desta substituição, resultando na continuação da sua decomposição hidrolítica. Na hidrólise parcial, em condições de drenagem menos eficientes, parte do Si permanece no ambiente de intemperismo; o K pode ser total ou parcialmente eliminado. Esses elementos reagem com o Al formando aluminossilicatos hidratados (argilominerais), como, por exemplo, a caulinita, no caso de remoção total do K:
2H(AlSi3O8) + 5H+ + 5OH- → Al2Si2O5(OH)4 (caulinita) + 4H2SiO3
Na hidrólise total, 100% da Si e do K são eliminados. O Si, embora seja pouco solúvel nesta faixa de pH, pode ser totalmente eliminado em condições de pluviosidade alta e drenagem eficiente:
Al2Si2O5(OH)4 (caulinita) + 5H+ + 5OH- → 2Al(OH)3 (gibbsita) + 2H4SiO4
1.2.2.5. Acidólise
É a reação de decomposição de minerais que ocorre em ambientes de clima frio, onde a decomposição da matéria orgânica é incompleta, formando-se ácidos orgânicos que diminuem muito o pH das águas (pH < 5), complexando e solubilizando o Fe e o Al. Em condições de pH < 3, a acidólise é total:
KAlSi3O8 (K feldspato) + 4H+ + 4H2O → 3H4SiO4 + Al3+ + K+
Nestas condições, formam-se solos constituídos praticamente apenas dos minerais primários mais insolúveis como o quartzo. A acidólise parcial ocorre quando as soluções de ataque apresentam pH entre 3 e 5 e, neste caso a remoção do Al é apenas parcial.
1.2.3. Intemperismo biológico
São chamados de intemperismo biológico, os processos de intemperismo de rochas causados por fatores biológicos. O papel dos organismos é determinado pela sua capacidade de assimilar vários elementos da rocha em processo de alteração, e de produzir em seu metabolismo� agentes químicos como, por exemplo, os ácidos orgânicos. Tais processos podem ser tanto de natureza física como química. São processos de natureza física causados por organismos, entre outros, a pressão de crescimento de raízes, no caso destas estarem ocupando fendas de rochas. Assim, animais escavadorestambém têm papel importante ao facilitarem a remoção de materiais alterados. Entretanto, os processos de natureza química são muito mais importantes, destacando-se processos no quais vegetais superiores promovem a dissolução química das rochas através de substâncias ácidas produzidas pelas suas raízes, e assimilam elementos tais como K, Na, Ca, Al, Fe etc, existentes nos minerais das rochas. Os primeiros estágios da decomposição biológica de rochas são associados com microrganismos (fungos e bactérias) que "preparam" a rocha para o ataque químico seguinte promovido por liquens, algas e musgos, sendo os últimos estágios associados com vegetais superiores. 
1.3. Atributos das rochas e intemperismo
As características das rochas que influenciam a sua alteração devem ser avaliadas quanto à sua importância relativa no intemperismo. Deste modo, ao se avaliar a resistência de uma rocha ao intemperismo devem ser consideradas as seguintes características: composição mineralógica; textura; e estrutura.
Os minerais apresentam diferenças quanto à resistência ao intemperismo e, assim, as rochas de diferentes composições também apresentarão diferenças. Como regra geral, a resistência à alteração é inversa à ordem de cristalização da série de Bowen. Assim, por exemplo, os silicatos ferromagnesianos são mais susceptíveis à alteração do que os demais silicatos.
O tamanho dos minerais na rocha (granulometria) também influencia a sua resistência ao intemperismo, uma vez que quanto mais grosseira a granulometria da rocha, mais facilmente ela se intemperizará, se os demais atributos forem similares. A presença de estruturas tais como, xistosidade, foliação gnáissica, estratificação, vesículas etc, tende a facilitar o intemperismo de uma rocha em relação àquelas que tenham estrutura homogênea (maciça).
1.3.1. Esfoliação esferoidal
As rochas tendem a se desagregar segundo suas isotermas (linhas de igual aquecimento), ou “isolinhas” de fraqueza. Assim, se a rocha tiver inicialmente uma forma poliédrica qualquer (situação comum, devido ao fraturamento generalizado de grande parte das rochas), ela tende a se intemperizar primeiro nos vértices, seguidos das arestas, e então no restante das faces, assumindo deste modo uma forma arredondada. Esse sólido arredondado, por sua vez, tende a se descamar em cascas concêntricas tal como se verifica numa cebola. Esta feição recebe o nome de esfoliação esferoidal. A esfoliação esferoidal é comumente observada em rochas de estrutura maciça e granulação uniforme. 
As rochas constituem o material de origem, um dos fatores de formação do solo. A influência do material de origem nos solos é muito importante. Assim, solos jovens mostram, entre outros atributos, minerais primários provenientes da rocha de origem, guardando de forma inequívoca as características desta. Mesmo em solos muito intemperizados ("velhos"), persistem heranças da rocha de origem, como demonstrado pelos Latossolos Roxos desenvolvidos sobre rochas ígneas básicas (basaltos, diabásios e gabros, por exemplo).
O intemperismo atuando continuamente sobre os solos tende a homogeneizá-los com o tempo. Desse modo rochas diferentes podem originar solos semelhantes, assim como podem originar solos diferentes, mesmo em seu estágio mais avançado de intemperismo. A trajetória dessa tendência à homogeneização depende dos fatores de formação do solo, podendo a homogeneização nunca ser atingida. Por exemplo:
	Gnaisse
	
	
	 
	LV (Latossolo Vermelho-Amarelo) (1)
	Granito LV
	
	
	
	LR (Latossolo Roxo) (2)
	Basalto LR
	
	
Nos exemplos anteriores observamos que rochas diferentes podem originar solos semelhantes como em (1), mas podem também resultar em produtos finais que jamais serão iguais (1 e 2) por mais intenso que seja o intemperismo.
Assim, considerando as diferenças e similaridades entre rochas e seus produtos de intemperismo, RESENDE et al. (1983)� propuseram um reagrupamento dos tipos comuns de rochas, adaptado para a pedologia. Estes autores propõem Geologia e grupos de rochas que guardam uma relação de causa e efeito mais direta entre os atributos da rocha de origem e as características e comportamento do solo resultante.
 
