Capítulos - formação do solo

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CAPÍTULO 1 
CONCEITO DE SOLO 
 
 
 
 O Soil Taxonomy (1975) define o solo como "coleção de corpos naturais na superfície terrestre, 
localmente modificado ou mesmo construído pelo homem a partir de materiais terrestres, contendo matéria 
viva e suportando ou sendo capaz de suportar plantas ao ar livre" (Fanning & Fanning, 1989). 
 Essa definição revela, em grande parte, a influência da idéia (conceito) do solo como meio para o 
crescimento de plantas, ou seja, vinculado ao seu uso agrícola. Outros pontos de vista, por outro lado, são 
comuns em outras áreas de conhecimento. Engenheiros e geólogos tendem a considerar como solo todo o 
material solto ou inconsolidado sobre a superfície da Terra, ou até mesmo de outros planetas ou satélites 
naturais (em 1969, os astronautas que pousaram na Lua disseram que coletaram amostras do “solo da 
Lua”). Por outro lado, ambientalistas, preocupados com o ciclo da água e outros ciclos da natureza, se 
referem ao solo como “filtro natural” ou como “rim geológico”. 
 Brady & Weil (1999), reconhecendo a importância crescente do solo na questão ambiental, agrupam 
as muitas funções do solo no ecossistema em cinco: (a) suporte para o crescimento de plantas superiores; 
(b) regulador do suprimento das águas; (c) reciclador de materiais; (d) habitat para organismos; (e) meio 
de engenharia. 
 
1.1 DESENVOLVIMENTO HISTÓRICO 
 
a) Conceitos não-pedológicos - solo como meio para desenvolvimento das plantas e outros 
 
 De uma forma ou de outra, com a passagem da humanidade da fase nômade coletora e caçadora para 
a fase de cultivo de plantas (agricultura), os mais diversos povos desenvolveram conceitos para 
diagnosticar a aptidão dos solos para a produção de alimentos. Por exemplo: 
- Conceitos relacionados à adequação do solo ao cultivo: solo para trigo, solo para arroz, etc. 
- Conceitos relacionados à resistência ao arado: solos leves, solos pesados, solos pegajosos. 
 Teophrastus (Grécia, 371-286 A.C.) criou o termo "edaphos" para distinguir o solo da terra (terrae, 
um dos 4 elementos de Aristóteles), ligando o solo à nutrição das plantas. Em Roma, Catão (234-149 
A.C.) desenvolveu uma classificação de solos aráveis baseada na utilidade para cultivo, Columela 
concentrou-se nas propriedades físicas, enquanto que Plenuis deu atenção às rochas e minerais como 
formadores do solo. Com a queda de Roma, o desenvolvimento do estudo do solo sofreu uma grande 
estagnação, sem surgir novidades por um longo tempo (Arnold, 1983). 
 Wallerius (Suécia, 1761) propôs que as plantas nutriam-se diretamente do húmus do solo. Com o 
progresso da química, a teoria do húmus foi substituída pela teoria mineral de Liebig (1843), que 
estabeleceu que as plantas obtém o carbono do CO2 do ar, H e O da água e os nutrientes inorgânicos da 
solução do solo, proporcionando o entendimento da ciclagem dos nutrientes nas plantas e no solo e o 
desenvolvimento da adubação mineral. 
 Os próprios índios brasileiros possuem seu sistema de classificação de solos. Índios da nação Kayapó 
(Pará) adicionam ao radical “Puka”, que significa solo, adjetivos que se referem a atributos do solo como 
cor, pedregosidade e umidade, formando nomes compostos: Kru (pedra) + Tuk (preto) = Pukakrutuk. Esse 
sistema, embora simples, possui as informações necessárias para que os mesmos possam, em seu nível 
tecnológico, utilizar as terras de modo a garantir a sua subsistência (Cooper et al., 1995). 
 Apesar do desenvolvimento científico que ocorreu nas mais diversas áreas, até o final do século XIX 
não existia uma disciplina específica para o solo (ciência do solo), sendo o mesmo classificado de acordo 
com o interesse de outras disciplinas, por exemplo: 
- geologia (solo como produto de alteração de rochas): solos calcários, solos graníticos, etc. 
- botânica: solos de gramíneas, solos de florestas, solos de coníferas, etc. 
- climatologia: solos tropicais, solos temperados, solos de tundra, etc. 
- geografia: solos de vales, solos de terras altas, solos litorâneos, etc. 
- geomorfologia: solos aluviais, solos residuais, solos coluviais, solos glaciais, etc. 
- química (escola de Thaer, 1821): classificação físico-química baseada na composição dos solos. 
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b) Conceito pedológico – solo como um corpo natural organizado 
 
 A idéia de solo como corpo natural organizado, ocupando um lugar independente na superfície 
terrestre, deve-se ao geólogo russo Dokuchaev (1846-1903), que em 1879 afirmou que o solo é um 
produto de origem específica, distinto do material originário. Em 1883 esse cientista publicou um estudo 
de solos "Chernozems", no qual aplicou estudos de morfologia, produzindo a primeira classificação 
científica de solos; mais tarde, definiu o solo como produto de interações complexas entre clima, plantas e 
animais, rochas, relevo e idade das paisagens. Glinka (1867-1929), cientista russo, enfatizou o conceito de 
solo como uma crosta intemperizada que exibe feições zonais correspondentes a zonas climáticas. 
 Marbut, diretor do Soil Survey dos EUA, onde solos vinham sendo mapeados desde 1900 utilizando 
um sistema de classificação com base na geologia, traduziu para o inglês um livro publicado por Glinka na 
Alemanha em 1914, trazendo para os Estados Unidos os conceitos desenvolvidos na Rússia. Em seguida, 
Marbut, aliando as idéias vindas da Rússia com observações de campo, produziu um sistema pedológico 
de classificação de solos, apresentado no Primeiro Congresso Internacional de Ciência do Solo 
(Washington - 1927) (Arnold, 1983). Desde então, esses conceitos foram adotados, ampliados e aplicados 
na caracterização, classificação e mapeamento de solo nos Estados Unidos. Sucessivos refinamentos, 
como de Jenny (1941), que propôs um modelo em que o solo é uma função de diversos fatores (clima, 
organismos, relevo, material de origem, tempo e outros), e de Simonson (1959), que reconheceu a 
diferenciação dos horizontes do solo como o resultado de vários processos (adições, perdas, transferências 
e transformações), levaram ao atual conceito pedológico de solo (Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
1.2 TERMINOLOGIA E LIMITES DO SOLO 
 
 A idéia de solo como uma interface no 
ecossistema ajuda a compreender a dificuldade 
para a sua identificação como um corpo natural 
organizado e independente bem como para a 
persistência de uma visão parcial ou incompleta a 
seu respeito. Sua posição, na intersecção entre a 
litosfera, a hidrosfera, a atmosfera e a biosfera 
(Figura 1.1), o torna particularmente complexo, 
dificultando sua investigação plena. 
 
 Figura 1.1. O solo como uma interface entre a litosfera, 
 atmosfera, hidrosfera e biosfera. 
 
 A figura 1.2 mostra os limites do solo como considerado pelo Soil Taxonomy, definido em termos de 
plantas. Notar que áreas de terras como glaciais, dunas ativas e planícies salinas, são considerados 
não- 
solos por definição. Áreas de 
águas profundas, que possuem 
somente plantas flutuantes, 
similarmente, são também não-
solos. Por outro lado, áreas de 
águas mais rasas (bordas de 
lagos, lagunas e pântanos), 
onde plantas superiores podem 
enraizar no material do fundo, 
são consideradas como 
possuindo solo. O limite 
inferior é geralmente, mas não 
completamente, definido em 
termos da profundidade das 
raízes das plantas nativas 
perenes; a presença de plantas 
não é necessária, podendo 
haver tão somente a 
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capacidade de suportar o 
crescimento de plantas. 
 Figura 1.2. Limites do solo definido em termos de plantas (extraído de 
 Fanning & Fanning, 1989). 
 
 Na Engenharia, o termo solo eqüivale ao regolito (Figura 1.3), que se refere ao mantoinconsolidado 
da crosta terrestre, ao passo que, do ponto de vista pedológico, o conceito de solo está ligado ao processo 
de pedogênese, responsável pela formação de horizontes genéticos. Entretanto, solum e solo, como 
definido pelo Soil Taxonomy, não são sempre equivalentes. Por exemplo, camadas aluvionares 
estratificadas recém depositadas sobre a superfície de um solo que apresenta horizontes genéticos 
deveriam, de acordo com a definição do Soil Taxonomy, ser consideradas como parte do solo, pois as 
plantas podem enraizar neste material; entretanto, esses depósitos não podem ser considerados como parte 
de um solum por não possuir desenvolvimento pedogenético. Problemas também podem surgir na 
definição do limite inferior, como a presença de raízes em cavernas e ao longo de juntas e planos de 
acamamento de rochas, atingindo profundidades consideráveis abaixo do solum. Por outro lado, um solo 
pode possuir um horizonte não penetrável por raízes, ou ainda, em função de uma idade muito recente, 
apresentar um solum muito raso e ao mesmo tempo um substrato incoerente e macio, que permita a 
penetração das raízes a uma grande profundidade (caso de materiais arenosos soltos). 
 
 
 
 
 
Figura 1.3. Terminologia e relação entre os segmentos da crosta terrestre (extraído de Fanning & Fanning, 1989). 
 
 
 
 
BIBLIOGRAFIA UTILIZADA: 
 
ARNOLD, R.W. Concepts of soils and pedology. In: WILDING, L.P., SMECK, N.E., HALL, G.F. (Ed.). 
Pedogenesis and Soil Taxonomy, I - Concepts and Interactions. Amsterdam: Elsevier, 1983. p.1-21. 
BRADY, N.C, WEIL, R.R. The nature and properties of soils. 12.ed. New Jersey: P. Hall, 1999. 881p. 
COOPER, M., TERAMOTO, E.R., VIDAL-TORRADO, P. et al. Classificação de solos utilizada pelos índios Xicrin 
do Cateté (Carajás, PA). In: CONGRESSO BRASILEIRO DE CIÊNCIA DO SOLO, 25, 1995, Viçosa. Anais... 
Viçosa: SBCS, 1995. v.3, p.1497-1499. 
ESTADOS UNIDOS. Department of Agriculture. Soil Survey Staff. Keys to soil taxonomy. 8.ed. Washigton: 
USDA-NRCS, 1998. 327p. 
 4 
FANNING, D.S, FANNING, M.C.B. Soil: morphology, genesis and classification. New York: J. Wiley, 1989. 
395p. 
 
