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UNIVERSIDADE FEDERAL DE PELOTAS 
FACULDADE DE AGRONOMIA ELISEU MACIEL 
DEPARTAMENTO DE SOLOS 
 
GÊNESE DO SOLO 
 
 
1 - INTRODUÇÃO 
 Quando as rochas são expostas à superfície terrestre, estão sujeitas a condições de 
pressão, temperatura e umidade muito diferente daquelas do meio onde se originaram. 
Uma vez expostas, irão sofrer a ação direta do calor do Sol, umidade e ação dos 
organismos, dando início a processos que provocam modificações tanto no aspecto físico 
como na composição química dos minerais dessas rochas (intemperização). A camada de 
material superficial, originado das rochas e dos depósitos inconsolidados, que foi afetado 
pelo intemperismo é chamada de regolito. 
 Por sua vez, o regolito pode ser 
separado em duas subcamadas: o substrato 
e o solum. No substrato pode ser 
encontrada a rocha decomposta por 
intemperismo químico para um material 
mais friável, de cores amarelas a 
avermelhadas ou em tons de cinza, que 
preserva muitas das estruturas da rocha sã 
que ocorre abaixo; quando esse apresenta a 
estrutura da rocha perfeitamente discernível 
é denominado de saprólito (grego: sapros = 
podre; litos = rocha). No solo, a parte mais 
externa, ou seja, mais exposta à superfície, 
atuam não somente os processos de 
intemperismo, mas também os processos 
pedogenéticos (processos de formação do 
solo). 
 
Figura 1. Terminologia e relação entre os segmentos 
da crosta terrestre (Fanning & Fanning, 1989). 
 
Em resumo, os principais processos que ocorrem na superfície terrestre são: 
1) Intemperismo → conjunto de alterações físicas, químicas e/ou biológicas que as 
rochas sofrem ao aflorar na superfície terrestre. 
2) Erosão → processo de remoção dos produtos do intemperismo, provocado pela 
ação da água, gelo e vento, combinados com a força gravitacional. A movimentação desses 
materiais é chamada de transporte. 
3) Sedimentação → acumulação local de detritos ou substâncias reprecipitadas 
(sedimentação química) que foram movidos pelas forças erosivas, de áreas elevadas para 
áreas mais baixas, como bacias e depressões. 
4) Pedogênese → é um processo resultante da ação dos agentes intempéricos e 
biológicos, levando à diferenciação dos horizontes e formação dos perfis de solos. 
A gênese do solo estuda a origem e o desenvolvimento dos solos, suas relações com 
o ambiente atual e a influência das características herdadas do passado no seu 
comportamento. Este conhecimento serve tanto para auxiliar no entendimento da 
distribuição dos solos na paisagem, permitindo o seu mapeamento, como no correto 
manejo e na conservação. 
 
 
2 – INTEMPERISMO 
 O intemperismo é um conjunto de alterações físicas (desagregação) e químicas 
(decomposição) que as rochas sofrem ao aflorar na superfície da Terra. Os produtos do 
intemperismo, rocha alterada e solo, estão sujeitos aos processos que ocorrem na superfície 
terrestre (erosão, transporte e sedimentação), ocasionando a denudação continental e o 
conseqüente aplainamento do relevo. O intemperismo resulta da instabilidade dos minerais 
às condições de temperatura, pressão e umidade encontradas na interface litosfera-
atmosfera; reduz as massas rochosas a fragmentos que variam desde o tamanho de grandes 
blocos (> 1 m) até o tamanho argila (< 0,002 mm) e continua ocorrendo tanto no solo 
como no substrato. 
 Basicamente, o intemperismo pode ser classificado em dois tipos: intemperismo 
físico e intemperismo químico. Passaremos a examinar os diferentes tipos de intemperismo 
e em seguida os fatores que determinam suas variações. 
 
2.1 – Intemperismo físico 
 Consiste na fragmentação das rochas, sem mudanças significativas na composição 
química. Inicia com a exposição das rochas à superfície da crosta terrestre, que pode ser 
através de vulcanismo, plutonismo ou tectonismo. Causa a separação e desfragmentação 
dos grãos minerais, antes coesos, transformando a rocha inalterada em material 
descontínuo e friável. Pode ser subdividido em: 
Alívio de pressão → fendilhamento da rocha provocado por expansão, provocada pelo 
alívio de tensões, gerada pela remoção de espessas capas de sedimentos da crosta terrestre. 
Exemplo: rochas ígneas plutônicas, quando expostas à superfície através de soerguimento 
ou erosão, provocando sua expansão e fendilhamento. 
Variação de temperatura → fraturamento da rocha por tensões geradas por variações 
diárias ou sazonais ou mesmo por aquecimento diferencial da superfície da rocha, 
ocasionando a fragmentação dos minerais. Isto ocorre quando vários minerais estão unidos 
na massa da rocha e, quando submetidos à variações de temperatura, se dilatam e contraem 
em diversas direções e com intensidades diferentes. Exemplo de ocorrência: desertos, com 
climas quentes e áridos. 
Congelamento da água → ao congelar-se, a água pode expandir seu volume em cerca de 
9%. Por este motivo, a água ao congelar em fendas ou poros das rochas gera pressões 
internas nas paredes das mesmas. A repetição contínua do processo de congelamento-
degelamento contribui para alargar as fendas e a conseqüente desagregação da rocha. Este 
tipo de intemperismo não é comum no clima do Brasil, sendo típico de áreas mais frias. 
Precipitação de sais → de maneira semelhante à ação do gelo, o acúmulo de água rica em 
sais nas frestas e fendas das rochas podem ocasionar seu fraturamento quando a água 
evapora e os sais começam a se cristalizar. É um dos principais problemas que afetam os 
monumentos históricos. 
Crescimento de raízes → significa a quebra das rochas pela pressão causada pelo 
crescimento das raízes em suas fissuras. Exemplos típicos desta força são os danos 
causados pelas raízes de algumas árvores ao calçamento e às fundações de construções. 
 A fragmentação das rochas e o conseqüente aumento da área superficial específica 
(ASE) é uma das maiores contribuições do intemperismo físico para o avanço do 
intemperismo químico e a pedogênese. 
 