Os grupos propostos são os seguintes:
G1 - Rochas graníticas (granitos, granodioritos, gnaisses claros);
G2 - Rochas máficas (basaltos, diabásios, gabros);
G3 - Rochas pelíticas e metapelíticas (argilitos, folhelhos, siltitos, ardósias, filitos, micaxistos);
G4 - Rochas psamíticas e metapsamíticas (arenitos, quartzitos);
G5 - Rochas calcárias (calcários, mármores, dolomitos, margas);
G6 - Rochas ferruginosas (itabiritos, concreções ferruginosas);
G7 - Depósitos aluviais;
G8 - Gnaisses (biotita-gnaisses, biotita-xistos);
G9 - Rochas psefíticas (conglomerados, brechas);
G10 - Depósitos orgânicos.
1.3.2. Minerais secundários
Os minerais secundários são aqueles formados pela desintegração e alteração dos minerais primários submetidos ao intemperismo. Neste processo existe a formação de novos minerais, normalmente de tamanho menor e mais ajustados às novas condições de equilíbrio que são bem diferentes daquelas da formação das rochas. Os minerais secundários constituem praticamente a totalidade da fração mais fina do solo, ou seja, a fração de tamanho denominada de argila.
A denominação minerais argilosos será a forma genérica de denominação dos minerais secundários silicatados e dos minerais secundários oxídicos de Fe e Al que designam os óxidos (O), hidróxidos (OH) e oxihidróxidos (O,OH) de Fe e Al. 
Os minerais argilosos silicatados são essencialmente silicatos de alumínio hidratados com magnésio ou ferro substituindo total ou parcialmente o alumínio e podem apresentar elementos alcalinos ou alcalinos-terrosos como constituintes. Os principais exemplos são: caulinita, montmorilonita, vermiculita, etc.
Os minerais argilosos oxídicos de Fe e Al ocorrem em formas cristalinas ou amorfas, sendo as formas cristalinas representadas principalmente pela goethita (FeOOH) hematita (Fe2O3) e gibbsita [Al (OH)3].
A fração argila dos solos apresenta grande importância por ser a fração ativa do solo e que participa de praticamente todas as reações físico-químicas que ocorrem nos solos. Em geral, os minerais da fração argila possuem tamanho reconhecido como da fração coloidal (de tamanho muito pequeno) com a presença de cargas de superfície, o que possibilita a adsorção de íons; promove a retenção de água e, além disso, esses minerais apresentam plasticidade e pegajosidade; são susceptíveis de dispersão e floculação; exibem dureza e tenacidade no estado seco; variam de volume conforme a umidade e desempenham papel importante na cor e agregação dos solos minerais.
1.4. Minerais argilosos silicatados
O termo argila, lato sensu, não possui sentido mineralógico, sendo aplicado a todas às partículas com granulação muito fina encontradas nas análises granulométricas de sedimentos e solos. Esta é uma definição de argila baseada na granulometria, segundo a qual, independentemente das composições química ou mineralógica, a argila compreende partículas com diâmetro inferior a 0,004 mm, segundo WENTWORTH (1922), ou 0,002 mm, segundo outros autores.
Outra definição de argila é baseada na composição química. Segundo esta definição, as argilas compreendem os silicatos de alumínio hidratados pertencentes aos grupos da caulinita, montmorillonita (esmectita), illita e também clorita, e vermiculita de granulação fina. Estes minerais são conhecidos também pela denominação argilominerais.
1.4.1. Caulinita
A fórmula ideal da caulinita é Al2Si2O5(OH)4. É um mineral argiloso silicatado de ocorrência extremamente grande em solos brasileiros. Normalmente tem uma morfologia hexagonal, superfície específica bastante baixa na faixa de 10 – 20 m2/g e uma CTC que varia na faixa de 3 – 10 meg/100g. A CTC é altamente dependente do pH, o que parece mostrar que, predominantemente,as cargas da caulinita são desenvolvidas em função do pH e não são o produto de substituições isomórficas na estrutura. Essas cargas se desenvolvem nas bordas quebradas do mineral. 
A caulinita é, em geral, uma argila de atividade bastante baixa, em termos de atividade coloidal. Assim ela apresenta baixa plasticidade e pegajosidade e também baixa capacidade de expansão e contração.
1.4.2. Grupo da Montimorilonita (esmectita)
A fórmula típica da montmorilonita com Na como cátion trocável é:
Na0,67Si8(Al3,33Mg0,67)O20(OH)4
Devido à expansão das lâminas, a montmorilonita apresenta uma alta superfície específica na faixa de 600-800 m2/g na maioria, devido as superfícies internas. A CTC varia na faixa de 80-120 cmolc/Kg e é praticamente independente do pH, ou seja, a maioria das cargas é originária da substituição isomórfica (carga permanente). 
Por essas características, a montmorilonita é uma argila de atividade alta, apresentando alta plasticidade e pegajosidade e uma capacidade muito grande de expansão e contração, o que provoca muitas rachaduras no solo quando seco.
1.4.3. Grupo da Vermiculita
A vermiculita é também argila de alta atividade, apresentando uma CTC� de 100-160 cmolc/Kg que é maior que da montmorilonita pela densidade de cargas maior. A superfície específica é semelhante à da montmorilonita na faixa de 600-800 m2/g. A vermiculita expande menos que a montmorilonita e praticamente não expande se saturada com K+ ou NH4+. Isso ocorre devido à alta especificidade das posições internas das camadas por esses tipos de cátions. Eles são “fixados” pela vermiculita e não são trocados facilmente.
Outros minerais silicatados como micas hidratadas, cloritas, etc. tem
importância relativamente menor na fração argila dos solos brasileiros.
1.5. Óxidos de Ferro e Alumínio
Os óxidos de Fe e Al são minerais secundários de importância muito significativa nos solos de regiões tropicais em geral, e dos solos brasileiros em particular. A presença desses óxidos na fração argila dos solos mencionados é quase obrigatória e sua influência nas propriedades dos solos é muito sentida.
1.5.1. Óxidos de Ferro
Mediante o intemperismo de minerais primários, principalmente os ferromagnesianos, há a liberação do Fe através de uma reação hidrolítica e oxidativa:
Fe2SiO4 +½ O2 + 3H2O → 2 FeOOH + H4SiO4
 Faialita Goethita
Em termos pedogenéticos essa é uma reação praticamente irreversível. Dependendo das condições do meio onde o mineral primário está sendo intemperizado, tem-se a formação de uma das formas de óxidos de Fe como hematita, goethita, lepidocrocita, maghemita, ferridrita, etc. Uma boa informação sobre o estágio de intemperismo dos solos pode ser obtida ao se comparar o teor total de Fe de um solo como o teor de Fe na forma de óxidos. Teores totais de Fe maiores que teores de óxidos de Fe nos solos indicam solos mais jovens ao passo que teores semelhantes dessas duas quantidades significam a presença de solos mais velhos.
O que faz os óxidos de Fe importantes como indicadores de pedogênese não é apenas a sua presença, mas também a forma mineral presente e as suas características. Assim, mesmo em concentração baixa no solo, os óxidos de ferro têm alto poder pigmentante e influem na coloração dos solos de maneira bem nítida. As cores vermelhas, impressas pela hematita, as amarelas, características da goethita e as intermediárias entre as duas, derivadas da atuação conjunta da hematita e da goethita, que são típicas da maioria dos solos brasileiros, expressam bem essas afirmativas. Particularmente, a hematita tem o mais alto poder pigmentante como se pode deduzir pelas informações de campo que demonstram que solos amarelos, normalmente, não contêm nenhuma hematita ao passo que solos vermelhos, ainda que de coloração intensa, geralmente possuem alguma goethita. O Fe é um elemento muito afetado pelas condições de oxi-redução do meio e está presente nos principais óxidos, como hematita e goethita, na forma de Fe3+. 
Assim, se houver condições redutoras no meio no qual ele se encontra, ele pode ser reduzido a Fe2+ que é uma forma bem mais solúvel de Fe. O alagamento, por exemplo, é a condição mais comum de redução do solo causando a destruição da hematita ou goethita, retirando com isso as colorações amareladas, alaranjadas ou avermelhadas típicas desses óxidos. Nesses locais, os solos ficarão com colorações esbranquiçadas ou acinzentadas dependendo do tipo de argila silicatada e/ou do teor de matéria orgânica.
Os óxidos de ferro afetam a estrutura dos solos ajudando na formação de agregados pequenos e extremamente estáveis como na estrutura latossólica, típica dos Latossolos brasileiros. Estrutura latossólica é aquela na qual as partículas de argila, normalmente caulinita e óxidos de Fe e Al, se reúnem para formar agregados que por sua estabilidade se comportam como se fossem partículas de areia. Isso gera uma massa de material muito friável que se esboroa muito facilmente e que recebe a denominação comum de pó de café. Geralmente os óxidos de Fe têm superfície específica alta e devido à sua natureza química, podem adsorver ânions e cátions. Ânions como o fosfato, o que os torna de importância agrícola grande e cátions como os principais metais pesados (Cd, Cr, Cu, Ni, Pb, Zn, etc) o que os torna importantes em estudos de proteção ao meio ambiente. Alguns óxidos de Fe podem ter estruturalmente elementos com Cu, Zn, V, Cr, Co, Ni, etc. Alguns desses elementos são nutrientes essenciais às plantas e podem ser lentamente liberados na solução dos solos.
Assim, uma vez que os solos tropicais têm uma tendência ao acúmulo residual de óxidos, os minerais argilosos oxídicos influenciam sobremaneira as propriedades dos solos brasileiros.
1.5.1.1. Hematita (α–Fe2O3)
Nos solos a hematita dá a cor característica vermelha e tem um poder pigmentante bastante grande e mesmo a baixas concentrações, ela consegue imprimir a sua cor característica. Posições mais elevadas na paisagem, solos derivados de rochas ricas em minerais ferromagnesianos, regiões mais quentes, são algumas situações que favorecem esse óxido de Fe.
1.5.1.2. Goethita (α–FeOOH)
Goethita é a mais freqüente forma de óxido de ferro nos solos brasileiros. Ela ocorre em quase todos os tipos de solos e condições climáticas e é responsável pelas cores amarelas e bruno-amareladas tão espalhadas em solos brasileiros. Juntamente com a hematita ela se faz presente em quase todos os solos das regiões tropicais e subtropicais, mostrando que as duas tem uma estabilidade termodinâmica semelhante.
1.5.1.3. Magnetita (Fe3O4) e Maghemita (γ–Fe2O3)
Magnetita normalmente aparece como mineral acessório em algumas rochas ígneas e é presença quase obrigatória na fração areia de alguns solos brasileiros que são, em geral, derivados de rochas básicas ou ultrabásicas.
Maghemita ocorre freqüentemente em solos de regiões tropicais e subtropicais, parte das vezes associada às rochas básicas, como nos Latossolos Roxos, onde ela é presença quase obrigatória na fração argila.
Magnetita e maghemita são óxidos de Fe com alta susceptibilidade magnética, o que permite separar os Latossolos Roxos de outros solos semelhantes na região apenas com um pequeno ímã de mão.
1.5.2. Óxidos de Alumínio
Os óxidos de Al são também importantes minerais secundários nos solos brasileiros. Eles podem estar presentes em solos jovens como produto do intemperismo intenso e rápido de minerais primários em rochas aluminosas ou o mais usual é que os óxidos de Al predominem em solos que já perderam, por lixiviação, quase todos os seus constituintes. Nessa segunda forma os óxidos de Al estariam entre os últimos minerais na escala do intemperismo e, por isso mesmo, presentes nos solos mais antigos da crosta terrestre. Apesar de existirem vários óxidos de Al, apenas um deles é importante nos solos, que é o mineral chamado gibbsita. É constituído de alumínioe de hidroxilas, tem como fórmula Al(OH)3. 
2. CONSTITUINTES DO SOLO 
2.1. Composição volumétrica
Um determinado volume de solo é composto de três fases: sólida; líquida; e gasosa. A Figura abaixo apresenta uma distribuição aproximada dos constituintes de um solo superficial argiloso, em ótimas condições para o crescimento das plantas. Observa-se que contém aproximadamente 50% de fase sólida, 25 % de fase liquida e 25 % de fase gasosa. A fase sólida é formada por aproximadamente 45% de minerais e 5% de matéria orgânica. A proporção de água e ar, logicamente, varia dependendo das condições naturais as quais o solo está submetido. De qualquer forma, a porosidade não ocupada pela fase líquida é ocupada pela fase gasosa.
A fase sólida consiste de partículas de vários tamanhos, formas e composições químicas diferentes. Divide-se em: Fase Sólida Mineral e Fase Sólida Orgânica. 
2.2. Fase Sólida Mineral
A fase sólida mineral é constituída normalmente de pequenos fragmentos de rocha e minerais de natureza variada. Os fragmentos de rocha são restos de material rochoso de onde se formou o regolito e eventualmente o solo, sendo geralmente muito grossos (seixos, blocos, matacões). Os minerais são muito variáveis em tamanho, alguns grandes como fragmentos de rocha (areias muito grossas) e outros de tamanho coloidal ou fino (argilas). Os minerais grandes como o quartzo e feldspatos são chamados de minerais primários e se caracterizam por terem urna composição muito similar à composição da rocha mãe original. Os minerais finos tais como, as argilas e óxidos de Fe e Al, formados por intemperização, são chamados de minerais secundários e caracterizam-se por terem mudado sua composição e serem, normalmente, completamente diferentes, em natureza, da rocha original. 
A ampla gama de tamanhos das partículas se deve ao fato de a rocha mãe desintegrar-se bioquimicamente pela ação dos agentes de formação do solo. Caso fosse simplesmente uma trituração, se originariam apenas partículas grossas de diâmetro entre 0,05 e 0,10 mm. Os grãos finos, de tamanho inferior a 0,05 mm, formam-se pela dissolução dos minerais contidos na rocha e urna cristalização posterior em camadas finíssimas. Devido a este fato, o solo não tem uma composição mineral idêntica a da rocha matriz, da qual se originou. 
2.3. Fase Sólida Orgânica
É uma acumulação de resíduos animais e vegetais parcial ou totalmente decompostos. A matéria orgânica do solo pode ser subdividida em duas partes de materiais: 
Material original, parcialmente decomposto (restos de folhas, raízes, animais, excreções etc); e 
Material completamente decomposto, gelatinoso, rica em fósforo, cálcio e nitrogênio, chamada de húmus. 
A matéria orgânica está em constante processo de decomposição, sendo atacada continuamente pelos microorganismos do solo. Conseqüentemente, é um constituinte transitório e deve ser constantemente renovado. Embora o conteúdo de matéria orgânica do solo seja baixo (em geral, 3 a 5%), seu efeito sobre as propriedades deste e, portanto, sobre o crescimento das plantas é enorme. A matéria orgânica, além de proporcionar nutrientes as plantas, atua como um condicionador do solo, melhorando suas propriedades físicas. Através da sua ação na condição física do solo, a matéria orgânica aumenta a capacidade de retenção de água do solo e a sua disponibilidade para as plantas. Finalmente, a matéria orgânica é a principal fonte de energia para os microorganismos do solo, e sem ela a atividade bioquímica do solo é praticamente paralisada.
 	 