CAPÍTULO 2 
MORFOLOGIA E DESCRIÇÃO DE PERFIL 
 
 
A morfologia dos solos reflete os efeitos combinados de um conjunto de fatores genéticos 
responsáveis pelo desenvolvimento do perfil do solo. É a base que os pedólogos usam para estudar, 
classificar e mapear os solos. 
A descrição morfológica do solo é realizada em duas etapas: 
a) descrição das características morfológicas internas do solo: espessura, arranjo, transição entre os 
horizontes e características dos horizontes (cor, textura, estrutura, consistência, etc). 
b) descrição do ambiente onde se encontra o solo (características externas): relevo, drenagem, erosão, 
vegetação, material de origem, etc. 
A descrição é feita de acordo com metodologia contida no Manual de Descrição e Coleta de Solo no 
Campo, editado pela Sociedade Brasileira de Ciência do Solo (Lemos & Santos, 1996). 
 
 
2.1. O PERFIL DE SOLO E O SISTEMA ABC DE NOMENCLATURA DE HORIZONTES 
 
Quando se observa um perfil de um solo verifica-se a presença de camadas mais ou menos paralelas a 
superfície, que se diferenciam pela cor, textura, estrutura e outras características. Essas camadas, 
produzidas pelos processos pedogenéticos, constituem os horizontes do solo. 
O desenvolvimento dos horizontes é o resultado da atuação dos processos pedogenéticos, 
condicionada pelos fatores de formação (clima, organismos, relevo, material de origem, tempo). Esse 
processo de formação é dinâmico, de tal forma que a predominância de um ou outro processo, atuando 
com maior ou menor intensidade durante um determinado tempo, leva a formação de solos com graus de 
desenvolvimentos diferentes (Figura 2.2). 
A introdução do sistema ABC de nomenclatura dos horizontes do solo é creditado a Dokuchaev. No 
estágio inicial de formação de um solo o material de origem é transformado, possibilitando o 
desenvolvimento de vegetação e conseqüente incorporação de material orgânico ao mesmo. Esse horizonte 
mais superficial, escurecido pelo enriquecimento em matéria orgânica, é denominado de horizonte A. Esse 
horizonte pode assentar-se diretamente sobre o material rochoso não alterado, denominado pela letra R, 
formando uma seqüência de horizontes A-R (Figura 2.2); ou entre o material rochoso R e o horizonte A 
pode ser encontrada a rocha alterada intempericamente, na forma de um material inconsolidado, mais 
ainda não afetada pedogeneticamente, que forma um horizonte denominado de C. Com a ação continuada 
dos processos pedogenéticos, que podem, por exemplo, translocar materiais finos em profundidade, é dado 
início à formação de um horizonte entre os horizontes A e C, denominado de horizonte B. Em um estágio 
inicial esse horizonte é chamado de incipiente (Bi); em estágios mais avançados observa-se horizontes B 
mais desenvolvidos, com características bem diferenciadas (B textural, B latossólico, etc). 
 
 
Figura 2.2. Seqüência de horizontes em solos com graus de desenvolvimento diferentes. 
 5 
 
 
 
O solo é um corpo 
tridimensional que ocupa uma 
posição definida na paisagem. O 
perfil de um solo é, portanto, uma 
seção em duas dimensões do solo, 
que de fato se estende lateralmente 
em todas as dimensões, formando um 
contínuo tridimensional. O menor 
volume (três dimensões) reconhecido 
como sendo um solo completo é 
chamado de pedon (Figura 2.1), 
devendo incluir toda a variabilidade 
de características que ocorrem no 
solo; esse possui forma poliédrica e 
área superficial variando de 1 a 
10m2. O conjunto de pedons 
contínuos e semelhantes, que 
constituem a distribuição espacial de 
um solo é chamado de polipedon. 
 
Figura 2.1. Pedon e perfil do solo (extraído de Buol et al., 1980) 
 
 
 
2.2. DESIGNAÇÃO E CARACTERÍSTICAS DOS HORIZONTES E CAMADAS 
 
São reconhecidos oito horizontes e camadas principais, O, H, A, E, B, C, F e R. 
Por definição A, E e B são sempre horizontes, enquanto que O, H, C e F podem ser horizontes ou 
camadas, dependendo da evolução pedogenética. R é sempre camada. 
 
O Horizonte ou camada orgânica* sobreposta a alguns solos minerais, formado em condições de drenagem sem 
restrições que possam resultar em estagnação de água. 
H Horizonte ou camada orgânica*, superficial ou não, acumulada sob condições de estagnação de água. 
A Horizonte mineral superficial que normalmente apresenta coloração mais escura que os horizontes subjacentes 
devido ao enriquecimento com material orgânico humificado. 
E Horizonte mineral eluvial, formado sob o horizonte A em uma zona de máxima eluviação de argilas, 
sesquióxidos** ou matéria orgânica, por isso apresentando textura mais arenosa e/ou coloração mais clara. 
B Horizonte mineral situado sob um horizonte A ou E, formado por transformações mais acentuadas do material de 
origem e/ou ganho de constituintes minerais ou orgânicos migrados de horizontes sobrejacentes. As 
transformações manifestam-se pela neoformação de argilominerais e produção de óxidos, promovendo o 
desenvolvimento de cores avermelhadas, amareladas ou brunadas, e pela ação coloidal, aglutinando o material 
decomposto e gerando uma estruturação bem marcada. 
C Horizonte ou camada de material inconsolidado sob o solum, relativamente pouco afetado pelos processos 
pedogenéticos. 
F Horizonte ou camada mineral endurecida sob A, E ou B, rico em Fe e/ou Al e pobre em matéria orgânica. Pode 
ser proveniente do endurecimento irreversível da plintita ou de outras formas de concentração de ferro e/ou 
alumínio. 
R Camada mineral de material consolidado, de tal forma que quando úmido não pode ser cortado por uma pá, 
constituindoo substrato rochoso. 
* Material orgânico:: Carbono orgânico %  8 + 0,067 x argila %. 
** óxidos, hidróxidos e oxi-hidróxidos de alumínio e ferro. 
 
 
 6 
A variação das características morfológicas entre os horizontes pode ser transicional, formando 
horizontes miscigenados, designados pela junção das duas letras dos horizontes principais (AB, AC, EB, 
BE, BC). A primeira letra indica o horizonte principal ao qual o horizonte transicional mais se relaciona. 
Também podem ocorrer horizontes mesclados, com partes identificáveis porém misturadas dos 
horizontes principais adjacentes, designados da seguinte forma: A/B, A/C, E/B, B/C, B/C/R. 
Aos símbolos dos horizontes principais são acrescidos sufixos indicando características específicas: 
a = Propriedades ândicas. Ex.: Aa, Ba, Ca 
b = Horizonte enterrado. Ex.: Ab, Ha, Eb, Bb, Fb. 
c = Concreções ou nódulos endurecidos de Fe, Al, Mn ou Ti. Ex.: Bc, Cb. 
d = Avançada decomposição do material orgânico. Ex.: Od, Hd. 
f = Plintita. Ex.: Bf, Cf. 
e = escurecimento da parte externa dos agregados por matéria orgânica. Ex.: Be 
g = glei. Ex.: Bg, Cg. 
h = acumulação iluvial de matéria orgânica. Ex.: Bh. 
i = desenvolvimento incipiente do horizonte B (Bi). 
j = tiomorfismo. Ex.: Aj, Bj. 
k = presença de carbonatos remanescentes do material de origem. Ex.:Bk, Ck. 
k = acumulação de carbonato de Ca secundário. Ex.:Bk. 
m = extremamente cimentado. Ex.: Bm, Cm. 
n = acumulação de sódio trocável. Ex.:Bn, Cn. 
o = material orgânico pouco ou nada decomposto. Ex.: Oo, Ho. 
p = horizonte lavrado ou revolvido. Ex.: Ap. 
q = acumulação de sílica. Ex.: Bq, Cq. 
r = rocha branda ou saprolito. Ex.: Cr 
s = acumulação iluvial de sesquióxidos. Ex.: Bs. 
t = acumulação iluvial de argila. Ex.: Bt. 
u = modificações e acumulações antropogênicas. Ex.: Au, Hu. 
v = características vérticas. Ex.: Bv, Cv. 
w = estágio avançado de intemperização do material mineral. Ex.: Bw. 
x = cimentação aparente, reversível (pseudocimentação). Ex.: Bx, Cx, Ex. 
y = acumulação de sulfato de Ca. Ex.: By, Cy. 
z = acumulação de sais mais solúveis em água fria do que o sulfato de Ca. Ex.: Hz, Az, Bz, Cz 
 
Quando necessário os horizontes principais são subdivididos, com o sufixo numérico colocado após 
as letras (ex.: A1-A2-Bt1-Bt2-Bt3). 
Quando houver descontinuidade de material originário, usa-se números arábicos como prefixo, o 
prefixo 1 é omitido (ex.: A-AB-2B-2C). 
 
 
Tabela 2.1. Equivalência entre a simbologia atual (SNLCS, 1988) e a antiga para notação de horizontes. 
 