2.2 – Intemperismo químico 
 Consiste em alterações químicas e mineralógicas das rochas. Inicia quando os 
minerais constituintes das rochas são atacados pela água, gás carbônico, oxigênio e alguns 
constituintes são removidos em solução. O intemperismo químico conduz à alteração e à 
desintegração dos minerais, resultando na formação de novos minerais (neoformação) e na 
liberação de íons. A ação do intemperismo químico aumenta diretamente com a área 
superficial dos minerais, pelo fato de se iniciar na superfície dos mesmos. 
 O principal agente deste tipo de intemperismo é a água, que infiltra e percola nas 
rochas. Esta ação é reforçada pela presença de ácidos orgânicos e predomina em climas 
úmidos, sendo acelerada pelo aumento da temperatura. O intemperismo químico é 
favorecido pelo intemperismo químico e na natureza é praticamente impossível separar os 
dois tipos, já que ocorrem quase simultaneamente. O intemperismo químico torna-se mais 
acelerado à medida que o intemperismo físico avança, devido ao aumento da área 
superficial específica dos minerais. Estas reações ocorrem numa velocidade bastante lenta, 
do ponto de vista humano. As principais reações são: 
Hidratação → associação de moléculas de água ou grupos de OH. A água é adsorvida à 
superfície do mineral sem alterar a sua estrutura, mas servindo como um pré-requisito para 
a hidrólise, daí a sua importância. 
CaSO4 + 2H2O ⇔ CaSO4.2H2O 
Dissolução → os minerais são dissolvidos pela água, rica em CO2 ou ácidos, resultando na 
solubilização completa do mineral. Ocorre com minerais de alta solubilidade como halita e 
calcita. No caso da calcita são formadas cavernas (com estalactites e estalagmites) em 
rochas calcárias e um relevo típico, denominado de kárstico, com depressões (dolinas) e 
sumidouros. 
NaCl ⇒ Na+ + Cl- 
CaCO3 + H2CO3 ⇒ Ca++ + 2HCO3- 
Oxidação → neste processo, o oxigênio tem grande importância na intemperização de 
mineraisricos em Fe e Mn. Os cátions são liberados, formando óxidos e hidróxidos. A 
oxidação gera cores avermelhadas ou amareladas, no caso de óxidos de ferro, e pretas , no 
caso de óxidos de manganês. 
Redução→ está relacionada à redução de íons de ferro (Fe+3 → Fe2+), dada pela ação de 
microorganismos em ambientes saturados com água e baixa oxigenação. Confere cores 
acinzentadas em solos mal drenados. 
Hidrólise → é a reação mais importante. Os íons H+ reagem com os elementos do mineral, 
rompendo as ligações entre os íons metálicos e o silício com o oxigênio, alterando a 
composição e a estrutura do mineral. A hidrólise normalmente ocorre numa faixa de pH 
entre 5 e 9. Em ambientes onde o pH for menor que 5 ela é chamada de acidólise. A 
hidrólise pode ser total: 100% da sílica e do potássio são eliminados, restando apenas o 
alumínio, insolúvel na faixa de pH entre 5 e 9, em ambientes de pluviosidade alta e boa 
drenagem dos perfis; ou parcial: parte da sílica permanece no perfil e o potássio pode ser 
total ou praticamente eliminado, resultando na formação de aluminossilicatos, 
montmorilonita (bisialitização) e caulinita (monosialitização), em áreas de menor 
pluviosidade e/ou drenagem menos eficiente em relação ao ambiente de hidrólise total. 
 
2,3 KAlSi3O8 + 8,4 H2O + H+ → Si4O10 Al1,8Mg0,2(OH)2 M0,3 + 3,2H4SiO4 + 2K+ + 2OH- 
 feldspato montmorilonita (hidrólise parcial) 
 
2 KAlSi3O8 + 11 H2O + H+ → Si2Al2O5(OH)3 + 4H4SiO4 + 2K+ + 2OH- (hidrólise parcial) 
 feldspato caulinita 
 
KAlSi3O8 + H2O + H+ → Al(OH)3 + 3H4SiO4 + K+ + OH- (hidrólise total) 
 feldspato gibbsita 
 
Complexação → é a ligação de um íon metálico com um composto orgânico, podendo 
aumentar a solubilidade do metal, acelerando a decomposição dos minerais (intemperismo 
bioquímico) e formando complexos organo-metálicos. 
 
2.3 – Fatores que controlam a ação intempérica 
Os fatores que controlam a ação do intemperismo são: 
1 Clima → variações sazonais de temperatura e distribuição das chuvas. É um dos 
fatores mais importantes por regular a natureza e a velocidade dos tipos de 
intemperismo. O intemperismo físico predomina em áreas onde a temperatura e a 
pluviosidade são baixas, enquanto o intemperismo químico é favorecido por 
temperatura e pluviosidade mais altas. 
2 Rocha parental → apresenta resistência diferenciada aos processos intempéricos, 
dependendo da natureza mineralógica. Entre os minerais constituintes das rochas, 
alguns são mais susceptíveis do que outros à alteração. A série de Goldish na figura 
2 representa a seqüência de estabilidade dos principais minerais frente ao 
intemperismo, comparando com a série de Bowen, referente à cristalização dos 
minerais. 
 Como conseqüência dessa diferenciação de comportamento dos minerais frente ao 
intemperismo, os perfis de solos e os saprólitos serão enriquecidos com os minerais mais 
resistentes ao intemperismo, como o quartzo, e pobres ou desprovidos de minerais mais 
alteráveis, como a olivina. 
3 Relevo → influi no regime de infiltração e drenagem de águas pluviais. O relevo 
controla a velocidade de escoamento superficial das águas pluviais (que também 
depende da cobertura vegetal) e, portanto, controla a quantidade de água que 
infiltra nos perfis de solos. As reações químicas do intemperismo ocorrem mais 
intensamente em áreas do relevo onde haja boa infiltração de água, percolação por 
tempo suficiente para consumar as reações e drenagem para lixiviação dos produtos 
solúveis. Com a repetição deste processo, os componentes solúveis são eliminados, 
o intemperismo continua e o perfil tende a se aprofundar. 
 
Figura 2– Série de Goldish (estabilidade dos minerais) e série de Bowen (cristalização) 
 
4 Fauna e flora → fornecem matéria orgânica para as reações químicas e 
remobilizam materiais. Quanto maior for a atividade biológica, mais ácidos 
orgânicos são incorporados ao ambiente, acelerando o intemperismo químico. A 
atividade biológica também contribui para o intemperismo físico através do 
crescimento das raízes nas rupturas das rochas, estabilização das encostas e 
retardamento da erosão e favorecimento da infiltração das águas das chuvas. 
5 Tempo → tempo de exposição da rocha aos agentes intempéricos. Quanto mais 
longo for o tempo, maior a possibilidade de desenvolvimento do perfil do solo e de 
alteração das rochas. Em áreas de topografia muito íngreme, não há tempo 
suficiente para desenvolvimento do manto de intemperismo (regolito) devido a 
ação da erosão. 
 
2.4 – Estágios do intemperismo 
 
Definidos em função da associação de um conjunto de minerais específicos para um 
determinado grau de intemperismo. 
a) fraco: presença de minerais solúveis como gesso e calcita e de silicatos primários mais 
solúveis (olivina, piroxênios e plagioclásios cálcicos) nas frações areia e silte; 
b) intermediário: com minerais primários de resistência média ao intemperismo nas 
frações areia e silte (como biotita, feldspato K e plagioclásios Na-Ca) e argilominerais 2:1 
como esmectita (e vermiculita e ilita) na fração argila; 
c) avançado: fração argila dominada por argilominerais 1:1 (caulinita) e óxidos de Fe, 
podendo ter a presença de argilominerais 2:1 com hidróxi-Al nas entrecamadas; 
d) muito avançado: fração argila dominada por e óxidos de Fe e de Al (gibbsita), além de 
caulinita. 
 Com o avanço da intemperização 
e mudança nos tipos de argilominerais 
predominantes pode-se esperar uma 
tendência de evolução química do solo, 
com uma diminuição da CTC do solo, da 
saturação de bases e do pH (Figura 3). 
Em relação às propriedades físicas, 
também ocorre uma evolução, uma vez 
que com o aumento do grau de 
intemperização tende a aumentar o teor 
de óxidos de Fe, resultando em um 
comportamento físico do solo muito 
distinto no grau muito avançado (e em 
certa medida no avançado), quando 
comparado a solos em estágio de 
intemperismo pouco avançado. 
 