Na maior parte dos solos, o conteúdo de matéria orgânica varia de 0,4 a 5%. Devido à predominância da fase sólida mineral, os solos são referidos como solos minerais ou inorgânicos. No entanto, em áreas alagadas ou mangues, onde as condições anaeróbicas impedem a decomposição da matéria orgânica, esta é acumulada dando origem aos solos orgânicos com conteúdos de matéria orgânica que podem chegar a 95%. Oitenta por cento (80%) é urna media bastante representativa para estes solos. Como é de se esperar, as propriedades destes solos são marcadamente diferentes dos solos minerais. Os solos orgânicos são muito utilizados na produção de hortaliças, pois respondem muito bem a práticas agrícolas intensivas. 
2.4. Fase Líquida
É a água ou a solução do solo que ocupa parte dos espaços porosos do solo. A variável quantidade de água contida num volume de massa de solo e o estado energético desta são importantes fatores que influenciam o crescimento das plantas. Numerosas propriedades dos solos dependem do conteúdo de água. Este determina também o conteúdo de Ar do solo e seu intercambio gasoso, afetando assim a respiração das raízes e o status químico do solo (reações de redução e oxidação). 
2.5. Fase Gasosa
É o ar do solo, que ocupa o espaço poroso não ocupado pela fase líquida. 
O processo de aeração do solo é um dos principais determinantes da produtividade do solo. As raízes das plantas absorvem oxigênio e liberam anidro carbônico durante o processo de respiração. Na maior parte das plantas, a transferência interna de oxigênio das folhas às raízes não pode ser realizada sem a presença de oxigênio na zona radicular. Uma adequada respiração precisa que o solo esteja bem arejado. Os organismos do solo respiram e sob condições de inadequada aeração, podem competir por oxigênio com as raízes das plantas. Através da fase gasosa realizam-se o transporte do hidrogênio, oxigênio e anidrido carbônico, elementos indispensáveis ao crescimento das plantas.
3. RELAÇÕES DE MASSA E VOLUME DOS CONSTITUINTES DO SOLO 
Considerem-se um volume de solo Vtotal, constituído de um volume de sólidos Vs (correspondente a uma massa de solo Ms. ); um volume de água Va (correspondente a uma massa de água Ma); e um volume de ar Var (correspondente a uma massa de ar Mar). 
O Quadro abaixo apresenta um esquema da constituição do solo.
	Volume total do solo
	Volume dos constituintes
	Constituintes do solo
	Massa dos constituintes
	Massa total do solo
	Vtotal
	Vs
	Sólido
	Ms
	Mtotal
	
	Va
	Água
	Ma
	
	
	Var
	Ar
	Mar
	
As relações entre a massa e o volume dos constituintes do solo dão origem às seguintes propriedades dos solos: densidade das partículas; densidade global; espaço poroso ou porosidade; e conteúdo de água no solo.
3.1. Densidade das Partículas (Dp)
É chamada também de Densidade Real. É a massa específica média do volume sólido do solo. 
Dp=Ms/Vs (g/cm3)
O Quadro abaixo apresenta típicos valores de Densidade Real ou das Partículas para alguns constituintes do solo:
	Material
	Densidade Real (g/cm3)
	Húmus
	1,3 – 1,5
	Argila
	2,2 – 2,5
	Quartzo
	2,5 – 2,8
	Feldspato
	2,5 – 2,6
	Calcita
	2,6 – 2,7
	Limonita
	3,5 – 4,0
	Hematita, pirita e magnetita
	4,9 – 5,3
Considerando-se a proporção em que estes materiais encontram-se no solo e a pouca variação existente entre solos, a Sociedade Internacional de Ciência de Solos adota como padrão uma densidade de partículas igual a 2,65 g/cm3.
 3.2. Densidade Global (Dg)
É chamada também de Densidade Aparente. É a massa específica média do volume total do solo. 
Dg=Ms/ Vtotal (g/cm3)
 