(a) horizontes 
Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
 Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
O 
A1 
A2 
B2 
C 
-- 
A3 
AC 
B1 
B3 
-- 
O, H 
A 
E 
B 
C 
AE 
AB, EB 
AC, CA 
BA, BE 
BC 
CB 
 -- 
AB 
-- 
A&B 
B&A 
-- 
-- 
IIB, IIC, etc 
IIIB, IIIC, etc 
IVB, IVC, 
etc 
O/A, A/O 
A/B 
A/C 
E/B 
B/E 
B/A 
B/C 
2B, 2C 
3B, 3C 
4B, 4C 
 
 
(b) sufixos 
Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
 Simbologia 
antiga 
Simbologia 
atual 
-- 
b 
cn 
-- 
-- 
pl 
g 
h 
-- 
-- 
-- 
ca 
m 
a 
b 
c 
d 
e 
f 
g 
h 
i 
j 
k 
k 
m 
 -- 
-- 
p 
si 
-- 
ir 
t 
-- 
-- 
-- 
x 
cs 
sa 
n 
o 
p 
q 
r 
s 
t 
u 
v 
w 
x 
y 
z 
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2.3. CARACTERÍSTICAS MORFOLÓGICAS 
 
2.3.1. Espessura e transição entre os horizontes 
a) Espessura 
Após a separação dos horizontes, procede-se a medição das espessuras, utilizando uma trena, 
coincidindo o zero com a parte superior do horizonte superficial A. As medidas são expressas em 
centímetros. No caso da transição não ser plana anota-se as variações máximas e mínimas. Usa-se o 
sinal "+" na última medida quando se verifica que o horizonte continua em profundidade. 
b) Transição 
A transição entre os horizontes é definida pela nitidez ou contraste de separação chamando-se: 
- transição abrupta: quando a faixa de separação é menor do que 2,5cm; 
- transição clara: quando a faixa varia de 2,5 a 7,5cm; 
- transição gradual: quando a faixa varia de 7,5 a 12,5cm; 
- transição difusa: quando a faixa é maior do que 12,5cm. 
Quanto a topografia da linha ou da faixa de separação a transição pode ser: 
- plana: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes for praticamente horizontal; 
- ondulada ou sinuosa: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes for sinuosa; 
- irregular: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes apresentar desníveis mais 
profundos que largos; 
- descontínua ou quebrada: quando a linha ou faixa de separação dos horizontes não for 
contínua, com partes de um horizonte dentro do outro. 
2.3.2. Cor 
Embora não influenciando diretamente no comportamento do solo, a cor é o reflexo de uma série de 
propriedades do solo, sendo usada na classificação do solo. 
Para determinação das cores compara-se a cor da amostra com a Escala Munsell de Cores para 
Solos (Musell Soil Chart). Após escolher a cor mais aproximada, anota-se o nome da cor, encontrada na 
página ao lado, seguida da sigla, que consta do matiz (hue), valor (value) e croma (chrome). Por 
exemplo: vermelho-escuro (dark red) 2,5YR 3/6; 2,5YR (matiz, página) 3/ (valor, linha vertical) e /6 
(croma, linha horizontal). A tradução da cor em inglês para o português foi convencionada pela SBCS, 
sendo encontrada no Manual de Descrição e Coleta de Solo no Campo (Lemos & Santos, 1996). 
O matiz (hue) corresponde a cor no espectro, relacionada portanto ao comprimento de onda da luz. 
Cada página da escala de Munsell corresponde a um matiz. 
O valor (value) refere-se a luminosidade relativa da cor (tonalidade), variando verticalmente em 
cada página de um máximo (cores claras) até um mínimo (cores muito escuras ou preto). 
O croma (chrome) refere-se a pureza relativa da cor (intensidade de saturação), aumentando da 
esquerda (croma 0) para a direita (croma 8), tornando a cor mais pura, diminuindo a proporção de cinza. 
Como as cores do solo variam com o grau de umidade, especifica-se a condição de umidade (seco, 
úmido, úmido amassado) em que a cor foi determinada. A cor úmida é sempre anotada, devendo-se 
então umedecer a amostra, se necessário, sem deformá-la. 
Quando o solo apresentar mosqueados determina-se a cor de fundo e a cor (ou cores) dos 
mosqueados. Além da cor, descreve-se os mosqueados quanto à quantidade (pouco, comum ou 
abundante), tamanho das manchas (pequeno, médio ou grande) e contraste em relação ao fundo (difuso, 
distinto e proeminente). 
Quando não houver predominância de uma cor sobre as demais, descreve-se a cor do horizonte 
como variegada, anotando-se cada uma das cores que o compõe por ordem de abundância. Por exemplo, 
variegado vermelho (2,5YR 4/6, úmido) e bruno (10YR 5/3, úmido). 
 
2.3.3. Textura 
A textura é estimada no campo através do tato, esfregando o solo umedecido entre os dedos. 
O método baseia-se na sensação que as diferentes frações oferecem ao tato: 
a) areia: sensação de aspereza, não plástica e não pegajosa quando molhada; 
b) silte: sensação de sedosidade, ligeiramente plástica e não pegajosa quando molhada; 
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c) argila: plástica e pegajosa quando molhada. 
A textura é avaliada procurando-se definir a combinação das frações areia, silte e argila dentro das 
variações das classes texturais que constam no triângulo de classes de textura. 
A ocorrência de frações grosseiras (> 2mm) é anotada acrescentando à classe textural os termos 
com cascalho (8-15% cascalho), cascalhenta (15-50% cascalho) e muito cascalhenta (>50% cascalho).Ex.: argila arenosa cascalhenta. 
 
2.3.4. Estrutura 
A classificação da estrutura é baseada no tipo, classe e grau de desenvolvimento. Para sua 
observação deve-se manipular o solo com as mãos, agitando e selecionando os agregados que 
naturalmente forem se destacando. 
O tipo de estrutura refere-se a forma do agregado, classificada em: (a) laminar (eixo horizontal 
maior); (b) prismática (eixo vertical maior); (c) colunar (eixo vertical maior com o topo arredondado); 
(d) em blocos angulares (três dimensões iguais, faces planas e vértices com ângulos agudos); (e) em 
blocos subangulares (três dimensões iguais e vértices com ângulos arredondados); (f) granular 
(arredondados e pouco porosos) e (g) em grumos (arredondados e porosos). 
A classe de estrutura refere-se ao tamanho das unidades estruturais, reconhecendo-se as seguintes 
classes: muito pequena, pequena, média, grande e muito grande. O tamanho das classes varia de acordo 
com o tipo de estrutura. 
O grau da estrutura expressa a intensidade das ligações dentro e entre os agregados, sendo 
determinada pela nitidez de percepção desses no perfil e pelo grau de resistência à desagregação. Os 
graus de estrutura podem ser: (a) sem estrutura, em grãos simples (não coerente) ou maciça (coerente); 
(b) com estrutura, fraca, moderada ou forte. 
A estrutura é anotada na seguinte ordem, grau, classe e tipo. Ex.: forte muito pequena granular. 
 
2.3.5. Consistência 
Verifica-se as forças de coesão e adesão do solo, conforme os teores de umidade, descrevendo-se o 
comportamento nos estados seco, úmido e molhado. 
A consistência seca avalia a dureza ou tenacidade do solo através da compressão do torrão seco 
entre o polegar e o indicador. São usados os seguintes termos: solto, macio, ligeiramente duro, duro, 
muito duro e extremamente duro. 
A consistência úmida avalia a friabilidade do solo através da resistência à compressão. Usa-se os 
seguintes termos: solto, muito friável, friável, firme, muito firme e extremamente firme. 
A consistência molhada avalia a plasticidade e a pegajosidade através da propriedade do solo de 
se deformar sem rompimento e de aderir a objetos, respectivamente. Para tal o solo deve ser 
homogeneizado e umedecido na ou ligeiramente acima da capacidade de campo. Usa-se para a 
plasticidade os seguintes termos: não plástico, ligeiramente plástico, plástico e muito plástico; para a 
pegajosidade: não pegajoso, ligeiramente pegajoso, pegajoso e muito pegajoso. 
 
2.3.6. Cerosidade, superfícies foscas (coatings) e outras 
A cerosidade consiste em películas de material coloidal, de aspecto brilhoso e ceroso, dispostas nas 
superfícies das unidades estruturais. São descritas em relação à quantidade (pouca, comum e abundante) 
e ao grau de desenvolvimento (fraca, moderada e forte). 
Superfícies foscas são películas de material coloidal, comumente incluindo filmes de matéria 
orgânica e de manganês, com aspecto fosco ou embaçado. 
Superfícies de fricção ou slickensides são superfícies inclinadas, alisadas e lustrosas, com 
estriamentos resultantes do deslizamento e atrito da massa de solo decorrentes da expansão da argila. 
 
2.3.7. Porosidade 
A classificação no campo é realizada quanto ao tamanho (muito pequenos, pequenos, médios, 
grandes e muito grandes) e quanto à quantidade (poucos, comuns e muitos). 
 
2.3.8. Cimentação 
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A cimentação relaciona-se à consistência quebradiça ou dura do material do solo decorrente da 
presença de agentes cimentantes como carbonato de cálcio, sílica, óxidos ou sais de Fe ou Al. 
 
2.3.9. Nódulos e concreções minerais 
A descrição inclui dados sobre a natureza do nódulo ou concreção (ferro, manganês, carbonato de 
cálcio), quantidade, tamanho, dureza, forma e cor. 
 
2.3.10. Eflorescências 
São ocorrências de sais cristalinos sob a forma de revestimentos, crostas e bolsas nas superfícies 
das unidades estruturais, nas fendas e na superfície do solo. 
 
2.3.11. Raízes 
Após a descrição morfológica distingui-se as quantidades de raízes nos diferentes horizontes, 
usando os seguintes termos: muitas, comuns, poucas e raras. 
 
2.4. CARACTERÍSTICAS AMBIENTAIS 
 
2.4.1. Localização: Breve descrição de como chegar no local do perfil (estradas e quilometragem), 
município, estado e coordenadas geográficas. 
2.4.2. Situação, declive e cobertura vegetal: Especificação da posição do solo no relevo, declive 
local (medido com um clinômetro) e vegetação existente no local do perfil. 
2.4.3. Altitude: registrada em relação ao nível do mar. 
2.4.4. Litologia, formação geológica, período, material originário: informações sobre o material de 
origem do solo, obtidas em relatórios e mapas geológicos e em observações no local do perfil. 
2.4.5. Pedregosidade e rochosidade: informação sobre a proporção relativa de calhaus e matacões 
sobre a superfície e/ou massa do solo (pedregosidade) e sobre as exposições de rocha na forma de 
lajeados e matacões com mais de 100cm de diâmetro. Usa-se as seguintes classes: não pedregosa 
(rochosa), ligeiramente pedregosa (rochosa), pedregosa (rochosa), muito pedregosa (rochosa), 
extremamente pedregosa (rochosa). Quando esses ocuparem mais de 90% da superfície passa a ser 
considerado tipo de terreno. 
2.4.6. Relevo local e regional: refere-se, respectivamente, ao local do perfil e a área em que está 
inserido o perfil. São usados os seguintes termos: plano (<3%), suave ondulado (3-8%), ondulado (8-
20%), forte ondulado (20-45%), montanhoso (45-75%) e escarpado (>75%). 
2.4.7. Erosão: refere-se à remoção da parte superficial e subsuperficial do perfil, considerando-se a 
erosão laminar e em sulcos, avaliadas quanto a sua freqüência e profundidade. 
2.4.8. Drenagem: avalia-se a velocidade com que a água é removida do perfil, de acordo com as 
seguintes classes: excessivamente drenado, fortemente drenado, acentuadamente drenado, bem drenado, 
moderadamente drenado, imperfeitamente drenado, mal drenado, muito mal drenado, 
2.4.9. Vegetação primária: formas de vegetação utilizadas pelo SNLCS (CNPS), que constam no 
Manual de Descrição e Coleta de Solo no Campo, utilizadas para suprir a insuficiência de dados 
relativos às condições térmicas e hídricas dos solos. 
2.4.10. Uso atual: especificação do tipo de uso do solo (cultura anual, pastagem, silvicultura, etc). 
2.4.11. Clima: especificação do tipo climático. 
2.4.12. Atividades biológicas: informações sobre a ação de minhocas, cupins, formigas, tatus, etc, 
especificando o grau de atividade e em quais horizontes. 
 