 
 
Grau de intemperismo
Fraco Intermediário Avançado Muito avançado
CT
C
Saturação bases (V%)
pH
 
Figura 3 – Variação da CTC (capacidade de troca de 
cátions), saturação de bases e pH com o grau de 
intemperização. 
 
2.5 – Graus de intemperização: razões Ki e Kr 
 As razões molares Ki e Kr são obtidas a partir de análises químicas, sendo 
empregadas para avaliar as perdas relativas dos elementos durante o intemperismo. O Ki é 
obtido em função dos valores de SiO2 e Al2O3, dividindo-se pelos seus respectivos pesos 
moleculares. Já o Kr é calculado em função dos valores expressos em porcentagem de SiO2 
e soma do Al2O3 + Fe2O3, divididos pelos seus respectivos pesos moleculares. 
Ou seja: 
 Ki = SiO2/Al2O3 
Kr = SiO2/(Al2O3 + Fe2O3) 
 
 Quanto maior o Ki e o Kr menor o grau 
de intemperismo. Conforme a figura 4, os 
óxidos de Fe e Al são menos solúveis e 
tendem a acumular-se no solo conforme 
avança o intemperismo, em comparação com a 
sílica. 
 
 
 
 
-7
-1
-2
-3
-4
-5
-6
1110 9 8 7 6 5 4 3 2 
lo
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10
M
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iO
, A
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u 
Fe
)
-x
 
2
pH
SiO amorfo2
Al(OH)3 Al(OH)4
-
Al3+
Fe(OH)3
Fe3+
 
Figura 4 – Solubilidade dos hidróxidos de Fe e Al e da sílica 
amorfa nas condições superficiais. 
 
 
 
 
 
3 – PROCESSOS PEDOGENÉTICOS 
 
 Os processos pedogenéticos, ou processos de formação do solo, são mecanismos 
físicos, químicos e biológicos que incluem reações de intemperismo, substituição iônica, 
síntese de substâncias, cristalização de minerais, decomposição orgânica, etc., responsáveis 
pela formação dos diferentes horizontes do solo, imprimindo determinadas feições aos 
solos, observáveis em um perfil ou corte. Estes processos são condicionados pelacombinação dos diferentes fatores de formação do solo. 
 Os processos pedogenéticos conhecidos foram classificados e agrupados por 
Simonson (1959) em quatro processos gerais, que podem ocorrer simultaneamente ou em 
seqüência e são usados para indicar o comportamento geral dos materiais que compõem os 
horizontes do solo. 
1) Adição → Diz respeito ao aporte de material vindo do exterior do perfil. Em outras 
palavras, é a incorporação de materiais ao solo. Por exemplo: areia trazida de outro local e 
depositada sobre o perfil, adubação, sedimentação, aterros. 
2) Remoção → É o contrário da adição, ou seja, o material é removido para fora do perfil. 
Exemplo: lixiviação de materiais, erosão, colheita. 
3) Transformação → Ocorre quando o material existente no perfil ou no horizonte muda 
sua natureza química ou mineralógica. Exemplo: decomposição da matéria orgânica, 
gênese dos argilominerais (como a seqüência montmorilonita → caulinita). 
4) Translocação → Ocorre quando o material passa de um horizonte para o outro, sem 
abandonar o perfil. Exemplos: eluviação/iluviação de matéria orgânica, argilominerais e 
óxidos de um horizonte para outro. 
 A combinação destas diferentes reações em intensidades variadas gera processos 
específicos que resultam na formação de solos com características típicas de cada 
combinação. Baseado neste princípio, alguns processos específicos serão descritos, mas 
deve-se considerar que sua ocorrência pode se dar de forma associada. 
 
3.1 – Eluviação – iluviação de argila (lessivage) 
 Trata-se da transferência de minerais, principalmente da fração argila, da porção 
superior do solo a uma profundidade maior. A eluviação é o processo de remoção dos 
constituintes, dissolvidos ou em suspensão, de um horizonte do solo, quase sempre 
realizado pela ação da água. Já a iluviação é o processo de acumulação dos materiais 
movidos pela eluviação. Em decorrência deste processo, os horizontes superficiais 
empobrecem em argila, ou seja, tornam-se mais arenosos. O horizonte que perde argila é 
denominado eluvial, enquanto o horizonte que acumula argila chama-se iluvial. Na 
descrição morfológica do solo, nos casos de intensa perda pode ser formado um horizonte 
de máxima eluviação designado pela letra E; o de máxima iluviação é denominado B 
textural (Bt). O acúmulo de argila no horizonte subsuperficial origina camadas mais 
densas, que podem diminuir a infiltração da água e oferecer resistência à penetração das 
raízes. 
 A translocação das partículas de argila compreende três etapas: a dispersão, o 
transporte e a deposição. A dispersão é necessária para separar as partículas dos agregados 
estruturais e depende das seguintes condições: a) concentração de íons na solução: uma 
baixa concentração de íons dispersa as argilas; b) tipo de íons: saturação com Na tende a 
dispersar a argila, ao passo que Ca (pH > 7) e Al (pH < 5) atuam como floculantes; c) tipo 
de argila: esmectitas dispersam mais facilmente do que a caulinita. Entretanto, o processo 
de umedecimento do solo, diminuindo a concentração de íons, bem como a faixa de pH 5 - 
6,5, favorece a eluviação. O transporte das partículas dispersadas exige água de circulação 
rápida, que ocorre nos poros médios a grandes ou em fendas. Esta situação é favorecida 
pela alternância de períodos secos e úmidos, que cria fendas no solo. A deposição das 
partículas de argila deve ocorrer em situações que diminuam o transporte e a dispersão. 
Isto acontece quando os poros maiores não têm continuidade e a água filtra para os poros 
menores, depositando-se as partículas nas paredes dos agregados, ou as partículas de argila 
floculam devido a uma maior concentração de íons na parte inferior do solo. A deposição 
de material eluviado na superfície dos agregados estruturais origina revestimentos 
brilhantes de aspecto graxo, denominado cerosidade. 
 Entre os solos produzidos pelo processo de eluviação-iluviação estão os 
Argissolos, os Luvissolos e os Planossolos. 
 