Observa-se que, tanto para a Dg como para a Dp, não se considera a massa do ar, por ser variável e não caracterizar o solo. 
Num solo superficial de textura média, onde aproximadamente 50% do solo é constituído pela fase sólida (Vtotal = 2 Vs), a densidade global é aproximadamente igual a metade da densidade das partículas. 
Dg= Ms/Vtotal = Ms/2Vs = ½ (Ms/Vs) = l/2 Dp
	 O quadro a seguir apresenta valores médios de Densidade Global para diferentes classes texturais de solo.
	Classe 
Textural
	Densidade Global (g/cm3)
	Areia
	1,3 – 1,6
	Silte
	1,1 – 1,5
	Argila
	0,9 – 1,1
Quanto mais fino o material, maior a porosidade total, menor a massa específicada fração sólida e, conseqüentemente, menor a densidade global.
3.3. Espaço Poroso (Vp) ou Porosidade (P)
É o volume de solo ocupado por água (Va) mais o volume ocupado por ar (Var). Assim: 
Vp = P = Va + Var 
Quando Va e Var são expressos como uma fração do volume total do solo, Va, Var e Vp são denominados, respectivamente, de espaço poroso cheio com água (θ), espaço poroso cheio com ar (Y) e Porosidade Total (Pt). Assim:
θ = (Va/Vtotal) x 100
Y = (Var/Vtotal) x 100
P = θ + Y
Pt = (Va/Vtotal) x 100 + (Var/Vtotal) x 100
Pt = 100 x (Va/Vtotal + Var/Vtotal)
Pt = 100 (Va + Var)/Vtotal (%)
Outra forma de definir ou obter a Porosidade Total é através da equação de VEIHMEYER:
Pt = (1 – Dg/Dp) x 100 (%)
Geralmente a porosidade total de um solo mineral varia entre 35%, para solos compactados, a 60%, para horizontes superficiais soltos.
3.4. Conteúdo de Água do Solo
É a quantidade de água perdida por uma amostra de solo submetida a uma temperatura de 105ºC durante 24 a 48 horas. Pode ser expresso como:
3.4.1. Percentagem em Peso (UM)
É a massa de água contida numa massa de solo. Pode ser expressa baseada na massa do solo seco (Umidade Base Solo Seco) ou baseada na massa do solo úmido (Umidade Base Solo Úmido).
3.4.1.1. Umidade Base Solo Seco (Uss)
Uss = (Massa de água/Massa solo seco) x 100
Uss = (Ma/Mss) x 100 (%)
3.4.1.2. Umidade Base Solo úmido (Usu)
Usu = (Massa de água/Massa solo úmido) x 100
Usu = (Ma/Msu) x 100 (%)
3.4.2. Percentagem em volume (Uv)
A umidade do solo expressa em volume (%) corresponde à porosidade cheia com água (θ) expressa como uma fração de um volume unitário, com valores entre 0 e 1.
Uv = (Volume de água/Volume total do solo) x 100
Uv = (Va/Vtotal) x 100
Uv = θ (%)
3.4.3. Em Forma de Lâmina de Água (L)
L = Volume de água (cm3)/Área unitária (cm2) 
L = Va (cm3)/ A (cm2) (cm)
 
 Área (A)
 dar Ar
 
 D da Água
 
 ds Sólidos
Volume total = Área x Altura(Profundidade = D)
Vtotal = A x D A = Vtotal / D
θ = Va/Vtotal Va = θ x Vtotal 
L = Va/A L = (θ x Vtotal) / A L = (θ x Vtotal) / (Vtotal / D)
L = θ x D (nas unidades de D)
3.5. Exercício de Fixação
Num perfil de solo com 1,0 metro de profundidade, onde o ar ocupa 21 cm3, a água 34 cm3 e os sólidos 45 cm3, sendo suas massas, respectivamente, 0,0 g, 34 g e 126 g, calcular: (a) a Densidade das Partículas; (b) a Densidade Global; (c) a Umidade Base Solo Úmido; (d) a Umidade Base Solo Seco; (e) a Umidade Expressa em Volume; (f) a Porosidade (Espaço Poroso Cheio com Água); (g) a Porosidade Total, (h) o Espaço Poroso Cheio com Ar, e (i) a Lâmina de Água.
	Profundidade (m)
	Constituintes
	Volumes (cm3)
	Massas (g)
	1,0
	Ar
	21
	0,0
	
	Água
	34
	34
	
	Sólidos
	45
	126
Resolução do exercício	
(a) Dp = Ms/Vs Dp = 126 g/45 cm3 Dp = 2,8 g/cm3 
(b) Dg = Ms/Vt Dg = 126 g/100 cm3 Dp = 1,26 g/cm3
(c) Usu = (Ma/Msu) x 100 Usu = (34 g/160 g) x 100 Usu = 21,25%
(d) Uss = (Ma/Mss) x 100 Uss = (34 g/126 g) x 100 Uss = 26,98%
(e) Uv = (Va/Vtotal) x 100 Uv = (34 cm3/100 cm3) x 100 Uv = 34% 
(f) θ = (Va/Vtotal) x 100 θ = (34 cm3/100 cm3) x 100 θ = 34%
 