 
BIBLIOGRAFIA CONSULTADA: 
 
BUOL, S.W.; HOLE, F.D. & McRACKEN, R.J. 1980. Soil Genesis and Classification. Ames. The Iowa State Univ. Press. 
 10 
EMBRAPA. SNLCS. 1988a. Definição e notação de horizontes e camadas do solo. 2.ed. Rio de Janeiro. 54p. (Documentos 
SNLCS, 3) 
LEMOS, R.C.; SANTOS, R.D. 1996. Manual de descrição e coleta de solo no campo. 3.ed. Campinas: SBCS/SNLCS. 83p. 
CAPÍTULO 3 
COMPOSIÇÃO DO SOLO 
 
 
 Os solos são constituídos por sólidos 
com espaços porosos entre esses, 
preenchidos por água (solução do solo) e 
gases (ar do solo). Dessa forma, o solo pode 
ser definido como um sistema polifásico, 
idealmente representado como um corpo 
trifásico, com aproximadamente metade do 
seu volume ocupado pela fase sólida e a 
outra metade distribuída entre as fases 
líquida e gasosa (Figura 3.1). 
 
 
Figura 3.1. Distribuição ideal das fases sólidas, líquidas 
e gasosas no solo. 
 
A fase líquida é composta por água e sais minerais em solução. Na fase gasosa os gases provêm 
tanto da atmosfera quanto da atividade orgânica, resultando na comparação com a atmosfera em um teor 
bem mais elevado de CO2 e mais baixo de O2, bem como emuma maior umidade relativa. A fase sólida é 
constituída por frações minerais e orgânicas, encontradas em partículas de diversos tamanhos (> 2mm, 
areia, silte e argila), em proporções variáveis de solo para solo. A existência de partículas de tamanho 
coloidal (argila) confere ao solo uma série de propriedades particulares dos sistemas coloidais. 
 Um sistema coloidal é uma dispersão na qual partículas de dimensões coloidais (entre 1nm e 1µm 
em pelo menos uma direção) estão dispersas em uma fase contínua de composição diferente. As 
partículas dispersas nos sistemas coloidais podem ser partículas sólidas, macromoléculas, gotas de 
líquidos ou bolhas de gás. A fase contínua na qual essas unidades estão dispersas, ou meio de dispersão, 
pode ser um sólido, líquido ou gás (Tabela 3.1). 
 
Tabela 3.1. Exemplos de sistemas coloidais. 
 
Exemplos Tipo Fase dispersa Meio de 
dispersão 
 
Névoas, sprays líquidos Aerossol líquido Líquido Gás 
Fumaça, poeira Aerossol sólido Sólido Gás 
Espumas de sabão e de extintores de incêndio Espuma Gás Líquido 
Leite, maionese Emulsão Líquido Líquido 
Au coloidal, pasta de dente e suspensão de argila Sol, suspensão coloidal; Pasta Sólido Líquido 
Poliestireno expandido Espuma sólida Gás Sólido 
Opala, pérola Emulsão sólida Líquido Sólido 
Plásticos pigmentados Suspensão sólida Sólido Sólido 
 
 
 Os sistemas coloidais apresentam as propriedades cinéticas de movimento gravitacional ou 
centrífugo (sedimentação) e movimento térmico, microscópico (movimento browniano) e macroscópico 
(difusão e osmose), a propriedade óptica de espalhamento da luz (efeito Tyndall) e carga elétrica 
superficial, que origina propriedades eletrocinéticas (eletroforese, eletrosmose) e estabilidade. Em sóis pode-
se observar propriedades de envelhecimento (crescimento de partículas e regularização de superfícies) e 
floculação (aglomeração de partículas). 
 Assim, o solo é mais propriamente definido como um sistema polifásico disperso complexo, onde 
a fase sólida é a fase dispersa e as fases líquida (água do solo) e gasosa (ar do solo) são o meio de 
dispersão. As partículas sólidas, especialmente as de tamanho coloidal, podem ser encontradas desde em 
um estado de quase completa dispersão até em uma condição de agregação ou granulação. Na maioria 
dos solos, entretanto, existe apenas uma agregação parcial das várias partículas. 
 São encontradas partículas de tamanho coloidal no solo tanto na fração mineral como na orgânica. 
Na fração mineral de tamanho coloidal predominam os argilominerais e os óxidos e hidróxidos de Fe e 
Al e na fração orgânica o húmus do solo, que é o produto final da decomposição dos restos vegetais. A 
 11 
fração coloidal do solo, chamada de fração ativa do solo, condiciona as propriedades químicas e uma 
série de propriedades físicas do solo em função da sua grande área superficial específica, uma vez que a 
maior parte das reações físicas e químicas que ocorrem no solo se dão na superfície dessas partículas. Por 
exemplo, solos com predominância de materiais coloidais (solos argilosos) possuem maior capacidade de 
reter cátions e água e são mais plásticos e pegajosos que os solos arenosos. Além disso, um sistema 
razoavelmente floculado vai significar um solo com boa aeração e drenagem, o que possibilita um bom 
rendimento de produção nos solos cultivados. 
 
 
3.1 MINERAIS E ROCHAS 
 
 Minerais são sólidos formados naturalmente que apresentam composição química característica 
ou variável dentro de certos limites. Rochas são agregados naturais de um ou mais minerais, incluindo 
vidro vulcânico e material orgânico (materiais não cristalinos). 
 O mineral é chamado cristalino quando apresenta ordenação atômica tridimensional sistemática, 
ou seja, uma estrutura interna definida que se repete sistematicamente. Em condições favoráveis essa 
ordem interna tridimensional pode manifestar-se externamente por superfícies planas e lisas, caso em que 
os mineralogistas costumam denominar de cristal. Alguns termos são utilizados para indicar a perfeição 
do desenvolvimento das superfícies: euédrico (ou idiomórfico), para o sólido cristalino que possuir faces 
bem formadas; subédrico (ou subidiomórfico), para os que apresentarem faces imperfeitamente 
desenvolvidas; e anédrico, para os que não mostrarem desenvolvimento de faces. 
 O termo amorfo é utilizado para substâncias, tanto naturais como sintéticas, que não possuem 
estrutura interna definida; no caso das substâncias naturais são chamados de mineralóides. Substâncias 
de granulação muito fina que só podem ser identificadas como cristalinas ao microscópio são chamadas 
microcristalinas, enquanto que aquelas que não são identificadas como cristalinas no microscópio, mas 
que revelam padrão cristalino ao raio X são denominadas de criptocristalina. 
 A classificação dos minerais no seu nível mais amplo é realizada com base na composição 
química, resultando em doze classes (Tabela 3.2). 
 
Tabela 3.2. Classificação dos minerais com base na composição química (Dana & Hurlbut, 1978). 
 
 Classe Descrição Exemplos 
1. Elementos nativos Minerais sob forma não combinada Au e S nativos, diamante e grafita. 
2. Sulfetos Combinação de metais com S, Se ou Te Galena (PbS), pirita (FeS2) 
3. Sulfossais Pb, Cu ou Ag combinados com S e Sb 
ou As ou Bi. 
Enargita - Cu8AsS4 
Tetraedrita - (Cu, Ag)10 (Fe, Zn)2 (Sb, As)4 S13 
4. Óxidos Metal em combinação com oxigênio, 
incluindo ou não H2O ou OH. 
Simples: hematita (Fe2O3) 
Hidróxidos: Goethita FeOOH 
5. Halóides Cloretos, fluoretos, brometos e iodetos Fluorita (CaF2) 
6. Carbonatos Contém o radical carbonato Calcita - CaCO3 e Dolomita - Ca Mg (CO3)2 
7. Nitratos Contém o radical nitrato Salitre (KNO3) 
8. Boratos Contém o radical borato Bórax - Na2B4O7. 10H2O 
9. Fosfatos (arseniatos 
e vanadatos 
Radical fosfato, com substituição do P 
pelo As e V. 
Apatita - Ca5 (F, Cl, OH) (PO4)3 
Carnotita - K2(UO2)2(VO4)2.3H2O 
10. Sulfatos Contém o radical sulfato Gesso - CaSO4. 2H2O 
11. Tungstatos e 
Molibdatos 
Tungstênio (W) e molibdênio (Mo), 
com substituições livres entre eles 
Wolframita - (Fe, Mn)WO4 
Wulfenita - PbMoO4 
12. Silicatos Vários elementos (Na, K, Ca, Mg, Fe, 
Al) em combinação com Si e O. 
Quartzo - SiO2 
Hornblenda - (Ca, Na, K)2 (Mg, Fe)5 (Si, Al)8 O22 (OH)2 
 
 A composição química média da crosta terrestre continental. (Tabela 3.3) indica que os minerais 
mais comuns devem possuir sua composição a base de silício e oxigênio, já que para cada 100 elementos 
encontrados, em média, 83 são de O e Si. Isso significa que os minerais dominantes da crosta são os 
silicatos, seguido dos óxidos (Tabela 3.3), podendo-se dizer que a ligação que une os íons de Si e O é, 
literalmente, o cimento que mantém unida a crosta da terra. 
 12 
 
Tabela 3.3. Composição química média da crosta continental. 
Elemento % Peso % Volume % Atômica 
 
O 46,6 91,8 62 
Si 27,7 0,8 21 
Al 8,1 0,8 6 
Fe 5,0 0,7 2 
Ca 3,6 1,5 2 
Na 2,8 1,6 2,5 
K 2,6 2,1 1,5 
Mg 2,1 0,6 2 
H 1 
 
 A estrutura fundamental dos silicatos depende essencialmente do arranjo geométrico entre o Si e 
O. A relação entre os seus raios iônicos (Tabela 3.4a) indica que o Si, em função do seu raio iônico 
menor, está rodeado por 4 oxigênios, o que origina uma configuração tetraédrica (SiO4-4). O Al3+, terceiro 
elemento em importância, apresenta uma relação de raio com o O próxima do limite superior para 
coordenação 4, podendo coordenar tanto 4 (tetraedro) como 6 oxigênios (octaedro). O Fe3+, Mg2+ e Fe2+ 
tendem a ocorrer em coordenação 6 com respeito ao oxigênio (configuração octaédrica), enquanto que o 
Ca2+ e o Na+ entramna estrutura dos silicatos em coordenação 8, ou cúbica (Tabela 3.4b). 
 