3.2 – Latolização 
 É o processo de remoção da sílica (dessilicação) e de bases para fora do perfil após 
intensa intemperização dos minerais constituintes. Na latolização, o intemperismo químico, 
especialmente a hidrólise e a oxidação, são muito intensos ou atuaram por um período 
bastante longo, gerando uma dessilicação média (monossialitização) ou forte (alitização). 
Os solos onde este processo predomina são ricos em caulinita e/ou óxidos de ferro e 
alumínio, dependendo do grau de dessilicação. Obviamente, devem predominar os 
processos de transformações sobre os de transferência de argila, o que é favorecido pelas 
condições de boa drenagem e intensa lixiviação (perdas). Geralmente ocorre em regiões 
tropicais e subtropicais úmidas, com abundância de água e altas temperaturas, 
proporcionando um intemperismo químico intenso e rápido. Se, por um lado há a intensa 
remoção dos cátions básicos e da sílica, por outro há o enriquecimento em óxidos de ferro 
e alumínio (ferralitização). 
 Os solos formados nestas condições (Latossolos) tendem a ser muito lixiviados, 
ácidos, com CTC baixa e pobres em nutrientes e são aqueles que apresentam o horizonte B 
latossólico (Bw). O perfil do solo geralmente é profundo e homogêneo e o gradiente 
textural entre os horizontes A e B, se existente, é muito pequeno devido à estabilização dos 
argilominerais pelos óxidos, dificultando seu transporte para outros horizontes. A 
propriedade dos óxidos de Fe e Al formarem com a caulinita um sistema altamente 
floculado, com agregados estáveis, diminui muito o grau de dispersão das argilas e, 
conseqüentemente, a eluviação. Além dos Latossolos, o processo de latolização também 
está expresso em menor grau na classe dos Nitossolos. 
 O processo de latolização não deve ser confundido com o de laterização, que leva à 
formação de laterita, material duro, rico em óxidos de Fe, quebrável somente com um 
martelo. Essa confusão, muito presente há décadas passadas, levou à concepção errônea de 
que os solos tropicais (chamados solos lateríticos) estariam fadados a endurecer formando 
crostas e capas lateríticas. O termo laterita foi criada por Buchnan em 1807 na Índia para 
um material que úmido era macio, ao ponto de ser cortado com uma pá em forma de 
blocos, e que por exposição ao ar secava e endurecia irreversivelmente formando tijolos 
(=later em latim), que os nativos usavam para construção de casas. Atualmente, esse 
material macio, rico em óxidos de Fe, é chamado de plintita, passando a ser denominado de 
petroplintita (ou petroférrico) após o endurecimento. 
 
3.3 – Gleização 
 É um processo típico de ambiente com condições de redução, que ocorre onde há 
saturação por água e deficiência de oxigênio, ou seja, está associada a condições de 
hidromorfismo. A deficiência de oxigênio produz a redução dos óxidos Fe3+, Mn3+ e Mn4+ 
por microorganismos anaeróbios e sua solubilização. Quando as condições são de excesso 
de água, as populações de microorganismos aeróbios são substituídas por populações 
anaeróbias, com menor eficiência na decomposição de materiais orgânicos e usando outros 
elementos como receptores finais de elétrons, na ordem conforme um gradiente de redox: 
NO3, Mn4+, Mn3+, Fe3+ e S4-. Como a concentração de Fe excede em muito a concentração 
de Mn, N e S nos solos, o Fe3+ se torna o principal oxidante para a matéria orgânica nos 
solos hidromórficos. Os íons Fe2+ e Mn2+ migram na água, de maneira que determinadas 
porções do solo perdem óxidos e por isso “desbotam”. Em síntese, a perda dos óxidos de 
ferro, principais pigmentantes do solo, causa um descoramento do mesmo, tornando-o 
acinzentado ou com cores gleizadas (baixo croma), restando a cor do quartzo e dos 
argilominerais. Por isto, a coloração acinzentada no perfil é um forte indicativo de 
drenagem lenta ou impedida. Em locais mais oxigenados ou onde haja entrada de ar 
através da penetração de raízes, poros,interior de agregados ou zona de oscilação do lençol 
freático, os óxidos de Fe e Mn são novamente oxidados, formando mosqueados, nódulos 
ou concreções, as quais apresentam alto croma e contrastando com as cores acinzentadas. 
 Entre os solos formados por gleização e com saturação de água mais constante são 
os Gleissolos. Em condições de saturação mais temporária formam-se os Planossolos e os 
Plintossolos. 
 
3.4 – Paludização 
 O processo de paludização consiste na acumulação de materiais orgânicos em 
pântanos e banhados, onde há condições extremas de hidromorfismo, originando os 
Organossolos. Plantas adaptadas ao excesso de água desenvolvem-se, morrem e afundam 
na água, acumulando-se no fundo do banhado. A camada de água impede a oxidação 
rápida do material orgânico, que é muito lentamente decomposto pelos microorganismos 
anaeróbicos. A seqüência de gerações de plantas deposita camada sobre camada de 
material orgânico, podendo alcançar espessuras de vários metros. Portanto, os 
Organossolos irão formar-se quando a produção de matéria orgânica excede a sua 
mineralização. Isto ocorre sob condições de quase total saturação com água, restringindo a 
circulação de oxigênio. 
 
3.5 – Podzolização 
 Podzolização é um processo de eluviação-iluviação no qual são transferidos e 
acumulados em profundidade compostos orgânicos, acompanhados ou não por Al e Fe. O 
processo é favorecido em clima frio e úmido, por uma acumulação de matéria orgânica 
sobre a superfície do solo e em ambiente ácido. Assim, a decomposição da matéria 
orgânica é realizada predominantemente por fungos e produz ácidos fúlvicos móveis, que 
formam complexos organo-metálicos com o Al e Fe. Certos tipos de vegetação, como as 
coníferas, são capazes de produzir compostos orgânicos quelantes. A transferência desses 
compostos é favorecida em solos arenosos, onde não há argila e outros compostos para 
imobilizar os complexos. Os compostos organo-metálicos acumulam-se no subsolo, 
originando os horizontes Bh, Bs ou Bhs, característicos de um horizonte diagnóstico 
espódico e deixando um horizonte eluvial, ou E álbico. O solo formado por este processo é 
denominado Espodossolo. 
 
3.6 – Pedoturbação 
 Pedoturbação é o processo pelo qual o solo é fisicamente misturado, levando à 
homogeneização dos horizontes, obliterando a ação de outros processos que levam à 
distinção dos horizontes, como os de eluviação-iluviação. A pedoturbação pode ser devido 
a organismos (bioturbação) ou devido à ação da água (hidroturbação). 
 A bioturbação é realizada por animais como pequenos mamíferos (tatus, roedores, 
etc), formigas, térmitas e minhocas, que podem transportar material do subsolo para a 
superfície, bem como material da superfície (principalmente material orgânico) para o 
subsolo. Estima-se que a ação de formigas, minhocas e roedores possa misturar 
completamente a porção superior de um solo em poucas centenas de anos. A ação de 
térmitas sob os solos da região tropical também é considerada como muito importante 
devido ao grande volume de seus termiteiros, podendo desempenhar um papel decisivo no 
processo de latolização. Um tipo de bioturbação que tem que ser considerado atualmente é 
antropedoturbação, causada por técnicas de cultivo como a aração e a gradagem do solo, 
cujo produto é designado como horizonte Ap. 
 A hidroturbação mais importante é aquela que ocorre com a alternância de 
umedecimento e secamento em solos argilosos esmectíticos, também chamada de 
argiloturbação, que cria expressivas contrações e expansões no solo. Nos períodos secos 
com a contração abrem-se grandes fendas, profundas e com alguns centímetros de largura, 
por onde pode até mesmo cair material solto da superfície, chegando a gerar um 
rebaixamento da superfície. Nos períodos úmidos as argilas expandem, produzindo 
pequenas elevações e depressões na superfície (micro-relevo chamado de gilgai), bem 
como uma pressão de expansão que provoca o deslizamento diferencial entre porções da 
massa do solo, produzindo superfícies alisadas denominadas de slickensides. Esse processo 
é típico de Vertissolos, que podem ser encontrados na região da Campanha do estado do 
Rio Grande do Sul. 
 