(g) Pt = 100 (Va + Var)/Vtotal Pt = 100 (34 cm3 +21 cm3)/100 cm3 Pt = 55%
 
(g) Pt = (1 – Dg/Dp) x 100 Pt = (1 - 1,26 /2,8) x 100 Pt = 55%
(h) Y = (Var/Vtotal) x 100 Y = (21 cm3/100 cm3) x 100 Y = 21%
(i) L = θ x D L = 34% x 1,0 m L = 0,34 m (ou 34 cm)
4. PEDOGÊNESE 
Pedogênese vem a ser a formação do solo, incluindo os fatores e processos de formação de solos, fazendo com que, em virtude da variação desses fatores e processos, os vários solos apresentem propriedades e características que diferenciam uns dos outros. 
4.1. Fatores de formação de solos 
Os fatores de formação de solos são: material de origem, clima, organismos, relevo e tempo. 
4.1.1. Material de origem 
Vem a ser o material que dá origem ao solo, podendo ser constituído de rochas (magmáticas, metamórficas e sedimentares), sedimentos e material de decomposição de rochas transportados. Vários minerais constituintes do material de origem permanecem inalterados, enquanto outros sofrem decomposição, por ação química, transformando-se em minerais extremamente úteis no solo, e liberando cátions e ânions que poderão ser absorvidos pelas plantas. Materiais de origem diferentes darão origem a solos diferentes, e mesmo material de origem pode dar origem a solos iguais ou a solos diferentes, de acordo com os outros fatores de formação de solos. O material de origem assume uma grande importância, visto que as propriedades e características do solo dependem, em primeiro lugar, da composição do material de origem, bastando observar as diferenças existentes entre uma Terra Roxa Estruturada (derivada de basalto) e de uma Areia Quartzosa (derivada de arenito). 
4.1.2. Clima 
O clima assume uma importância bastante grande, uma vez que o solo, sendo produto do intemperismo do material de origem, apresenta propriedades e características diferenciadas em função do clima. Assim é que solos formados sob clima tropical são solos bastantes intemperizados, enquanto aqueles formados sob clima temperado são bem menos intemperizados. Quanto mais quente e úmido o clima, maior a lixiviação de minerais, inclusive de bases, tornando o solo mais pobre e mais ácido. 
4.1.3. Organismos 
Os organismos influem na formação do solo, considerando-se que são fornecedores de matéria orgânica, bem como contribuem com determinados compostos orgânicos que podem promover diferenciação entre alguns solos. 
4.1.4. Relevo 
O relevo influencia o solo resultante condicionando a penetração de água no solo, e com isso interferindo na intensidade de intemperismo. A Figura 2 mostra essa influência. Em áreas planas (A), na parte alta do relevo ocorre penetração de grande quantidade de água, com pequena formação de enxurrada, ocasionado uma lixiviação interna bastante grande, com a formação de solos profundos, altamente intemperizados, bastante ácidos e pobres em nutrientes. Em áreas declivosas (B), a penetração de água é menor, com formação de mais enxurrada, ocasionando uma lixiviação menos intensa, e formando solos mais rasos, menos intemperizados, menos ácidos e com mais nutrientes. Nas áreas de baixada (C), ocorre ganha de material, seja por meio da enxurrada, seja através do lençol freático, sem ocorrência de lixiviação, formando solos rasos, não muito intemperizados, porém não muito ácidos e normalmente ricos em nutrientes. 
4.1.5. Tempo 
O tempo é um fator formador de solo, uma vez que essa formação é resultado de reações químicas , bem como da ação das forças físicas de atração de partículas, que demandam tempo para se manifestarem. Certas reações demandam mais tempo que outras, fazendo com que haja solos que demoram mais tempo para atingirem seu ponto de equilíbrio. 
4.2. Processos de formação de solos 
Os processos de formação de solos são o resultado da combinação dos fatores de formação, e são os seguintes: adição; perda; transporte; e transformação. 
4.2.1. Adição 
Diz respeito a tudo o que entra no corpo do solo, vindode fora dele, seja através da adição de compostos orgânicos, seja pela adição de componentes minerais, trazidos pela erosão ou pela água do lençol freático. 
4.2.2. Perda 
Diz respeito a tudo o que sai do corpo do solo, seja pela erosão ou pelas queimadas (pela superfície), seja pela lixiviação (em profundidade). 
4.2.3. Transporte 
Diz respeito a tudo o que é transportado dentro do corpo do solo, por processos seletivos (migração de argila etc), ou por processos não seletivos (transporte por formigas, cupins etc). 
4.2.4. Transformação 
Diz respeito à transformação sofrida pelos minerais constituintes do material de origem, dando origem aos minerais secundários, principalmente aos minerais de argila, ou à transformação dos compostos orgânicos adicionados ao material durante a formação do solo.
4. 3. Características físicas do solo
A principal característica física do solo é a textura que será descrita a seguir, estando bastante relacionada com a utilização e produtividade do solo.
Textura diz respeito às dimensões e características das partículas primárias do solo. Essas partículas são agrupadas em função do tamanho, porém apresentam características comuns.
4.3.1. Fração Areia
Compreende partículas de dimensões entre 2 e 0,05mm, é constituída quase que essencialmente de quartzo, apresenta aspereza ao tato, é responsável pelo aparecimento de macroporos, e portanto pela aeração do solo, retem pouca água e poucos nutrientes.
4.3.2. Fração Silte
Compreende partículas de dimensões entre 0,05 e 0,002mm, é constituída em sua maior parte por quartzo, apresenta a sensação de serosidade (sensação de seda) ao tato, promove o aparecimento de poucos poros, podendo causar adensamento do solo, retém pouca água e poucos nutrientes.
4.3.3. Fração Argila
Compreende partículas com dimensões menores que 0,002mm. Constituída em sua maior parte por minerais de argila, apresenta sensação de untuosidade (sensação de talco) ao tato, promove a estruturação do solo, fazendo com que ocorra o aparecimento de um alto volume de poros, principalmente de microporos, retém muita água e muitos nutrientes. 
4.4. Características químicas do solo
As principais características químicas do solo, descritas a seguir, são aquelas utilizadas para fins de classificação de solos; no entanto, essas características químicas estão relacionadas com o uso do solo e o desenvolvimento das plantas.
4.4.1. Determinações efetuadas
Numa análise química de solo determina-se: pH (em água, KCl e CaCl2), Matéria orgânica (%), hidrogênio (H), alumínio (Al), fósforo (P), cálcio (Ca), magnésio (Mg), potássio (K), soma de bases (S), capacidade de troca catiônica (CTC), saturação por bases (V%) e saturação por alumínio (m).
4.4.2. pH
Mede a acidez do solo, isto é, quanto menor o valor (abaixo de 7), mais ácido é o solo; valor igual a 7 indica neutralidade e valores superiores a 7 indicam caráter alcalino.
4.4.3. Matéria orgânica
Indica a porcentagem de matéria orgânica coloidal que ocorre no solo. Valores muito altos (acima de 30%) indicam solo orgânico.
4.4.4. Hidrogênio
Determina a acidez do solo, de modo que quanto maior o teor de Hidrogênio, menor o pH, e portanto maior a acidez.
4.4.5. Alumínio
Solúvel em meio ácido, ocorre quando o solo está com acidez elevada, e é tóxico para as plantas.
4.4.6. Cálcio, Magnésio, Potássio e Fósforo
Macronutrientes das plantas, determinados em meq/100g (Ca, Mg, K) e em ppm (P).
4.4.7. Soma de bases (S)
Representa a soma das bases presentes, isto é, a soma dos teores de cálcio, magnésio e potássio.
4.4.8. Capacidade de troca catiônica (CTC)
Significa a capacidade que o solo possui de armazenar nutrientes, é expresso em meq/100g, e corresponde à somatória dos cátions presentes, isto é, a soma de bases mais hidrogênio e alumínio (S + H + Al).
4.4.9. Saturação por bases (V%)
Significa a relação entre as bases presentes com a CTC, é expressa em porcentagem e determinada pela fórmula: S x 100 / CTC.
4.4.10. Saturação por alumínio (m%)
Significa a relação entre o teor de alumínio em relação à somatória de soma de bases e alumínio, é expressa em porcentagem e determinada pela fórmula: Al x 100 / S + Al.
5. PERFIL DO SOLO
A medida que o material de origem se transforma em solo, ele vai se diferenciando em camadas, mais ou menos paralelas às superfícies, camadas estas que denominamos Horizontes. O conjunto de horizontes, situados em uma seção vertical que vai da superfície até o material originário, é o perfil do solo.
Os horizontes de um perfil de solo são formados por processos de adição, perdas, transformações e translocações devido ao fato de estes processos ocorrerem com intensidades diferentes através do regolito. Entende-se por regolito todo material inconsolidado ou começando a se decompor, que esta sobre uma rocha.
Os perfis mostram as características do solo numa direção, ou seja, em profundidade. Se a estas características acrescentamos as que ocorrem nas duas dimensões laterais da área teremos o corpo do solo.
Os horizontes de um perfil, para conveniência de descrição e de estudo, recebem denominações com símbolos convencionais que tem significado genético. Os principais símbolos usados são: H, O, A ,B, C, e R (veja Figura abaixo). Os horizontes recebem o símbolo O são os que possuem feições mais afastadas do material originário e o horizonte C é o que apresenta aspectos mais próximos da rocha que, por sua vez, recebe a denominação R.
Horizontes morfológicos de um perfil de solo
Pedon: Corpo trimensional que representa o solo.
Perfil: corte vertical que expõe horizontes ou camadas para exame. Face do pedon, usada para fins de exame, descrição e coleta.
Solum: horizontes superiores de mais intensa alteração pedogenética (A+B ou A+E+B).
Pode-se classificar os horizontes do solo de acordo com dois pontos de vista: Horizontes morfológicos e Horizontes diagnósticos.
5.1. Horizontes morfológicos
Os horizontes morfológicos são aqueles que podem ser determinados no campo mediante sua forma e suas características observadas a olho nu. Esses horizontes são denominados por letras, conforme suas características.
O - horizonte superficial, com acúmulo de matéria orgânica total ou parcialmente decomposta, ocorrendo em solos de mata ou em solos orgânicos, principalmente em baixadas.
H – horizonte superficial ou não, de constituição orgânica pouco ou não decomposta, típica de locais com estagnação de água.
A - horizonte superficial, constituído de material mineral escurecido por matéria orgânica, podendo ser também o horizonte de perda de coloides minerais, apresentando, então, textura mais grosseira (mais arenoso).
B - horizonte de subsuperfície, que ganha o material perdido pelo horizonte A, textura mais fina (mais argiloso) que o horizonte A, mais colorido e mais estruturado.
C - horizonte de subsuperfície, parcialmente intemperizado, constitui transição do solo para a rocha (material de origem).
R - rocha (material de origem).
O horizonte A pode ser dividido em:
A1 - superficial, constituído de material mineral e escurecido por matéria orgânica;
E - subsuperficial, apresenta máxima perda de colóides minerais;
AB- transição entre horizontes A e B, com mais características do A.
O horizonte B pode ser dividido em:
BA- transição entre os horizontes A e B, com mais características do B;
B2 - apresenta ganho de material perdido pelo horizonte A, e máxima expressão de cor e estrutura;
BC - transição entre os horizontes B e C, com mais características do B.
Subdivisões desses horizontes, como: A11 , A12 , A21 , A22 , B21 , B22 , B23 , C1 , C2 , C3, etc., indicam seqüência em profundidade.
Os horizontes morfológicos são utilizados para descrição do solo no campo, fornecendo elementos muito valiosos para a classificação deste solo.5.2. Características morfológicas do perfil
As principais características morfológicas do perfil são descritas a seguir:
5.2.1. Profundidade e espessura entre horizontes
Refere-se a espessura com que os horizontes estão expressos no perfil.
5.2.2. Cor
A cor do solo é definida pela presença de diferentes componentes do solo. Assim é que a cor vermelha ou amarela é devida à presença de óxidos de ferro e a cor cinza ou preta é devida à presença de matéria orgânica. A cor é uma característica tão importante que é utilizada na própria nomenclatura dos solos.
Pela cor pode-se avaliar no solo: conteúdo de Matéria Orgânica; conteúdo de compostos de Ferro; conteúdo de Sílica; drenagem etc.
A cor do solo é determinada pela carta de Munsell, composta por matiz, valor e croma, como por exemplo 5YR 5/6, onde:
Matiz: é a relação com o vermelho e o amarelo. Todas as quadrículas de uma carta de solo possuem a mesma matiz- 5YR
Valor: indica a tonalidade da cor (mais clara ou mais escura) sendo que quanto mais alto o valor, mais clara a cor do solo - 5/
Croma: indica a intensidade da cor sendo que o croma aumenta da esquerda para a direita - /6
5.2.3. Textura
Refere-se às dimensões e características das partícula primárias do solo. Essas partículas são agrupadas em função do tamanho, porém apresentam características comuns. Pode ser avaliada através do tato, pela sensação ao esfregar um pouco de solo úmido entre os dedos. A areia provoca sensação de aspereza, o silte de sedosidade e a argila de pegajosidade.
Raramente um solo é constituído de uma só fração granulométrica, daí a necessidade de classes de textura procurando definir diferentes combinações de areia, silte e argila. A Figura abaixo mostra o triângulo das classes texturais, adaptado do americano proposto pelo Soil Survey Manual (1993), adotado pela Sociedade Brasileira de Ciências do Solo.
Triângulo para classificação das Classes Texturais do Solo
5.2.4. Estrutura
5.2.4.1. Generalidades
Estrutura do solo vem a ser o arranjamento das partículas unitárias, unindo-se através de forças de adesão e coesão, constituindo as partículas secundárias do solo, denominadas unidades estruturais, promovendo o aparecimento de espaços porosos (poros), principalmente microporos. Quanto mais estruturado um solo, maior o volume total de poros que ele possui e, portanto, maior a capacidade de armazenamento de água. A estruturação do solo é promovida pelos minerais de argila, pelos óxidos de ferro e alumínio e pela matéria orgânica coloidal (húmus).
Agregados são a junção de partículas primárias do solo com forças variadas de coesão, quebrando-se em fragmentos sem conformação específica.
Unidades estruturais são agregados que apresentam formas e tamanhos definidos, comportando-se como partes individualizadas que podem ser classificadas quanto ao tipo, grau de desenvolvimento e classe de tamanho da estrutura.
Ao determinar uma estrutura no campo deve-se ter o cuidado de agir de modo que a nossa ação ao observar a mesma não venha promover o aparecimento ou destruição de determinada estrutura. Para isto deve-se procurar calmamente selecionar com os dedos, separar e distinguir os agregados da estrutura.
5.2.4.2. Origem da estrutura do solo
Origina-se através da agregação por floculação de colóides e por processos de expansão-contração das partículas do solo.
5.2.4.2.1. Agregação por floculação dos colóides 
Processo de neutralização das partículas, abaixamento do potencial elétrico, não há mais repulsão, as partículas tendem a se unir.
5.2.4.2.2. Expansão-contração
É um processo simultâneo ao anterior. Ocorre com o processo de umedecimento e secagem do solo, provocando uma quebra na massa do solo. Em conseqüência melhora a formação dos agregados cada vez que isto ocorre. Em solos bem estruturados não há quebras de agregados, somente nos planos de fraqueza.
5.2.4.3. Fatores que influenciam no desenvolvimento da estrutura
5.2.4.3.1. Matéria orgânica
Atua como agente cimentante e ocorre mais nos horizontes superficiais. Solos sob florestas têm uma estrutura bem desenvolvida.
5.2.4.3.2. Sistema radicular
A ação mecânica do sistema radicular “quebra” a massa do solo, separando as massas que tendem melhor se agregar. As gramíneas são mais eficazes devido terem raízes mais atuantes.
5.2.4.3.3. Organismos
A ação biológica dos diversos organismos contribui para a formação da estrutura do solo, em especial as minhocas, pois para se alimentarem ingerem a massa do solo para retirar as substâncias e excretam o solo com um muco que atua como um agente cimentante, podendo, ainda, melhorar a fertilidade do solo.
5.2.4.3.4. Agentes cimentantes (minerais)
Óxidos de Fe e Al, notadamente goethita, hematita e gibbsita, tendem a desorganizar as partículas a nível microscópico. Assim ao maior teor destes constituintes corresponderá um maior grau de desorganização e conseqüentemente, uma estrutura mais próxima do tipo granular.
5.2.4.4. Classificação da estrutura
A classificação mais difundida da estrutura de solo é a NIKIFOROFF, que é feita em função da forma, tamanho e grau de desenvolvimento das unidades estruturais.
A forma define o que se chama Tipo de estrutura. O tamanho é definido como Classe de estrutura. O desenvolvimento é definido como grau de estrutura.
A estrutura pode ser definida em: macro-estrutura; e micro-estrutura. Os seus limites são arbitrários e se baseiam na possibilidade ou não de se ver as estruturas à vista desarmada.
Para nosso estudo morfológico, o que é discutido é a macro-estrutura, pois, para o estudo da micro-estrutura há necessidade de aparelhos especiais. O que estudamos no campo é a avaliação quantitativa da macro-estrutura.
5.2.4.5. Tipos de estrutura
Reconhecem-se quatro tipos fundamentais de estrutura: laminar; prismática; blocos; e esferoidal. O arranjamento das partículas sólidas pode se fazer em torno de uma linha, um ponto ou um plano. 
5.2.4.5.1. Laminar
As partículas sólidas se dispõem segundo um plano, geralmente horizontal. Diferente dos outros tipos de estrutura que se formam por processos vários, este tipo é normalmente herdado do material de origem do solo.
5.2.4.5.2. Prismática
As partículas sólidas se dispõem em torno de uma linha vertical, formando unidades estruturais limitadas por faces relativamente planas. Neste tipo de estrutura as duas dimensões horizontais se equivalem enquanto a vertical é maior. Apresenta dois subtipos: prismática colunar; e colunar.
5.2.4.5.2.1. Prismática colunar
A porção superior da unidade estrutural é plana.
5.2.4.5.2.2. Colunar
A parte superior da unidade estrutural é recurvada ou arredondada.
5.2.4.5.3. Blocos
As partículas sólidas se dispõem em torno de um ponto formando uma unidade estrutural limitada por faces planas ou recurvadas, que se ajustam perfeitamente nas unidades vizinha. Possuem as três dimensões de mesma grandeza. Reconhecem-se dois subtipos: blocos angulares e subangulares.
5.2.4.5.3.1. Blocos angulares
As unidades apresentam faces planas ou ângulos cortantes.
5.2.4.5.3.2. Blocos subangulares
As unidades exibem faces planas, recurvadas ou mistas e com vértices arredondados.
5.2.4.5.4. Esferoidal
As partículas sólidas se dispõem em torno de um ponto, formando unidades estruturais limitadas por superfície irregular ou recurvada, não se acomodando nas unidades vizinhas. Apresentam a mesma grandeza nas três dimensões. Reconhecem-se dois subtipos: granular e grumosa.
5.2.4.5.4.1. Granular
As unidades são pouco porosas.
5.2.4.5.4.2. Grumosa
As unidades são muito porosas.
Tipos de estrutura: (a) laminar; (b) prismática; (b’) colunar;
(c) blocos angulares, (c’) blocos sub angulares; e (d) granular
5.2.4.6. Classes de tamanho da estrutura
A classe de estrutura é determinada em função das dimensões das unidadesestruturais. Como se pode observar na Tabela 1, os limites de tamanho variam segundo a forma e arranjamento das unidades estruturais. Veja abaixo as classes e os tipos de estrutura do solo.
	Classe de tamanho
	Tipos de estrutura
	