Tabela 3.4. Relação entre os raios iônicos (a) e a geometria do empacotamento (b) 
 
(a) 
Ele-
mento 
Raio 
iônico 
Raio cátion 
Raio oxigênio 
 
O2- 1,32  
Si4+ 0,42 0,32 
Al3+ 0,51 0,39 
Fe3+ 0,64 0,48 
Mg2+ 0,66 0,50 
Fe2+ 0,74 0,56 
Na+ 0,97 0,73 
Ca2+ 0,99 0,75 
K+ 1,33 1,00 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 (b) 
Mínima razão 
do raio Coordenação do cátion 
Geometria do 
empacotamento 
 
0,155 
 
3 ânions no vértice 
do triângulo 
 
 
 
 
 
 
0,225 
4 ânions nos 
vértices do 
tetraedro 
 
 
 
 
 
 
0,414 
6 ânions nos 
vértices do 
octaedro 
 
 
 
 
 
 
0,732 
 
8 ânions nos 
vértices do 
cubo 
 
 
 
 
 
 
1,000 
 
12 ânions no 
meio das arestas 
 do dodecaedro 
 
 
 
 
 Os silicatos são classificados conforme a amplitude de participação do oxigênio entre os 
tetraedros, o que origina diferentes graus de polimerização ou tipos de arranjos de tetraedros, com a 
relação Si:O variando desde 1:4 nos nesossilicatos até 1:2 nos tectossilicatos (Tabela 3.5). Os tetraedros 
ou grupos de tetraedros são unidos entre si por ligações iônicas através de cátions intersticiais como o 
Fe2+, Mg2+, Ca+2, etc, com a estrutura resultante dependendo do tamanho e da carga destes. Cátions com a 
mesma relação de raios para com o oxigênio podem ocupar o mesmo tipo de posição atômica, o que 
possibilita substituições de um cátion por outro. Isso pode gerar amplas substituições iônicas em certos 
minerais, também chamada de substituição isomórfica, formando séries completas de solução sólida, 
como por exemplo nos feldspatos plagioclásios, onde o Ca substitui o Na em todas as proporções, desde 
a albita pura (NaAlSi3O8) até a anortita pura (CaAl2Si2O8). A substituição do Ca divalente pelo Na 
monovalente, entretanto, cria um desequilíbrio eletrostático na estrutura, que é compensado através da 
 13 
substituição concomitante de um Si tetravalente por um Al trivalente nos tetraedros. A Tabela 3.6 
apresenta a proporção média dos principais silicatos presentes na crosta terrestre (litosfera). 
 
Tabela 3.5. Classificação dos silicatos 
 
Classe Arranjo dos tetraedros Exemplo 
 
Nesossilicatos 
Isolados (SiO4)4- 
 
Olivina - (Mg, Fe)2 SiO4 
Zircão - Zr SiO4 
Sorossilicatos 
Duplos 
(Si2O7)6- 
 
Hemimorfita - Zn4(Si2O7) (OH)2.H2O 
Epidoto Ca2 (Al, Fe) Al2O (SiO4) (Si2O7) (OH) 
Ciclossilicatos 
Anéis 
(Si6O18)12- 
 
Berilo - Be3Al2(Si6O18) 
Turmalina - (Na, Ca) (Li, Mg, Al) (Al, Fe, Mn)6 
 (BO3)3 (Si6O18) (OH)4 
 
 
Inossilicatos 
 
Cadeias simples 
(SiO3)2- 
 
Piroxênios: 
Augita - (Ca, Na) (Mg, Fe, Al) (Si, Al)2O6 
Diopsídio - Ca Mg Si2O6 
 
 
Cadeias duplas 
(Si4O11)6- 
 
Anfibólios: 
Hornblenda - (Ca, Na, K)2 (Mg, Fe)5 (Si, Al)8 O22 (OH)2 
Tremolita - Ca2 (Mg, Fe)5 Si8 O22 (OH)2 
Cummingtonita - (Mg, Fe)7 Si8 O22 (OH)2 
 
Filossilicatos 
 
Folhas 
(Si2O5)2- 
 
 
Micas: 
Muscovita - K Al2 (AlSi3O10) (OH)2 
Biotita - K (Mg, Fe)3 (AlSi3O10) (OH)2 
Clorita - (Mg, Fe)3 (Si3Al) O10 (OH)2 Mg3(OH)6 
Argilominerais: 
Caulinita - Al2Si2O5 (OH)4 
Esmectita - (M+) (Al3Mg) Si8O20 (OH)4 . xH2O 
 
Tectossilicatos 
 
Tridimensional 
(SiO2)0 
 
Feldspatos: 
Ortoclásio - KAlSi3O8 
Albita - NaAlSi3O8 
Anortita - CaAl2Si2O8 
Quartzo: SiO2 
 
 
Tabela 3.6. Principais silicatos e sua proporção 
média na crosta terrestre. 
Silicato Volume % 
Feldspatos 51 
Quartzo 12 
Piroxênios 11 
Anfibólios 5 
Micas 5 
Argilominerais 5 
Olivina 3 
 
 
 Os feldspatos, representados principal-
mente pelo feldspatos potássicos (ortoclásio e 
microclínio) e pelos feldspatos sódico-cálcicos 
(plagioclásios), são importantes minerais 
formadores das rochas ígneas (granitos, os dois e 
basaltos os últimos) e metamórficas (gnaisses) 
(ver Tabelas 3.7 e 3.9). No solo liberam 
nutrientes essenciais para as plantas (K, Na e Ca) 
e fornecem Al, Si e O para a formação de 
argilominerais. 
 O quartzo é um tectossilicato que participa 
da composição de todos os tipos de rochas, 
ígneas ácidas (granitos), sedimentares (arenitos) 
(Tabela 3.8) e metamórficas (gnaisses, xistos e 
quartzitos). Sua grande resistência a alteração 
 12 
intempérica faz com que se concentre no solo, na 
fração areia, compondo o esqueleto da maioria 
dos solos; por outro lado, devido a sua 
composição muito simples (SiO2), não contém 
nutrientes para as plantas. 
 Os piroxênios e anfibólios são importantes formadores de rochas ígneas básicas e ultrabásicas 
(basaltos e peridotitos) e de rochas metamórficas como xistos e metabasitos. São facilmente 
intemperizáveis, liberando nutrientes para as plantas como Ca e Mg e elementos para a formação de 
minerais no solo (Fe para os óxidos de Fe e Mg, Fe, (Al), Si e O para os argilominerais). A olivina é 
encontrada nas rochas ígneas ultrabásicas, sendo um mineral muito facilmente intemperizável. 
 As micas (biotita e muscovita) são filossilicatos que acompanham os feldspatos e quartzo nas rochas 
ígneas (principalmente os granitos), formando-se tanto na diagênese das rochas sedimentares (seção 3.1.2.2) 
(ilita), bem como no metamorfismo dessas (seção 3.1.2.3), compondo minerais essenciais de rochas 
metamórficas como xistos e gnaisses. A biotita e a muscovita contém alto teor de K, constituindo uma 
importante fonte potencial desse nutriente para as plantas (K não trocável). 
 Os argilominerais são filossilicatos formados principalmente pela intemperização dos outros 
silicatos. Caracterizam-se pelo tamanho muito diminuto de suas partículas, tendo sido reconhecidos como 
substâncias cristalinas somente após o surgimento das técnicas de raios X. Compõem a fração de tamanho 
argila dos solos e das rochas sedimentares. 
 
 
3.1.2 Rochas 
 
 As rochas são divididas em três grupos principais, levando-se em conta a sua origem: (a) rochas 
ígneas ou magmáticas; (b) rochas sedimentares e (c) rochas metamórficas. 
 
3.1.2.1 Rochas Ígneas 
 
 As rochas ígneas ou magmáticas formaram pelo resfriamento e solidificação de uma massa quente e 
fluída conhecida como magma. Com o resfriamento, cada mineral cristaliza a medida que alcança seu ponto 
de supersaturação, que ocorre em média entre 1300 e 600 C. Em geral, os minerais escuros e os que 
contém menores quantidades de sílica cristalizam mais precocemente, com os minerais mais ricos em sílica 
cristalizando por último. Assim, entre os minerais mais comuns, a ordem de cristalização é em primeiro 
lugar alguns minerais acessórios como o zircão, ilmenita e hematita, depois os ferromagnesianos 
(piroxênios e anfibólios), acompanhados pelos plagioclásios, e por fim o ortoclásio e o quartzo. Essa 
sequência é conhecida como série de reação de Bowen: 
 Temperatura  
 olivina  piroxênio  hornblenda  biotita 
 (feldspato-K, quartzo) 
 plagioclásio-Ca  plagioclásio-Na 
 Além de mostrarem uma ampla variação na composição química e mineralógica, derivada 
principalmente da composição química do magma original, as rochas ígneas também apresentam variação 
no tamanho dos minerais constituintes, o que é determinado pela velocidade de resfriamento do magma. 
Esse fator é fundamental na distinção de dois tipos de rochas magmáticas: as rochas ígneas intrusivas ou 
plutônicas e as rochas ígneasextrusivas ou vulcânicas. 
 Nas rochas intrusivas ou plutônicas o magma situado a uma profundidade considerável na crosta 
terrestre resfria muito vagarosamente, oportunizando uma lenta cristalização das partículas minerais, que 
assim podem crescer atingindo maiores tamanhos, resultando em uma rocha com textura fanerítica (com 
minerais visíveis a olho nu). No caso das rochas vulcânicas o magma extravasa sobre a superfície terrestre 
(lava), com seu resfriamento e solidificação progredindo muito rapidamente, não dando tempo para as 
partículas minerais crescerem, formando uma rocha de granulação fina, com textura afanítica (com minerais 
pequenos não reconhecíveis a olho nu); as vezes, o resfriamento é tão rápido que não permite que o sólido 
obtenha uma ordenação atômica tridimensional sistemática, formando vidro vulcânico, material 
 15 
amorfo. Em alguns casos, o resfriamento se dá em duas fases, uma mais lenta, que permite a formação de 
alguns cristais grandes (fenocristais), seguida de uma fase de resfriamento mais rápida, formando cristais 
pequenos; disso resulta uma textura chamada pórfira, se a massa de minerais mais finos for afanítica, ou 
porfirítica, se a massa mais fina for fanerítica e uniforme. Um outro grupo de rochas magmáticas pode 
também ser distinguido, chamado de rochas hipoabissais, de textura mais fina que as plutônicas e mais 
grossa do que as vulcânicas, que se forma próximo a superfície da Terra, e que se apresenta sob a forma de 
diques ou “sills”. 
 As rochas ígneas são classificadas quanto ao teor de SiO2 em ácidas (>63% SiO2), intermediárias 
(52-63% SiO2), básicas (45-52% SiO2) e ultrabásicas (<45% SiO2). Quanto à cor as rochas são 
classificadas em félsicas (ricas em minerais claros como quartzo e feldspatos), máficas (ricas em minerais 
escuros como piroxênios e anfibólios) e ultramáficas (>90% de minerais máficos). A nomenclatura oficial 
das rochas ígneas é baseada na proporção em volume dos seus minerais constituintes, o que origina 
uma série muito grande de nome de rochas. Na Tabela 3.7 é apresentada uma classificação 
simplificada das rochas ígneas, indicando a origem, a textura, o teor de sílica, a cor e a composição 
mineralógica. 
 