3.7 – Calcificação ou carbonatação 
 A calcificação consiste na formação e no enriquecimento de CaCO3 no solo, que 
pode estar finamente disseminado na massa do solo como na forma de concreções e 
crostas, formando os horizontes Bk ou Ck, correspondentes aos horizontes cálcico e 
petrocálcico. Este processo normalmente ocorre em solos de boa drenagem natural em 
regiões subúmidas a áridas, desenvolvidos sobre materiais de origem ricos em cálcio, como 
calcários e mármores. 
 A precipitação de carbonato de Ca é favorecida por concentrações altas de Ca2+ e por 
quantidades decrescentes de água e de CO2, ou seja, por condições em que a 
evapotranspiração seja superior à precipitação. Com o aumento da precipitação a tendência 
é da acumulação do CaCO3 em horizontes mais profundos, chegando à lixiviação completa 
em climas úmidos. Nas regiões de pradarias esses solos costumam apresentar horizontes A, 
e algumas vezes o topo do B, com cores muito escuras e alta saturação de bases (solos 
chernozêmicos). Este processo é encontrado em Chernossolos e Vertissolos. São 
características relacionadas à carbonatação: elevados teores de matéria orgânica no 
horizonte superficial, pH, saturação de bases e CTC altos e esmectita como principal 
argilomineral. 
 
3.8 – Salinização 
 É um processo que gera acúmulo de sais solúveis no perfil ou na superfície do solo, o 
que pode ocorrer naturalmente em áreas de clima árido ou em áreas litorâneas sob a 
influência do mar. As acumulações de sais ocorrem em áreas baixas por transferência 
natural, acumulando subsuperficialmente. Com a forte evapotranspiração, os sais ascendem 
com a água através da capilaridade, precipitando nas porções superiores do perfil ou na 
superfície do solo, formando crostas salinas. Os sais são principalmente cloretos, sulfatos e 
carbonatos de Na, Mg e Ca. A presença de elevados teores de sais solúveis (>2% e alta 
CE) caracteriza um horizonte com caráter salino (4-7 dSm-1) ou sálico (>7 dSm-1), 
constituindo os chamados Solonchaks na antiga classificação brasileira (atualmente 
Gleissolos Sálicos ou Planossolos Nátricos). A salinizacão também pode ser artificial, 
devido a irrigação, pelo uso da água de irrigação com elevados teores de sódio. Ocorre 
ocasionalmente nas lavouras de arroz situadas no litoral do RS irrigadas com água da 
Laguna dos Patos, quando esta apresenta elevado teor de sódio. Resulta em uma alta 
saturação com Na, provocando a dispersão das argilas e sua transferência (eluviação) no 
solo. 
 
3.9 – Solonização – Solodização 
É o processo pelo qual os sais solúveis acumulados pela salinização são lixiviados, 
resultando numa alta saturação da CTC por sódio. Com isso, o pH do solo pode tornar-se 
muito elevado e dispersar e eluviar as argilas, formando um horizonte nátrico, com caráter 
sódico, (Btn), situação que na antiga classificação brasileira caracterizava um solo da 
classe Solonetz, atualmente Planossolo Nátrico. 
A solodização é o processo subsequente à solonização, em que a continuação da 
lixiviação dessatura de Na as porções superiores do perfil, tornando-a mais ácida, levando 
ao desenvolvimento de um horizonte E e ao posicionamento do horizonte iluvial (horizonte 
Btn) a uma maior profundidade 
 
3.10 – Sulfidização – Sulfurização 
Sulfidização é o processo pelo qual sulfetos são formados em solos e sedimentos 
costeiros, em função da influência da água do mar, bem mais rica em enxofre (~900 µg/ml) 
do que a água doce, que entra em contato com solos de mangue e com os sedimentos 
submersos pela ação das ondas e das marés. Bactérias, como o Desulfovibrio 
desulfuricans, que vivem nesse ambiente anaeróbico (saturado com água), reduzem o S do 
sulfato para sulfeto,utilizando-o como receptor de elétrons durante a oxidação da matéria 
orgânica (da qual retiram sua energia). O Fe reduzido presente nesse ambiente combina 
com o S precipitando como sulfeto ferroso (pirita). Nessa condição, em um ambiente com 
saturação contínua de água, a oxidação dos materiais sulfídricos está inibida pelo ambiente 
redutor. O pH pode ser neutro ou alcalino. 
 Após a drenagem desses pântanos costeiros (mangues), portadores de material 
sulfídrico, os sulfetos são oxidados, formando ácido sulfúrico, o que gera uma condição 
extremamente ácida (pH <3,0), processo denominado de Sulfurização. Esse processo 
também se desencadeia na mineração de carvão (que pode conter pirita) ou de depósitos de 
sulfetos (minérios de Pb, Zn e Cu), originando sérios problemas ambientais (drenagem 
ácida). 
 
3.11. Erosão – Cumulação (Aluviação) 
 Tanto a erosão como a aluviação tendem a modificar profundamente o solo 
existente, tendendo a formar solos jovens (Neossolos). No primeiro caso, a erosão tende a 
“decapitar” o horizonte A, enquanto que a aluviação tende a espessar esse horizonte. Dessa 
forma, áreas mais declivosas geralmente apresentam solos sem horizonte B (Neossolos 
Litólicos ou Regolíticos) ou com B pouco desenvolvido (Cambissolos). Por outro lado, em 
áreas freqüentemente sujeitas ao processo de aluviação, como nas planícies de inundação 
dos rios, o solo tende a ser enterrado, faltando assim o tempo necessário para decompor a 
matéria orgânica, fazendo com que o perfil do solo mostre uma distribuição irregular da 
matéria orgânica com a profundidade. Essa característica é usada como critério diagnóstico 
para o reconhecimento da classe de solos aluviais (Neossolos Flúvicos). 
 As taxas de erosão natural, também chamada erosão geológica, são estimadas entre 
0,4 e 0,7 t ha-1 ano-1 (Schertz, 1983). A erosão causada pela atividade humana é chamada 
de erosão acelerada. Sob cultivo convencional, freqüentemente as perdas de solos superam 
10 t ha-1 ano-1, o que indica a perda do recurso solo no futuro próximo. As perdas do solo 
completamente descoberto podem exceder 200 t ha-1 ano-1, conforme o tipo de solo e as 
condições climáticas, constituindo um desastre ecológico. Os materiais perdidos do solo, 
tanto os sedimentos como os insumos aplicados, contaminam e poluem os recursos 
hídricos, estendo, dessa forma, o problema para bem além da área cultivada. 
 