	Laminar
	Prismática
	Bloco
	Esferoidal
	
	Laminar 
	Prismática
	Colunar
	Angular
	Subangular
	Granular
	Grumosa
	Muito pequena
	<1mm
	<10 mm
	<5 mm
	<1 mm
	Pequena 
	1 a 2 mm
	10 a 20 mm
	5 a 10 mm
	1 a 2 mm
	Média 
	2 a 5 mm
	20 a 50 mm
	10 a 20 mm
	2 a 5 mm
	Grande 
	5 a 10 mm
	50 a 100 mm
	20 a 50 mm
	5 a 10 mm
	Muito grande 
	>10 mm
	> 100 mm
	>50 mm
	> 10 mm
5.2.4.7. Grau de desenvolvimento da estrutura 
O grau de estrutura, diz respeito à manifestação de forças que reúnem as partículas sólidas no agregado e entre agregados: exprime a diferença entre a coesão das partículas na unidade estrutural e a aderência entre a unidade e suas vizinhas. 
No campo, o grau de estrutura é avaliado procurando-se remover as unidades estruturais presentes no perfil do solo, observando-se a proporção entre o material agregado e não agregado, as unidades estruturais inteiras e rompidas. 
Reconhecem-se quatro graus de Estruturação: 
 Sem estrutura: condição para a qual não se observa agregação entre as partículas sólidas. Recebe as seguintes designações:
 