 
Tabela 3.7. Classificação das rochas ígneas conforme a origem, composição mineralógica e o teor de sílica. 
 
 Composição mineralógica 
 
Feldspato K
Quar
tzo Plagioclásio
Piroxênio
AnfibólioBiotita
Olivina
 Origem Textura 
Extru- 
sivas 
Piroclástica (explosiva) Tufo (gr. média e/ou fina) / brecha (gr. grossa) vulcânica 
Vítrea (resfriam. m. rápido) Obsidiana (maciça) / Púmice (porosa) 
Afanítica (resfriam. rápido) Traquito Riolito Dacito Andesito Basalto Komatiito 
Intru-
sivas 
Fanerítica (resfriam. lento) Sienito Granito 
Grano-
diorito 
Diorito Gabro Peridotito 
Propriedades Claras e leves Intermediárias Escuras e pesadas 
% SiO2 Intermed. Ácidas Intermediárias Básicas Ultrabásicas 
 63 52 45 
 Mg-Fe 
 Na+K 
 Ca Ca 
 
3.1.2.2 Rochas Sedimentares 
 
 As rochas sedimentares tem por origem a alteração (intemperização) de rochas pré-existentes e a 
erosão, o transporte e a deposição dos sedimentos produzidos. A deposição ocorre em áreas de acumulação, 
normalmente pela ação da água, e menos freqüentemente pela ação de geleiras e pelo vento. Conforme a 
origem dos materiais, as rochas sedimentares podem ser classificadas em clásticas, quando resultam de 
deposição mecânica, químicas, quando provém de precipitação de soluções por intermédio de algum 
processo químico (por exemplo, o aumento da concentração até atingir o produto de solubilidade pela 
evaporação da água), ou orgânicas, pelo acúmulo de restos orgânicos. 
 Como característica principal as rochas sedimentares tendem a adquirir uma estrutura estratificada ou 
em camadas devido ao processo de deposição e/ou devido ao processo posterior de soterramento do 
sedimento, a partir do qual os sedimentos inconsolidados vão gradualmente se convertendo em uma rocha 
dura (processo de diagênese: compactação, cimentação e recristalização). As rochas sedimentares clásticas 
 16 
são primariamente classificadas levando em conta o tamanho das partículas componentes (argila, silte, areia 
e > 2mm), e secundariamente em função da composição mineralógica e de outras características (por 
exemplo, estrutura). Por outro lado, as rochas sedimentares químicas e orgânicas são classificadas 
principalmente em função da composição mineralógica, sendo subdivididas com base na granulação e 
outras características (Tabela 3.8). 
 
Tabela 3.8. Classificação simplificada das rochas sedimentares, levando em conta a origem, a composição 
mineralógica e outras características. 
 
Tipo Granulação Componentes Nome 
C
L
Á
S
T
IC
A
S
 
Grossa (> 
2mm) 
Fragmentos arredondados Conglomerado 
Rudáceas 
Fragmentos angulares Brecha 
Média 
(1/16 – 2 mm) 
Qz, <25% Fd Arenito 
Arenáceas 
Qz, >25% Fd Arcósio 
Qz, <25% FR Arenito lítico 
>25% Finos, Qz, FR, Fd Grauvaca 
Fina 
(1/256 – 1/16 mm) 
Qz e argilominerais Siltito 
Argiláceas ou 
Pelíticas Muito fina (< 
1/256 mm) 
Qz e argilominerais Argilito 
Qz e argilominerais com fissilidade Folhelho 
Q
U
ÍM
IC
A
S
 
Fina a 
grossa 
Calcita, aragonita Calcário Podem ser em 
parte clásticos e 
orgânicos Dolomita, calcita Dolomito 
Fina a 
criptocristalina 
Qz, opala, calcedônia Sílex Podem ser em 
parte orgânicos Apatita, colofana Fosforito 
Fina a grossa 
Halita, silvita, gesso, magnesita Evaporitos 
Hematita, siderita, pirita Rochas ferruginosas 
O
R
G
Â
N
IC
A
S
 
Fina Opala (carapaças silicosas) Diatomitos 
 
Detritos vegetais 
humificados 
55-65% carbono Turfa 
Rochas 
Carbonosas 
65-75% carbono Linhito 
75-90% carbono Carvão 
>90% carbono Antracito 
Folhelho + hidrocarbonetos 
Folhelho 
betuminoso 
 Rochas 
Oleígenas 
Hidrocarbonetos 
Sólido Asfalto 
Líquido Petróleo 
Gasoso Gás natural 
 Qz: quartzo; Fd: feldspato; FR: fragmentos de rochas 
 
 
3 .1.2.3 Rochas Metamórficas 
 
 As rochas ígneas ou sedimentares, por movimentos da crosta terrestre (ligados principalmente aos 
deslocamentos das placas tectônicas), podem ser levadas a partes mais profundas da crosta, onde encontram 
pressões extremas, acompanhadas geralmente por temperaturas elevadas. Nesse ambiente, os minerais, sem 
 17 
sofrerem fusão, recristalizam-se e deformam-se (quebram-se ou achatam-se), arranjando-se paralelamente à 
direção dos esforços, dando a rocha um aspecto laminar (xistosidade) ou bandado, que é característico das 
rochas metamórficas. Na classificação das rochas metamórficas considera-se a presença e o tipo das feições 
planares (bandas e xistosidade), a composição mineralógica, a origem e a granulação (Tabela 3.9). 
 
 
Tabela 3.9. Classificação simplificada das rochas metamórficas de acordo com a estrutura,composição 
mineralógica, origem e granulação. 
 
Estrutura 
Granu-
lação 
Composição Nome 
Rocha 
derivada 
Parâmetros do 
metamorfismo 
F
O
L
IA
D
A
S
 
C
o
m
 x
is
to
si
d
ad
e 
Muito 
fina 
C
l
o
r
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t
a
M
u
s
c
o
v
i
t
a
B
i
o
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Q
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F
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l
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A
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f
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b
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o
P
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r
o
x
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(
c
l
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i
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o
)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
(
c
l
á
s
t
i
c
o
)
 
Ardósia (1) 
Sedimentares 
pelíticas (1) 
e 
Ígneas 
Básicas (2) 
M
et
am
o
rf
is
m
o
 R
eg
io
n
al
 
T
em
p
er
at
u
ra
 
 
P
re
ss
ão
 o
ri
en
ta
d
a Fina Filito (1) 
Média a 
grossa 
Xisto (1, 2) 
Bandas 
claras e 
escuras 
Média a 
grossa 
Gnaisse 
(para-) (1) 
(orto-) (2,3) 
Granitos (3) 
N
Ã
O
 F
O
L
IA
D
A
S
 
H
o
m
o
g
ên
ea
 
Grossa Variada (conforme a origem) 
Meta-
conglomerado 
Conglomerado 
Metamorfismo 
regional ou de 
contato 
 
temp. e pressão 
variáveis 
Média a 
grossa 
Quartzo Quartzito Arenito 
Fina a 
grossa 
Calcita e/ou dolomita Mármore Calcário 
Plagioclásio e anfibólio Anfibolito Ígneas básicas 
Rocha pelítica c/porfiroblastos 
de cordierita e andalusita 
Hornfel Variada 
Met. Contato, 
baixa pressão 
Bandas Média a 
grossa 
Quartzo, feldspato, granada 
e/ou piroxênio 
Granulito Variada 
Alta temp. 
e pressão 
 
 
 
 
3.2 NOÇÕES BÁSICAS DE GEOLOGIA 
 
3.2.1 Estratigrafia e Tempo Geológico 
 
 A geologia como ciência procura decifrar a história geral da Terra, desde o momento em que se 
formaram as rochas até o presente. A seqüência e a cronologia dos eventos que modificaram a Terra são 
evidenciadas pelo estudo da estratigrafia das rochas, que procura determinar suas idades relativas, 
estabelecendo a sucessão das formações rochosas e os hiatos e lacunas que porventura ocorreram entre 
essas formações (discordâncias). O raciocínio fundamental que norteia essa reconstituição é o chamado 
“Princípio do Uniformitarismo”, que diz que o presente é a chave do passado, ou seja, durante o passado da 
Terra as rochas foram formadas e destruídas, física ou quimicamente, da mesma maneira como acontece 
atualmente. 
 As relações estruturais existentes entre as rochas ajudam a estabelecer uma cronologia relativa. 
Assim, um corpo ígneo intrusivo é mais jovem do que as rochas cortadas por ele, bem como uma camada 
sedimentar, ou de um derrame vulcânico, é mais jovem do que os estratos de rochas sobre os quais se 
assentam e mais antiga do que os que as recobrem. Por outro lado, o estudo da radioatividade permitiu o 
desenvolvimento de métodos de datação absolutos, baseados na descoberta de que alguns elementos se 
transformam em outros, alguns em frações de segundos e outros em milhares de anos, a um ritmo de 
transformação (meia-vida) constante, independente das condições de temperatura e pressão. Por exemplo, o 
 18 
isótopo de K de peso atômico 40 se transforma em Ar de peso atômico 40 a uma meia vida de 1,3 bilhões 
de anos; dessa forma, como essa transformação se processa uniformemente desde os primórdios da 
formação da Terra, quanto mais antigo for o mineral potássico (micas, feldspatos e anfibólios) maior deve 
ser a quantidade de Ar 40 em relação ao K 40, assumindo que Ar algum, que é um gás, não tenha escapado 
de dentro da estrutura do mineral. Esse e outros métodos, como do U-Pb e do Rb-Sr, permitiram o 
estabelecimento da escala geológica do tempo (Tabela 3.10) de forma absoluta, permitindo a amarração dos 
diversos eventos geológicos e da estratigrafia das rochas de uma determinada região. 
 
Tabela 3.10. Escala geológica do tempo (em milhões de anos). 
 