3.12. Biociclagem 
Além da adição e da remoção que promovem, a interação da ação da água e das 
plantas redistribuí os elementos químicos dentro do perfil do solo. O carbono entra na 
planta como CO2 através dos estômatos das folhas e combina com N, P, Ca, Mg, Fe, Cu, 
Zn, S, B, etc extraído do solo para formar compostos orgânicos nos tecidos. O potássio, 
extraído do solo, não forma compostos orgânicos, mas é retido no citoplasma e vacúolos 
das células das plantas. Na medida em que os microorganismos consomem os tecidos das 
plantas e respiram o carbono como CO2, os outros elementos são liberados como íons 
inorgânicos (processo de mineralização). O resultado dessa ciclagem é a concentração de 
elementos essenciais à vida na camada superficial do solo, apesar do efeito lixiviante da 
água de percolação. O processo de enriquecimento biológico de cátions básicos pode 
explicar a ocorrência de horizonte A rico em bases (A chernozêmico) e caráter eutrófico 
em solos muito intemperizados como latossolos e nitosolos (ex. Latossolos Vermelhos ou 
Nitossolos Vermelhos Eutróficos chernossólicos). 
 
 
4. FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
 
 Os fatores de formação do solo influenciam as transformações nos materiais 
minerais e orgânicos que ocorrem durante o processo de formação dos solos. Até a 
segunda metade do século XIX prevaleceu a teoria geológica para explicar a formação dos 
solos. Esta teoria considerava que os solos eram formados a partir da alteração da rocha 
subjacente e que somente esta influenciava nas características dos solos. Nesta época, o 
geólogo russo Dokuchaev, ao estudar os solos das planícies russas, observou que os solos 
desenvolvidos sobre um mesmo material de origem apresentavam características 
diferenciadas sob distinta vegetação, clima e relevo. Com base nesse estudo, Dokuchaev 
formulou a teoria dos fatores ambientais responsáveis pela formação dos diferentes tipos 
de solos. Estes fatores são o material de origem (m), clima (c), relevo (r), organismos (o) e 
tempo (t). 
 Em 1941, o suíço Hans Jenny aprofundou as idéias de Dokuchaev e sugeriu uma 
equação, segundo a qual a formação de um determinado solo pode ser representada com o 
seguinte modelo: solo = (m, c, r, o, t). Segundo esta equação, o solo ou qualquer 
propriedade pedogenética é uma função dos fatores de formação. Os fatores de formação 
dos solos combinam-se em tipo e intensidade diferentes para compor os diferentes 
processos pedogenéticos. 
 Os fatores clima e organismos são considerados fatores ativos porque fornecem 
energia ao meio, enquanto que o material de origem, relevo e tempo, que fornecem a massa 
e as condições, são considerados fatores passivos. A seguir, são descritos os efeitos 
individuais de cada fator na formação do solo, lembrando que na natureza a ação dos 
mesmos é conjunta (Figura 5). 
 
 
MATERIAL
DE ORIGEM
RELEVO
CLIMA
ORGANISMOS
SOLO
JOVEM
TEMPO SOLO
MADURO
TEMPO SOLO
VELHO
TEMPO
 
Figura 5 - Esquema de evolução dos solos em função da atuação dos fatores de formação. 
 
4.1 – Material de origem 
 
 O material de origem é o material a partir do qual o solo começa a se formar. 
Geralmente, este material possui natureza mineral, mas também pode ser de natureza 
orgânica, formando os solos orgânicos (Organossolos). 
 Os materiais de origem podem ser rochas ou materiais retrabalhados. Os materiais 
retrabalhados são materiais intemperizados, às vezes já em processo de pedogênese, 
transportados de um local para outro por erosão e depositados. Quando o solo é 
desenvolvido diretamente do material subjacente e na sua forma original, são denominados 
solos autóctones. Ao contrário, solos desenvolvidos sobre material retrabalhado ou 
sedimentos não diretamente relacionados ao material subjacente são chamados solos 
alóctones. Solos desenvolvidos sobre materiais de pedogênese anterior são chamados de 
solos policíclicos. 
 A maior ou menor velocidade com que o solo se forma depende do tipo de material 
de origem, uma vez que, sob condições idênticas de clima, organismos e topografia, certos 
solos se formam mais rapidamente do que outros. De modo geral, quanto mais 
intemperizado é o solo, menos as características do material de origem são preservadas. 
Assim, solos imaturos ainda guardam muitas características e propriedades físicas, 
químicas e mineralógicas do material de origem. À medida que o solo envelhece, com a 
continuidade do intemperismo, os processos pedogenéticos avançam e estas características 
iniciais vão se modificando. Mesmo assim, algumas características e propriedades, 
principalmente aquelas ligadas aos minerais mais resistentes, ainda podem ser percebidas. 
A intensidade com que o intemperismo decompõe as rochas depende da condição da rocha 
e do tipo de intemperismo. As características da rocha que podem influenciar no seu 
intemperismo e no desenvolvimento dos solos são a sua composição mineralógica, grau de 
consolidação, granulação e estrutura. 
 Composição química e mineralógica: influencia na composição do solo, por 
exemplo: solos desenvolvidos de granito, portadores de mica, tendem a originar solos com 
teor de K mais elevado; solos desenvolvidos de rochas basálticas possuem maior 
concentração de óxidos de Fe e teores mais elevados de Ca e Mg; solos derivados de 
arenitos ricos em quartzo apresentam textura arenosa e baixa reserva em nutrientes. Além 
disso, rochas máficas fornecem no intemperismo, principalmente nas fases iniciais, um 
ambiente maisrico em bases em relação a rochas félsicas, tendendo a gerar uma maior 
formação de argilominerais 2:1 e uma saturação de bases mais elevada no complexo 
trocável dos solos. 
Grau de consolidação: rochas pouco consolidadas favorecem o desenvolvimento 
de solos mais profundos que rochas consolidadas sob as mesmas condições ambientais 
(Figura 5). Por exemplo, em regiões áridas os solos profundos ocorrem apenas em 
depósitos superficiais, enquanto que sobre as rochas consolidadas formam-se Neossolos 
Litólicos. Ainda, nos materiais consolidados o intemperismo geoquímico deve preceder a 
formação do solo, contrastando com os materiais não-consolidados, onde o solo pode 
desenvolver-se diretamente sobre o material original. 
Granulação: a granulação da rocha associada à composição mineralógica pode 
determinar a textura do solo. Esse é o caso de materiais com elevado teor em quartzo, 
como granitos e arenitos, que dão origem a solos com textura mais arenosa, em 
comparação a rochas básicas, como o basalto, que dão origem a solos argilosos (Figura 6). 
Estrutura: um exemplo de condicionamento gerado pela estrutura das rochas é a 
observação de que o diaclasamento e a xistosidade verticais podem favorecer uma 
alteração mais profunda em relação às horizontais. 
 