Maciço: quando as partículas sólidas ocorrem reunidas formando massa compacta. 
Grãos simples: quando as partículas sólidas ocorrem soltas, individualizadas. 
 Fraco: estruturação não evidenciada no perfil do solo. Por remoção, obtém-se porções de terra que se rompem originando uma mistura de algumas unidades estruturais pouco resistentes, muitas unidades demolidas e bastante material não agregado. 
 Moderado: estruturação fracamente evidenciada no perfil do solo. Por remoção obtém-se porções de terra que se rompem, originando uma mistura de muitas unidades estruturais moderadamente resistentes e bem definidas, algumas unidades demolidas e pouco ou nenhum material não agregado. 
 Forte: estruturação bem evidenciada no perfil do solo. As unidades estruturais se aderem fracamente. Por remoção obtém-se quase que exclusivamente unidades estruturais individualizadas.
5.2.4.8. Designação da estrutura
A estrutura do solo é designada combinando-se as denominações do tipo, classe e grau. Assim, a estrutura de um horizonte no qual as unidades estruturais se encontram intimamente reunidas, não evidenciadas à observação do perfil e que se rompem, uma vez removidas, em unidades de 5 a 10 mm, dotadas de faces irregulares e se encaixam perfeitamente nas unidades vizinhas, será: ... moderada pequena blocos sub angulares.
Em certos casos, ocorre mais de um tipo de estrutura no horizonte do perfil do solo. Essa estrutura é designada, acrescentando-se o termo Composto, assim: ... composta muito moderada grande prismática e forte grande blocos angulares.
5.2.5. Cerosidade
É o aspecto um tanto brilhante e ceroso que ocorre por vezes na superfície das unidades de estrutura, manifestada freqüentemente por um brilho colorido. É decorrente da película coloidal iluviada, constituída por minerais de argila e óxido de ferro. 
Quanto ao grau de desenvolvimento, pode-se classificar a cerosidade em:
fraca; 
moderada; e 
forte.
Quanto à quantidade pode ser: 
pouco;
comum; ou 
abundante.
5.2.6. Consistência
Diz respeito ao comportamento de solo a diferentes teores de umidade. Assim considera-se o comportamento do solo quando seco, úmido ou molhado. Quando seco, o solo apresenta a propriedade da dureza; quando úmido, apresenta a da friabilidade; e quando molhado as de plasticidade e da pegajosidade. Estas propriedades são muito importantes quando se considera o trabalho mecânico do solo, visto que ao se arar ou se gradear um solo duro (seco) ou plástico e pegajoso (molhado) teremos sérios prejuízos quando comparado ao trabalho efetuado quando o solo esta friável (úmido).
5.2.7. Transição entre horizontes
A transição entre horizontes, que se refere à nitidez ou contraste de separação entre os mesmos, é classificada quanto ao grau de distinção em:
abrupta – quando a faixa de separação é menor do que 2,5cm;
clara – quando a faixa varia entre 2,5 e 7,5cm;
gradual – quando a faixa varia entre 7,5cm e 12,5cm; e 
difusa – quando a faixa for maior do que 12,5cm.
Quanto à linha de separação, pode-se classificar:
horizontal ou plana;
 