 Época Período Era Eon 
 
Recente 
Quaternário 
C
en
o
zó
ic
o
 
F
an
er
o
zó
ic
o
 
Homem, glaciações no Hemisfério Norte 0,01 
Pleistoceno 
1,6 
Plioceno 
Terciário 
 
5,3 
 
Mioceno 
 
24,0 
 
Oligoceno 
 
37,0 
 
Eoceno 
 
57,0 Mamíferos 
Paleoceno 
 
66,0 
 
 
Cretáceo 
M
es
o
zó
ic
o
 
Angiospermas, abertura Oceano Atlântico 
144 
 
Jurássico Apogeu dos dinossauros e primeiras aves 
208 
 
Triássico Dinossauros 
245 
 
Permiano 
P
al
eo
zó
ic
o
 
 
 
286 
 
Carbonífero Anfíbios 
360 
 
Devoniano Insetos 
408 
 
Siluriano Plantas terrestres 
438 
 
Ordoviciano Peixes 
505 
 
Cambriano 
 
 
570 Crustáceos e corais 
 
P
ro
te
ro
zó
ic
o
 
 
 
 
 
2500 
 
 
A
rq
u
ea
n
o
 
 Bactérias e algas verde-azuladas 
 
 Rochas mais antigas 
 
 
3.2.2 Geologia do Rio Grande Do Sul 
 
 O estado do Rio Grande do Sul apresenta quatro grandes províncias geomorfológicas (Figura 3.2), 
relacionadas a origens geológicas distintas. 
 O Escudo Sulriograndense, localizado na parte centro-sul do estado, apresenta as rochas mais 
antigas, com idades que vão desde o cambriano até provavelmente o arqueano, distribuídas em relevos 
ondulados a forte ondulados desde aproximadamente 100m até 400m de altitude, representando o 
embasamento cristalino. Compreende uma área geologicamente muito complexa: várias suites de rochas 
ígneas plutônicas, de composição principalmente granítica, algumas intimamente associadas a rochas 
metamórficas de alto grau como gnaisses (terrenos granito-gnáissicos), e algumas faixas de rochas 
 19 
metamórficas diversas (xistos, filitos, quartzitos, mármores, anfibolitos, gnaisses, etc), recobertas 
seqüências de rochas sedimentares (conglomerados, arenitos e siltitos) e vulcânicas ( riolitos, andesitos e 
tufos vulcânicos) do final do Paleozóico. 
 A Depressão Periférica é uma área de rochas sedimentares que se apresenta circundando o Escudo 
Sulriograndense. Apresenta relevos ondulados a suave ondulados (coxilhas) e altitudes médias entre 40 e 
100m. Geologicamente, ela faz parte de uma grande bacia sedimentar conhecida como bacia do Paraná, que 
se estende até o norte do estado de São Paulo e sul do Mato Grosso do Sul. Sua sedimentação, denominada 
de gondwânica em alusão ao supercontinente que existia antes do surgimento do Oceano Atlântico e 
separação entre a América e a África, começou no início do Permiano, em um ambiente continental com 
evidências de deposição glacial (Grupo Itararé: conglomerados do tipo tilito, arenitos e siltitos do tipo 
varvito), passando a um ambiente costeiro (Formação Rio Bonito: arenitos, siltitos e carvão; Formação 
Palermo: siltitos) e após a marinho de águas rasas (Formações Irati: folhelhos com lentes calcárias; Estrada 
Nova: folhelhos e arenitos muito finos); retornou então a sedimentação em um ambiente costeiro 
(Formação Rio do Rasto: siltitos e arenitos), passando a fluvial (Formação Rosário do Sul: arenitos, siltitos 
e argilitos) e após a desértico (Formação Botucatu: arenitos eólicos) no período Jurássico. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
CONVENÇÕES 
 
Planície Costeira 
 
Planalto 
 
Depressão Central 
 
Escudo Sul-Rio-Grandense 
 
Figura 3.2. Províncias geomorfológicas do estado do Rio Grande do Sul (Carraro et al., 1974). 
 
 
 O Planalto é formado por uma sucessão de derrames de rochas vulcânicas, que se apresentam em um 
relevo tendendo a tabular, muito escavado em alguns pontos formando escarpas e vales profundos (zona da 
serra). Situa-se na porção nordeste do estadoa altitudes de até 1000m, gradualmente caindo até menos de 
100m na porção oeste do estado, na zona da Campanha. Essa manifestação vulcânica de grande porte, 
datada do Cretáceo, interrompeu a sedimentação da Bacia do Paraná, tendo sua origem conexão com a 
abertura do Oceano Atlântico e separação do supercontinente Gondwana, que deu origem aos continentes 
da América do Sul e África. De modo geral, os primeiros derrames apresentam composição basáltica e os 
últimos composição riolítica, com termos intermediários de composição dacítica. Por isso, na porção 
nordeste do estado se encontram os derrames basálticos nas cotas mais baixas, formando as bases e encostas 
dos morros, e os derrames riolíticos nas cotas mais altas, geralmente acima de 700-800m. Por outro lado, na 
parte oeste do estado predominam as rochas basálticas. 
 A Planície Costeira, situada em cotas baixas (menos de 40m de altitude), é formada por sedimentos 
inconsolidados (areias, silte e argilas) do período Quaternário. Sua sedimentação é de ambiente costeiro sob 
influência de eventos de transgressão e regressão marinhas, que formaram ambientes praiais, com lagunas e 
cordões arenosos, e marinho de águas rasas. Em realidade, os sedimentos da Planície Costeira compõem a 
parte emersa de uma bacia sedimentar bem maior, chamada Bacia de Pelotas, originada com a separação do 
 20 
Gondwana e formação do Oceano Atlântico. Seus sedimentos atingem a espessura de 8000m na parte mais 
espessa e sua área se estende até aproximadamente a isóbata de 200m. 
 20 
3.3 MINERAIS DO SOLO 
 
 
 Na pedosfera (Figura 1.1), a maioria dos 
minerais das rochas (denominados primários), 
formados em condições de temperatura e pressão 
bem mais elevadas, torna-se física e quimicamente 
instável. Em função disso, esses minerais passam 
por uma série de reações (intemperização), 
liberando elementos para a solução do solo e 
formando um conjunto de novos minerais 
(denominados secundários), na busca de um 
equilíbrio com as condições do meio. 
 No solo, os minerais primários mais estáveis 
concentram-se nas frações areia e silte (Figura 3.3). 
Quartzo
secundários
Outros minerais
prim
ários
Silic
ato
s
secundários
Silicatos
Argila Silte Areia 
Di
st
rib
ui
çã
o 
re
la
tiv
a 
(%
) 100
50 
0 
 
Figura 3.3. Distribuição média dos minerais nas diversas 
frações dos solos (Brady & Weil, 1999). 
 
Os minerais secundários, formados a partir da intemperização dos minerais primários mais instáveis, são 
encontrados principalmente na fração argila, constituída, na sua fração inorgânica, por uma mistura em 
proporções variáveis de argilominerais e óxidos. 
 
3.3.1 ESTRUTURA CRISTALINA DOS ARGILOMINERAIS E ÓXIDOS 
 
 Os argilominerais, assim como todos os 
filossilicatos, apresentam estrutura em camadas 
formadas pela justaposição de lâminas 
tetraedrais com lâminas octaedrais (Figura 3.4). 
A união entre a lâmina tetraedral e a octaedral se 
dá através dos oxigênios apicais dos tetraedros, 
que são compartilhados com os octaedros, 
compondo uma camada (Figura 3.5). Os 
argilominerais podem possuir camadas compostas 
por uma lâmina tetraedral unida a uma lâmina 
octaedral, sendo denominados do tipo 1:1, bem 
como apresentar camadas constituídas por uma 
lâmina octaedral situada entre duas lâminas 
tetraedrais, denominados do tipo 2:1 (Figura 3.5). 
 (a) 
 
 (b) 
 
Figura 3.4. União de tetraedros formando uma lâmina 
tetraedral (a) e de octaedros formando uma 
lâmina octaedral (Costa, 1979). 
No caso de cátions divalentes, todos os 
sítios das lâminas octaedrais serão 
ocupados de modo a buscar a neutralidade 
elétrica da estrutura, compondo 
filossilicatos trioctaedrais; se o cátion for 
trivalente somente serão ocupados dois 
terços dos sítios, formando filossilicatos 
dioctaedrais. As ligações entre as 
camadas podem ser muito fortes, 
constituindo os argilominerais não-
expansivos, ou então podem ser mais 
fracas, permitindo o afastamento das 
camadas entre si, constituindo os 
argilominerais expansivos. 
 
 Tipo 1:1 
 
 
 Tipo 2:1 
 
Figura 3.5. União entre as lâminas octaedrais e tetraedrais compondo 
argilominerais do tipo 1:1 e do tipo 2:1 (Costa, 1979). 
 Os óxidos mais comuns do solo (de Fe, Al e Mn) apresentam a estrutura cristalina de acordo com a 
relação de raios iônicos cátion/oxigênio (Tabela 3.4). Os óxidos de Fe apresentam cada átomo de Fe rodeado 
por seis O ou O e OH-, com os tipos de óxidos de Fe diferindo em relação ao arranjo dos octaedros, 
resultando em algumas estruturas mais compactas e outras menos compactas, com os octaedros arranjados 
em fileiras ou em lâminas em zig-zag. Os óxidos de Al são compostos de planos de OH- empacotados 
compactamente, com os Al3+ entre eles ocupando dois terços dos sítios octaedrais (Figura 3.6). 
 21 
Os óxidos de Mn mostram uma estrutura 
composta por fileiras de octaedros, simples, 
duplas ou mais, oriundas de sítios 
octaedrais não ocupados, resultando em 
“túneis” que podem ser ocupados por água 
ou outros cátions. Nos solos, os óxidos 
apresentam-se com grau de cristalinidade 
bastante variado, com uma transição 
contínua entre estruturas perfeitamente 
ordenadas e outras altamente desordenadas. 
 