Pr
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%
de
ar
gi
la
Tempo
(grau de intemperização)
Basalto (<5% Qz)
Granito (30% Qz)
Arenito (90% Qz)
 
Figura 5 – Influência do grau de consolidação da 
rocha sobre a profundidade do perfil e 
relação com o clima 
Figura 6 – Influência da mineralogia da rocha sobre 
a textura do solo 
 
4.2 – Clima 
 
 O clima é constituído por elementos mensuráveis, como a precipitação 
pluviométrica, a temperatura, vento, insolação, umidade relativa do ar, evaporação, etc., 
que atuam sobre o material de origem, alterando o mesmo. O clima é muito importante 
para o desenvolvimento dos solos, atuando desde os processos de decomposição das rochas 
(intemperismo). As reações químicas que ocorrem no solo são fortemente influenciadas 
pela temperatura (quanto mais alta for a temperatura, mais rápidas são as reações) e pela 
presença de água, que também é importante sob vários aspectos, como meio para 
ocorrência de reações químicas, agente de decomposição dos silicatos e serve como 
elemento transportador de produtos do intemperismo para fora do perfil, no caso de solos 
bem drenados. 
 A combinação de altas temperaturas com alta pluviosidade caracteriza os solos 
tropicais. Os solos desenvolvidos sob estes climas apresentam características de evolução 
muito mais avançadas que os solos encontrados em regiões mais frias. Isso ocorre porque a 
combinação de altas temperaturas e abundância de água favorece as reações de 
intemperismo da rocha e do solo, de modo que estes solos se intemperizam muito mais 
rapidamente do que aqueles que se encontram sob clima mais secos ou frios. Em geral, 
com o aumento da precipitação pluviométrica é observado um aumento no teor de matéria 
orgânica, na lixiviação das bases, na atividade biológica, na acidificação, no teor de argila 
e na alteração dos minerais do solo. 
Assim, o clima, além de afetar diretamente na temperatura e no fornecimento de água 
para as reações de alteração do material de origem e na erosão dos materiais alterados, 
também influencia no desenvolvimento dos organismos vivos (fator indireto), que, por sua 
vez, afetam o solo. Dessa forma, comparando-se regiões mais quentes e úmidas com 
regiões mais frias e úmidas observa-se um maior teor de matéria orgânica nos solos das 
regiões mais frias. 
 
4.3 – Relevo 
 Os solos têm uma ocupação espacial, isto é, ocupam segmentos na paisagem. Por 
sua vez, a paisagem apresenta um relevo, que irá condicionar a formação do solo. Portanto, 
há uma relação entre solos e paisagens, sendo importante ter uma noção do 
desenvolvimento das paisagens. Os solos ocupam segmentos da paisagem: elevações, 
depressões e planícies, com formas variadas, cada qual condicionando a ação da água de 
maneira diferente. Algumas superfícies estão mais sujeitas ao processo erosivo, aquelas 
mais declivosas, enquanto que outras recebem o material erodido. Em certas superfícies a 
água infiltra rapidamente, originando solos bem drenados, ao passo que em outras a água é 
retida, originando solos mal drenados. 
 As características do relevo são determinadas pela estrutura geológica, pelo clima e 
pelo estágio de evolução em que se encontra (paisagem jovem, madura e senil). A estrutura 
horizontal de camadas sedimentares e de derrames vulcânicos tende a propiciar a formação 
de relevos tabulares, contrastando com os terrenos de rochas ígneas intrusivas onde o 
relevo tende a apresentar topos convexos (Figura 7); por outro lado, em um terreno de 
rochas metamórficas a inclinação das estruturas pode ressaltar as rochas mais resistentes, 
como os quartzitos, formando cristas. 
 
Figura 7 – Relação do relevo com a estrutura das rochas 
 
Em climas áridos a ação mais incipiente da pedogênese não produz mantos de 
alteração muito profundos, com o relevo sendo condicionado principalmente pela estrutura 
das rochas. Em climas mais úmidos a paisagem tende a ser mais evoluída, formando 
relevos mais suavizados. 
A evolução da paisagem ocorre pelo rebaixamento das superfícies mais elevadas 
através de ciclos erosivos, com o processo erosivo decrescendo de intensidade na medida 
em que a paisagem passa pelas fases de juventude, maturidade e senilidade (Figura 8). Na 
fase de juventude, os sistemas de drenagem não são muito desenvolvidos (poucos por 
unidade de área), os vales são profundos e em forma de V. Na fase de maturidade o 
sistema de drenagem está bem desenvolvido, as encostas estão mais rebaixadas formando 
vales em forma de U. Na fase senil as encostas estão bastante suaves, formando um relevo 
aplainado com planícies de sedimentação extensas. 
 
Figura 8- Estágios de evolução da paisagem 
 
Em um país de clima 
tropical úmido como o Brasil 
uma paisagem bem 
desenvolvida em geral apresenta 
os seguintes elementos: 
interflúvio, escarpa, encosta, 
pedimento e planície aluvial 
(Figura 9). 
Figura 9 - Elementos de uma paisagem bem desenvolvida. 
 O interflúvio é a parte mais elevada, que separa os sistemas de drenagem. Quando 
esse é amplo e plano ou suave ondulado, formando um platô, em geral são encontrados 
solos profundos, lixiviados e ácidos, devido a uma maior infiltração da água e portanto um 
intemperismo químico mais profundo. Quando é estreito, formando uma crista, há menor 
infiltração e maior escorrimento superficial e portanto maior erosão, sendo nele 
encontrados geralmente solos rasos e/ou afloramentos de rocha. 
 O ombro constitui uma superfície bastante declivosa onde o processo erosivo é 
mais intenso, tendendo a formar solos rasos. Nos casos onde a superfície é muito inclinada, 
ocorrem desmoronamentos e deslizamentos, impedindo a formação de solos; nesse caso, a 
superfície é chamada de escarpa. 
 A encosta é uma superfície ainda inclinada, onde a relação entre a parcela da água 
que infiltra e a que escorre pode gerar um certo equilíbrio entre a taxa de erosão e a de 
formação de solos, geralmente originando solos rasos a medianamente profundos. 
 No pedimento, com a diminuição da declividade, ocorre a deposição do material 
erodido do ombro e da encosta, favorecendo a formação de solos medianamente profundos 
a profundos. Os solos nessa posição podem, dessa maneira, formar-se sobre material pré-
intemperizado e possuir fragmentos de rocha erodidos das partes superiores. Com o 
rebaixamento geral da superfície, a tendência é de diminuir a área do ombro e da escarpa, 
com recobrimento pelo colúviodo pedimento. 
 A planície se forma nos vales mais largos, em forma de U, constituindo a planície 
de inundação dos rios. Se a diferença de nível entre ela e o rio for pequena, os solos serão 
mal drenados, exibindo reações de redução. 
A posição da superfície na paisagem, dessa forma, tende a condicionar o 
desenvolvimento de tipos diferentes de solos. Por exemplo, uma toposeqüência típica no 
estado de São Paulo (clima úmido) apresenta os latossolos ocupando os topos aplainados e 
os podzólicos (argissolos) ocupando as encostas. Toposeqüências típicas de várias regiões 
do Brasil podem ser encontradas em Prado (1995). Toposeqüências de várias regiões do 
estado do Rio Grande do Sul são mostradas por Brasil (1973). 
 