ondulada ou sinuosa;
descontínua ou quebrada; e 
 irregular.
5.2.8. Símbolos aplicados aos horizontes
a - propriedade ândica
b - horizonte enterrado
c - concreções
d - material orgânico decomposto
e - crosta nos agregados por MO
f - plintita
g - glei
h – acúmulo iluvial de MO
i – incipiente
j – tiomorfismo
k – carbonatos
m – extremamente cimentado
n – acúmulo de Na trocável
o – material orgânico pouco decomposto
p – aração e outras pedoturbações
q – acúmulo de sílica
r – rocha branda
s – acúmulo iluvial de Fe+MO
t – acúmulo de argila
u – modificações e acumulações antropogênicas
v – características vérticas
w – intensa alteração + acúmulo de argila com ou sem Fe
x – cimentação aparente reversível
y – acúmulo de CaSO4
z – acúmulo de sais mais solúveis que CaSO4
’ - segundo horizonte repetido na mesma seqüência
” - terceiro horizonte repetido na mesma seqüência.
5.3. Horizontes diagnósticos
Os horizontes diagnósticos são utilizados para classificação dos solos, possuindo valores determinados através análises químicas e físicas, de maneira a agrupar solos semelhantes em classes semelhantes. Citaremos os principais horizontes diagnósticos, segundo EMBRAPA (1988), utilizados no Sistema Brasileiro de Classificação de Solos.
5.3.1. Horizontes Diagnósticos Superficiais
5.3.1.1. Horizonte Hístico
horizonte orgânico; 
cor escura;
-
presente em solos sob condições de excesso de água por longos períodos ou todo o ano, ainda que no presente tenham sido artificialmente drenados;
a) espessura ≥ 20cm e 12% ou mais de C-org para ≥ 60% de argila ou b) 8% de C-org para camada sem argila ou c) C-org de 8 a 12 % para teores de argila de 0-60%.
5.3.1.2. Horizonte A Chernozêmico
horizonte mineral;
cor escura;
V% ≥ 65%, com predomínio de Ca e Mg;
bastante estruturado;
C-org ≥ 0,6%;
(a) espessura ≥ 10cm se o solo não tiver horizontes B e C ou b) espessura ≥ 18cm para solos com espessura < 75cm ou c) espessura ≥ 25cm para solos com espessura ≥ 75cm.
5.3.1.3. Horizonte A Proeminente
V% < 65%;
demais características semelhantes ao A Chernozêmico.
5.3.1.4. Horizonte A Húmico
V% < 65%;
cor escura com valor e croma 4,0;
C-org < 8%;
espessura de ≥ 20cm, dependendo da espessura do solo.
5.3.1.5. Horizonte A Antrópico
modificado pelo uso contínuo do homem;
asemelha-se ao A Chernozêmico ou Húmico;
teor de P2O5 ≥ 250 mg/kg de solo.
5.3.1.6. Horizonte A Fraco
estruturação com grau fraco de desenvolvimento;
C-org < 0,6%;
Cor do solo seco ≥ 6 e ≥ 4, úmido.
5.3.1.7. Horizonte A Moderado
horizontes que não se enquadram em nenhum dos horizontes anteriores.
5.3.2. Horizontes Diagnósticos Subsuperficiais
5.3.2.1. Horizonte B Textural
teor de argila ≥ 15%;
argila iluvial; 
teor de argila de B > que A;
presença de cerosidade;
transição do A para o B é abrupta, clara ou gradual;
espessura ≥ 7,5cm em solos rasos e ≥ 15cm para solos profundos;
estruturação de média a forte;
estrutura em blocos ou prismática;
pode apresentar horizonte E superior;
pode apresentar mudança textural abrupta;
apresenta razão textural B/A (teor de argila de B/teor de argila de A) de:
≥ 1,5 para solos com ≥ 40% de argila;
≥ 1,7 para soloscom argila entre 15% e 40%;
≥ 1,8 para solos com argila < 15%.
5.3.2.2. Horizonte B Latossólico
estágio avançado de decomposição;
presença de minerais primários pouco resistentes ao intemperismo <4%;
espessura ≥ 50cm;
minerais de argila do tipo 1:1;
textura franco arenosa ou mais fina;
pouco silte;
cerosidade pouca;
CTC < 17 cmolc/kg de argila;
Ki < 2,0;
transição difusa entre horizontes;
estrutura granular desenvolvida.
5.3.2.3. Horizonte B Incipiente
grau pouco avançado de alteração física e química;
espessura ≥ 10cm;
textura franco-arenosa ou mais fina;
CTC ≥ 17 cmolc/kg de argila;
Ki > 2,2;
relação silte/argila ≥ 0,7;
espessura < 50cm;
≥ 5% de do volume do solo da rocha original;
≥ 4% de minerais intemperizáveis.
5.3.2.4. Horizonte B Espódico
acúmulo iluvial de matéria orgânica e alumínio e/ou Fe;
pode apresentar horizonte E superior;
estruturação fraca;
cor clara;
limite superior abrupto;
espessura ≥ 2,5cm;
se tiver consolidação e cimentação com Fe e MO – Ortstein;
não consolidado – Orterd.
5.3.2.5. Horizonte Plíntico
apresenta de plintita em 15% ou mais do horizonte;
espessura da plintita ≥ 15cm;
coloração variegada, com predominância de cores avermelhadas;
textura franco-arenosa ou mais fina;
úmido e molhado apresentam consistência firme, pegajosa e plástica;
argila 1:1;
Ki de 1,2 a 2,2.
A plintita forma-se em terrenos com lençol freático alto, em região quente e úmida, relevo de plano a suave ondulado, em depressão, baixada e terços inferiores da encosta. Nas zonas molhadas do lençol acumula-se óxido de Fe lixiviado das partes mais altas onde estão sujeitas a processos de umidecimento e secagem.
5.3.2.6. Horizonte Litoplíntico
camada consolidada contínua;
endurecida por Fe ou Fe-Al;
C-org praticamente ausente;
espessura ≥ 10cm;
adensamento que apresenta sério impedimento para penetração das raízes e da água.
5.3.2.7. Horizonte Glei
espessura ≥ 15cm;
presença de Fe reduzido;
qualquer classe textural;
cor clara, mais clara a 10Y e cromas baixas;
pode haver presença de mosqueados;
< 15% de plintita;
pode ser horizonte C, B, E ou A.
5.3.2.8. Horizonte E Álbico
onde ocorreram as perdas do perfil;
espessura ≥ 1,0cm;
cores claras que não devido a calcáreo.
5.3.2.9. Fragipã
espessura ≥ 10cm;
textura média, raramente arenosa ou argilosa;
C-org baixo;
densidade do solo alta;
consistência seca dura, muito dura ou extremamente dura;
consistência molhada é fraca e quebradiça;
ocupa ≥ 50% do volume do horizonte;
apresenta mosqueado esbranquiçado;
adensamento impedindo penetração de raízes e água.
5.3.2.10. Duripã
espessura ≥ 10cm;
a cimentação promovida pela sílica em grau variável, geralmente forte;
ocupa ≥ 50% do volume do horizonte;
consistência úmida firme a extremamente firme;
consistência molhada suficientemente forte, não se desmanchando;
adensamento impedindo a penetração de raízes e água.
5.3.2.11. Horizonte Cálcico
acumulação de ≥ 15% de carbonato de cálcio;
espessura ≥ 15cm;
ocorre em cascalhos, como concreções ou em pó.
5.3.2.12. Horizonte Petrocálcico
com o acúmulo de carbonatos, o horizonte cálcico torna-se obturado e cimentado;
horizonte contínuo, endurecido e maciço;
espessura ≥ 10cm.
5.3.2.13. Horizonte Sulfúrico
espessura ≥ 15cm;
pH ≤ 3,5;
acúmulo de material sulfúrico;
resultado da drenagem artificial e oxidação de material e orgânico rico em sulfetos;
altamente tóxico para as plantas.
5.3.2.14. Horizonte Vértico
presença argila 2:1 expansiva;
textura argilosa a muito argilosa;
espessura ≥ 20cm;
presença de fendas e superfícies de fricção “slickensides”;
tem precedência diagnóstica sobre B incipiente, B nítico e glei.
5.3.2.15. Horizonte Plânico
tipo especial de B textural;
presença de mudança textural abrupta;
estrutura prismática ou colunar;
permeabilidade lenta ou muito lenta;
cores acinzentadas e escuras;
adensamento devido a argila dispersa;
tem precedência taxonômica sobre o glei e perde para o plíntico.
5.3.2.16. Horizonte Nítico
textura argilosa ou muito argilosa;
sem ou pequeno incremento de argila de A para B;
estrutura em blocos e prismática;
presença de cerosidade moderada ou forte;
transição gradual ou difusa;
espessura ≥ 30cm, em solo com contato lítico a espessura é de ≥ 15cm.
5.3.3. Atributos Diagnósticos
São atributos utilizados na classificação de solos, pelo Sistema Brasileiro de Classificação de Solos (Embrapa, 1999), determinando características dos solos que, além de permitir sua ordenação num sistema de classificação, indicam condições de uso e manejo do solo. Veremos a seguir os principais atributos diagnósticos, destacadamente aqueles relacionados com o desenvolvimento das plantas:
5.3.3.1. Atividade da fração argila
para o horizonte B ou C:
Ta ≥ 27 cmolc/kg de argila
Tb < 27 cmolc/kg de argila
5.3.3.2. Índice de Saturação por Bases (V%)
CTC ou T (Capacidade de troca de Cátions) = Ca + Mg + K + Al + H;
SB (Soma de Bases) = Ca + Mg + K
V% (Índice de Saturação por Bases) = SB X 100/ CTC; então:
V% ≥ 50% - solo eutrófico;
V% < 50% - solo distrófico
5.3.3.3. Caráter Alumínico
teor de alumínio extraível ≥ 4 cmolc/kg de solo;
m% ≥ 50% e/ou
V% < 50%
5.3.3.4. Mudança Textural Abrupta
Indica um aumento significativamente grande no teor de argila entre o horizonte superficial e o de subsuperfície, podendo significar o dobro ou mais de argila no horizonte de subsuperfície. Solos com esta característica possuem o termo abrúptico na nomenclatura.
5.3.3.5. Caráter Sódico
(Na/CTC)x100≥15%.
5.3.3.6. Caráter Solódico
6% < (Na/CTC)x100 < 15%.
5.3.3.7. Caráter Salino
presença de sais mais solúveis em água fria que o sulfato de cálcio (gesso), em quantidade que interfere no desenvolvimento da maioria das culturas;
4 dS/m ≥CE > 7 dS/m.
5.3.3.8. Caráter Carbonático
CaCO3 ≥ 15% em concreções.
5.3.3.9. Caráter com carbonato
5% ≥ CaCO3 > 15% em concreções.
5.3.3.10. Contato Lítico
termo empregado para designar material consolidado sob o solo. É considerado lítico quando não se consegue cavá-lo com uma pá. Representa impedimento a penetração de raízes e infiltração de água.
5.3.3.11. Caráter Ácrico
pH ≥ 5;
bases trocáveis + Al ≤ 1,5 cmolc/kg de argila
5.3.3.12. Cauliníticos e Oxídicos
cauliníticos = relação Kr SiO2/(Al2O3 + Fe2O3)> 0,75;
oxídicos = Kr ≤ 0,75.
Kr - indica o grau de intemperismo do solo, definindo a constituição mineralógica da argila do solo e está diretamente relacionado com a lixiviação de nutrientes. Quanto maior Kr, menos intemperizado o solo.
6. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
ANDRADE, H. & SOUZA, J.J. Solos: origem, componentes e organização. Lavras-MG, ESAL/FAEPE (Apostila de curso de Especialização por Tutoria à Distância - Solos e Meio Ambiente - Módulo 1). s/d. 170p.
EMBRAPA. Sistema Brasileiro de classificação de solos. Brasília, CNPS, 1999. 412p.
FERREIRA, M.M. Física do solo. Lavras-MG, ESAL/FAEPE (Apostila de curso de Especialização por Tutoria à Distância - Solos e Meio Ambiente - Módulo 2) s/d. 63p.
KIEHL, E.J. Manual de Edafologia. São Paulo, Editora Agronômica Ceres Ltda, 262p. 1979.
LEMOS, R.C. & SANTOS, R.D. Manual de Método de Trabalho de Campo. Campinas, SBCS. 36p. 1976.
MONIZ, A.C. Elementos de Pedologia. São Paulo, Editora PolÍgono-USP, 459p. 1972.
OLIVEIRA, J. B. Solos do estado de São Paulo: descrição das classes registradas no mapa pedológico. Campinas, IAC, 1999. 108p.
OLIVEIRA, J.B.;