Figura 3.6. Modelo ilustrando a estrutura dos óxidos de Al, com 
empacotamento compacto dos planos de 0H-. Esferas grandes: 
íons 0H-; esferas pequenas: Al3+. (Dixon & Weed, 1989) 
3.3.2 ARGILOMINERAIS 
 
 Argila (clay) é um termo geral para materiais com tamanho < 2 µm; argilomineral (silicate clay 
mineral) refere-se a um tipo de silicato, que na sua maioria ocorre na fração de tamanho argila. 
 Os argilominerais fazem parte dos filossilicatos, cuja classificação simplificada, com ênfase nos 
argilominerais é apresentada na tabela 3.11, considerando o tipo de camada e o caráter de expansibilidade. 
Além disso, os argilominerais apresentam na estrutura dos filossilicatos do tipo 2:1 desvios de uma 
composição “ideal” di ou trioctaedral, isto é, que mantenha a neutralidade elétrica da estrutura, que é com Si 
nos tetraedros e cátions trivalentes (nos dioctaedrais) ou divalentes (nos trioctaedrais) nos octaedros, que 
ocorre na pirofilita - Al2Si4O10(OH)2 e no talco - Mg3Si4O10(OH)2; ou seja: [(+3x2 ou +2x3) + (+4x4) = +22; 
(-2x10) + (-1x2) = -22]. Há, por exemplo, nas micas, substituição de Si por Al a cada 4 posições nos 
tetraedros - Al2 (Si3Al)O10 (OH)2 (muscovita), o que gera uma carga negativa por unidade de fórmula: 
[(+3x2) + ((+3x4) + (+3x1) = +21; (-2x10) + (-1x2) = -22); ou então, uma substituição de um trivalente por 
divalente nos octaedros, ou uma combinação de substituição de Si por Al nos tetraedros acompanhada pela 
substituição de um divalente por um trivalente nos octaedros, o que gera uma fração de carga negativa por 
unidade de fórmula, como ocorre nas esmectitas. Esse excesso de cargas negativas na estrutura origina uma 
carga elétrica superficial permanente nas camadas de certos filossilicatos, que é responsável pela propriedade 
de retenção superficial de cátions e de troca catiônica nos argilominerais, com implicações importantes na 
fertilidade e nutrição das plantas no solo. 
 
Tabela 3.11. Classificação simplificada dos filossilicatos com ênfase nos argilominerais. 
 
Tipo de 
camada 
Expansibilidade Grupo Espécies (principais) 
1:1 Não-expansivo 
Caulinita (x  0) (Di) caulinita, haloisita 
Serpentina (x  0) (Tr) crisotilo, antigorita 
2:1 
Não-expansivo 
Talco-Pirofilita (x  0) talco (Tri), pirofilita (Di) 
Micas (x 1, 0) 
muscovita (Di), biotita (Tr) 
ilita (x  0,6-0,9) (Di ou Tr?)) 
Clorita (x variável)(Di ou Tr) clinocloro (Tr), chamosita (Tr) 
Expansivo 
Vermiculita (x  0,6-0,9) vermiculita (Di ou Tr) 
Esmectita (x  0,2-0,6) 
Di: montmorilonita, nontronita, beidelita 
Tr: saponita, hectorita 
x: carga elétrica na camada por unidade de fórmula; Di: dioctaedral e Tr: trioctaedral; 
mineral: argilominerais de ocorrência mais importante no solo 
 
(a) Caulinita 
 É um argilomineral 1:1 não-expansivo com espaçamento basal de 7,2Å (0,72 nm). 
 O espaço reduzido entre as camadas não permite a entrada de água ou íons (Figura 3.7a). Sua 
composição química é Al2Si2O5 (OH)4, não admitindo praticamente variação, o que resulta em uma estrutura 
eletricamente neutra (2Al3+ + 2Si4+ = +14; 5O2- + 4OH- = -14). Apesar disso, a caulinita apresenta uma CTC 
(capacidade de troca de cátions) muito pequena, que varia entre 3 e 15 cmolc kg-1. A CTC permanente 
medida em caulinitas pode ser devida à presença de camadas de esmectita ou vermiculita interestratificadas 
(ver interestratificados no item f). Por outro lado, a dissociação ou adsorção de íons H+, a partir do AlOH das 
lâminas octaedrais expostas nas bordas laterais dos minerais, gera cargas negativas ou positivas, dependentes 
de pH, conferindo CTC ou CTA (capacidade de troca de ânions); nesse último caso, especialmente nas faixas 
 22 
de pH ácido, favorecendo à adsorção de fosfatos. A pequena quantidade de cargas negativas dá a caulinita 
uma forte tendência de flocular na faixa de pH encontrada nos solos. 
 As caulinitas são os argilominerais predominantes na maioria dos solos ácidos das regiões tropicais e 
subtropicais, conferindo-lhes uma baixa CTC e, em conjunto com os óxidos de Fe e Al, uma grande 
estabilidade dos agregados do solo. 
 
(b) Micas 
 Argilominerais 2:1 não-expansivos, com 
distância fixa de 10Å (1,0 nm) entre as camadas. 
A rigidez entre as camadas deve-se a presença de 
K que, ocupando as cavidades siloxanas, liga 
fortemente as camadas, não permitindo a 
expansão e penetração de água ou íons (Figura 
3.7b). Nos solos as micas mais comuns são a 
muscovita (mica clara), a ilita (muscovita 
finamente dividida) e a biotita (mica escura), 
herdadas do material de origem. 
 A composição da muscovita é K Al2 
(Si3Al)O10 (OH)2, ocorrendo nos tetraedros uma 
substituição de Si por Al a cada quatro posições, 
com o Al ocupando dois terços dos sítios 
octaedrais (filossilicato dioctaedral) (Figura 3.7) e 
com o excesso de cargas negativas compensados 
pelos íons K+ das entrecamadas. 
 A biotita, cuja composição é K (Mg, Fe2+)3 
(Si3Al)O10 (OH)2, apresenta, como a muscovita, 
substituição de Si por Al nos tetraedros, porém 
com todos os sítios octaedrais ocupados por Mg e 
Fe ferroso (filossilicato trioctaedral). 
 A ilita é um mineral muito parecido com a 
muscovita, porém com tamanho argila, teor um 
pouco menor de K (com algum Na e Ca nas 
entrecamadas) e menor substituição de Si por Al 
nos tetraedros, que é compensada pela presença de 
Fe e Mg nos octaedros. 
 As micas são comuns em solos derivados 
de rochas graníticas e de algumas rochas 
metamórficas, como gnaisses e xistos, com sua 
presença nos solos significando uma 
disponibilidade potencial de potássio para as 
plantas. 
 
 
Figura 3.7. Estrutura dos principais argilominerais do solo 
(adaptado de Dixon & Weed, 1989) 
(c) Vermiculita 
 Argilominerais 2:1 expansivos, com distância basal variável entre 10 e 15Å (1,0 e 1,5nm), quando, 
respectivamente, há K e moléculas de água entre as camadas (Figura 3.7c). A vermiculita forma-se 
principalmente a partir das micas, aparentemente pela remoção do K das entrecamadas; dessa maneira, 
dependendo do tipo de mica de origem ela pode ser trioctaedral, no caso de derivar da biotita, ou dioctaedral, 
no caso de derivar da muscovita. 
 Com a remoção do K as cargas negativas oriundas da substituição parcial do Si pelo Al nos tetraedros 
tornam-se disponíveis para a troca de íons; entretanto, comumente observa-se parte da carga negativa 
tetraedral reduzida por uma carga octaedral líquida positiva, diminuindo a carga elétrica da camada em 
relação as micas (Tabela 3.11). As vermiculitas possuem uma CTC (capacidade de troca de cátions) muito 
elevada, variando entre 140 e >200 cmolc kg-1. Pelo fato das cargas terem origem nos tetraedros essas são 
mais fortes do que na superfície das montmorilonitas (esmectitas), gerando nesses minerais uma grande 
capacidade de fixação de K nas entrecamadas, o que pode tornar o potássio adicionado pela adubação 
indisponível para as plantas. Sua presença nos solos, portanto, significa uma potencial fixação de K. 
 
 23 
(d) Esmectitas 
 Argilominerais 2:1 expansivos com distância basal entre 10 e 20Å, variável conforme o tipo de cátion 
e o número de camadas de moléculas de água presente nas entrecamadas. As esmectitas formadas no solo 
(montmorilonita, beidelita e nontronita) são dioctaedrais, ao passo que as esmectita trioctaedrais são 
herdadas do material de origem e raramente encontradas no solo. A montmorilonita é a esmectita mais 
comum, sua estrutura é semelhante a da vermiculita, porém as principais substituições se dão nos octaedros, 
com Mg e secundariamente Fe no lugar do Al (Figura 3.7c). Sua composição pode ser representada como 
(M+) (Al3Mg) (Si8) O20 (OH)4 . xH2O, onde M+ representa os cátions trocáveis adsorvidos na superfície das 
camadas. Devido a diferença de carga entre o Al3+ e o Mg2+ é gerada uma carga negativa permanente na 
lâmina octaedral, que se redistribui na estrutura, transferindo-se para a superfície das camadas, por isso 
apresentando cargas mais fracas do que as vermiculitas. 
 A beidelita e a nontronita são espécies que representam variações extremas na composição das 
esmectitas, apresentando substituição tetraedral do Si por Al, a beidelita com Al nos octaedros e a nontronita 
com Fe+3, por isso apresentando alta carga na camada (esmectitas de alta carga). Na realidade, composições 
intermediárias são comuns, por exemplo, montmorilonitas ricas em Fe; porém, a maioria da composição das 
esmectitas cai no campo da montmorilonita. 
 O pequeno tamanho dos cristais (Tabela 3.12) e a presença de uma grande área interna, 
disponibilizada pela expansão do espaço entre as camadas, gera uma elevada área superficial específica. Isso 
proporciona, em conjunto com a carga permanente da superfície das camadas, uma alta CTC (110  20 cmolc 
kg-1) e uma grande capacidade de reter cátions e moléculas (água, moléculas orgânicas e pesticidas). As 
esmectitas de alta carga tendem a apresentar, como a vermiculita, capacidade de fixação de K nas 
entrecamadas. 
 A grande capacidade de expansão e contração das esmectitas confere aos solos uma elevada 
plasticidade e pegajosidade quando úmidos e uma consistência dura e muito dura quando secos, tornando o 
manejo agrícola desses solos muito difícil. Além disso, a alta capacidade de adsorção de água e de expansão 
das esmectitas também provoca deslizamentos de terra e problemas de fundação para as construções. Por 
outro lado, o comportamento físico dos solos esmectíticos depende do tipo de cátion trocável, com a 
saturação com Na aumentando o grau de expansão das camadas e a dispersão da argila, o que diminui a 
estabilidade dos agregados e a condutividade hidráulica do solo, tendendo a ocorrer o contrário com a 
esmectita saturada com Ca. 
 As montmorilonitas são encontradas em solos pouco intemperizados, de regiões temperadas e áridas, 
e em locais de drenagem impedida. No RS, são os argilominerais predominantes nos solos escuros da região 
da Campanha (Vertissolos, Chernossolos e Neosolos Litólicos) e nos Chernossolos das encostas do Planalto 
e de alguns locais do Escudo Sul-rio-grandense. As outras espécies