4.4 – Organismos 
Os organismos são fundamentais para o processo de formação dos solos, 
principalmente no que se refere à diferenciação dos perfis. Eles compreendem os 
microrganismos (ou microflora e microfauna), vegetais superiores, animais e homem. A 
ação dos organismos inicia tão logo a rocha se exponha na superfície terrestre ou próximo 
a ela. Inicialmente, colônias de microrganismos se estabelecem, à procura de substrato que 
lhe forneça suporte e elementos químicos para seu desenvolvimento. 
Liquens e fungos podem instalar-se sobre as rochas nuas, extraindo nutrientes pelo 
contato direto. Após ser formada uma pequena camada de material alterado, ter-se-ia 
criado condições para o surgimento de gramíneas, que podem passar a incorporar húmus 
ao mesmo. Com condições climáticas favoráveis outras espécies superiores podem 
suceder-se. Dessa forma, os organismos podem colonizar áreas de não solos, 
desempenhando um papel fundamental nos estágios iniciais de formação do solo. 
 A vegetação influi nas propriedades do solo principalmente pelo suprimento de 
matéria orgânica, que decomposta pelos microorganismos, origina ácidos orgânicos, que 
por sua vez atuam na decomposição do material de origem. 
 O suprimento e a decomposição da matéria orgânica variam nas diferentes regiões 
climáticas. As adições anuais de matéria orgânica nas florestas tropicais é mais elevada do 
que nas temperadas, e de modo geral um pouco menor nas savanas tropicais do que nas 
pradarias temperadas. Entretanto, a taxa de decomposição na região tropical é bem mais 
elevada, fazendo com que os teores de matéria orgânica nos solos de florestas tropicais e 
temperadas sejam equivalentes. 
 Por outro lado, a vegetação das florestas adiciona a matéria orgânica sobre a 
superfície do solo enquanto que na vegetação do campo a grande massa de raízes, 
ciclicamente renovada, provoca uma maior incorporação de matéria orgânica no interior do 
perfil. O tipo de vegetação, dessa forma, induz processos pedogenéticos diferenciados, que 
levam a formação de solos diferentes (exemplo: processo de podzolização). 
 Os microorganismos contribuem para a formação de agregados estruturais estáveis 
no solo, através de sua rede micelial e de secreções, e atuam diretamente na intemperização 
dos minerais através da produção de ácidos orgânicos. Além disso, bactéria anaeróbicas 
facultativas e obrigatórias participam nos processos de redução do solo (processo de 
gleização). 
 Minhocas, térmitas e roedores misturam materiais nos horizontes e carreiam 
material dos horizontes mais profundos para a superfície, podendo causar um revolvimento 
significativo nos solos (processo de bioturbação), cujo efeito pode ser significativo nos 
solos tropicais mais antigos. 
 
4.5 – Tempo 
O tempo como fator de formação de solos refere-se ao período em que os fatores 
ativos (clima e organismos) atuam sobre o material de origem, condicionados pelo relevo. 
Em Pedologia á comum se comparar solos usando os termos como “imaturo ou jovem”, 
“maduro” e “velho”. O uso desses termos, entretanto, não se refere exatamente à idade dos 
solos. Um solo, é chamado de “senil” ou “velho” quando está bastante intemperizado, e 
imaturo quando está pouco intemperizado. Assim, podemos ter solos jovens onde o 
intemperismo e os processos de formação dos solos ocorrem em uma taxa pequena, e solos 
velhos em locais onde a pedogênese é mais acelerada, ainda que os dois solos tenham a 
mesma idade. Como as altas temperaturas e precipitações nas regiões intertropicais 
condicionam altas taxas de intemperismo e pedogênese, é comum termos predomínio de 
solos senis, ou também chamados solos tropicais. 
As idades absolutas dos solos são pouco conhecidas. Estima-se que para formar 1 
cm de solo na frente de intemperização (horizonte C) são necessários de 200 a 700 anos; 
por outro lado, para formar 1 cm de horizonte A o tempo é consideravelmente menor. 
 Existe uma grande diferença entre a idade média dos solos das regiões tropicais e 
subtropicais em relação às temperadas. Na região temperada do hemisfério norte, em geral, 
a formação dos solos iniciou após a última glaciação do quaternário, apresentando idades 
entre 10.000 e 20.000 anos. Nas regiões tropicais, onde não houve uma renovação em 
grande escala das superfícies pela ação das geleiras, a idade dos solos é estimada entre 
algumas dezenas a centenas de milhares de anos e até a alguns milhões. 
 Na região tropical, as evidências para estimar a idade dos solos são mais escassas. 
Dessa forma, a idade dos solos é geralmente estimada de forma relativa, usando o grau de 
desenvolvimento do solo para avaliar se o solo é imaturo ou maduro. Essa estimativa 
certamente é muito relativa, pois a velocidade de formação do solo, que depende 
principalmente do clima e da resistência dos minerais do material de origem, pode ser 
bastante diferenciada em função dos outros fatores. 
 
4.6 – Homem 
O papel do homem na formação dos solos vem se destacando em relação ao dos 
outros organismos em razão do impacto das modificações que ele pode causar, provocando 
alterações rápidas de toda a ordem nas características naturais, merecendo, dessa forma, ser 
citado como um fator em separado. As mais evidentes são: (a) a degradação química e 
física dos solos devido à erosão acelerada, levando muitas vezes até ao abandono do uso do 
solo; (b) a irrigação, até mesmo em áreas de desertos; e (c) as atividades de mineração e de 
construções de grande porte (como estradas e barragens). Nas últimas citadas, atualmente, 
por força da legislação ambiental, se deve fazer a reabilitação e a recuperação das áreas, 
atuando na “construção” de solos. 
 Os efeitos da ação humana podem ser benéficos ou prejudiciais, afetando uma série 
de propriedades do solo como mudanças no teor da matéria orgânica, composição química 
(nutrientes ou poluentes), regime de umidade do solo e estrutura e textura do solo. A 
interferência humana é observada na ação de todos os principais fatores através das 
seguintes atividades: 
(a) material de origem: calagem, adubação, descarte de resíduos e produtos tóxicos; 
(b) clima: preparo do solo, irrigação, drenagem, desmatamento; 
(c) organismos: preparo e cultivo do solo, queimadas; 
(d) relevo: nivelamento e sistematização, terraceamento, preparo excessivo (voçorocas); 
(e) tempo: aceleração ou retardamento dos processos naturais de erosão ou assoreamento e 
de decomposição dos minerais e matéria orgânica. 
 
 
5 – BIBLIOGRAFIA CONSULTADA 
 
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Pedológica. 1973. Levantamento de reconhecimento dos solos do Estado do Rio Grande do Sul. 
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