Apostila Pedologia

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Cristiane Valéria de Oliveira
Belo Horizonte
CAED-UFMG
2012
Cristiane Valéria de Oliveira
Belo Horizonte
CAED-UFMG
2012
UNIVERSIDADE FEDERAL DE MINAS GERAIS
Profº Clélio Campolina Diniz
Reitor
Profª Rocksane de Carvalho Norton
Vice-Reitora
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Pró Reitora de Graduação
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CENTRO DE APOIO À EDUCAÇÃO A DISTÂNCIA
Profº Fernando Selmar Rocha Fidalgo
Diretor de Educação à Distância
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Coordenador da UAB/UFMG
EDITOR CAED-UFMG
Profº Fernando Selmar Rocha Fidalgo
CONSELHO EDITORIAL
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Profª Vilma Lúcia Macagnan Carvalho
Profº Wagner José Corradi Barbosa
COLEÇÃO EAD - GEOGRAFIA
Coordenadora: Profª Vilma Lúcia Macagnan Carvalho
Livro: Pedologia
Autor: Cristiane Valéria de Oliveira
Projeto Gráfico: Laboratório de Arte e Tecnologia para 
Educação/EBA/UFMG
Este livro recebeu apoio financeiro da UAB/CAPES.
Dados Internacionais de Catalogação na Publicação (CIP)
(Luciana de Oliveira M. Cunha, CRB-6/2725)
 Oliveira, Cristiane Valéria de
O48p Pedologia / Cristiane Valéria de Oliveira. – Belo Horizonte :
 CAED-UFMG, 2012.
 96 p. : il. ; 27 cm.
 Inclui bibliografia.
 ISBN 978-85-64724-14-3
 1. Ciência do solo. 2. Solos – Formação. 3. Solos – 
 Classificação. 4. Geografia do solo. 5. Ensino a distância. I. 
 Universidade Federal de Minas Gerais. II. Título. 
 CDD 631.4
 CDU 631.4
Nota do Editor
A Universidade Federal de Minas Gerais atua em diversos projetos de 
Educação a Distância, que incluem atividades de ensino, pesquisa e extensão. 
Dentre elas, destacam-se as ações vinculadas ao Centro de Apoio à Educação a 
Distância (CAED), que iniciou suas atividades em 2003, credenciando a UFMG 
junto ao Ministério da Educação para a oferta de cursos a distância.
O CAED-UFMG (Centro de Apoio à Educação a Distância da Universidade 
Federal de Minas Gerais), Unidade Administrativa da Pró-Reitoria de 
Graduação, tem por objetivo administrar, coordenar e assessorar o desenvol-
vimento de cursos de graduação, de pós-graduação e de extensão na modali-
dade a distância, desenvolver estudos e pesquisas sobre educação a distância, 
promover a articulação da UFMG com os polos de apoio presencial, como tam-
bém, produzir e editar livros acadêmicos e/ou didáticos, impressos e digitais, 
bem como a produção de outros materiais pedagógicos sobre EAD.
Em 2007, diante do objetivo de formação inicial de professores em serviço, foi 
criado o Programa Pró-Licenciatura com a criação dos cursos de graduação a dis-
tância e, em 2008, com a necessidade de expansão da educação superior pública 
foi criado pelo Ministério da Educação, o Sistema Universidade Aberta do Brasil 
– UAB. A UFMG integrou-se a esses programas visando apoiar a formação de pro-
fessores em Minas Gerais, além de desenvolver um ensino superior de qualidade 
em municípios brasileiros desprovidos de instituições de ensino superior. 
Atualmente, a UFMG oferece - através do Pró-licenciatura e da UAB - cinco cur-
sos de graduação, quatro cursos de pós-graduação lato sensu, sete cursos de 
aperfeiçoamento e um de atualização.
Como um passo importante e decisivo o CAED-UFMG decidiu, neste ano de 
2011, criar a Editora CAED-UFMG como forma de potencializar a produção 
do material didático a ser disponibilizado para os cursos em funcionamento.
Nesse sentido, publicamos mais esse livro da coleção Educação a Distância, 
série Geografia. Agradecemos aos autores e à equipe de produção pela com-
petência e dedicação que garantiram, com certeza, o nível de excelência desta 
obra apresentada à comunidade acadêmica.
Fernando Selmar Rocha Fidalgo
Editor
CAPÍTULO 1 – INTRODUÇÃO
1.1. Os solos 10
CAPÍTULO 2 – GÊNESE DE SOLOS 
1ª Parte - Fatores de formação do solo 
2.1. Material de origem 16
2.1.1. Rochas 17
2.1.2. Sedimentos 18
2.2. Clima 19
2.2.1. Precipitação 19
2.2.2. Temperatura 20
2.3. Organismos 20
2.4. Relevo 20
2.5. Tempo 21
2ª Parte - Processos de formação dos solos 
2.6. Gerais 22
2.6.1. Adição 22
2.6.2. Perda 22
2.6.3. Transformação 22
2.6.4. Transporte 23
2.7. Específicos 23
2.7.1. Podzolização 23
2.7.2. Halomorfismo 29
2.7.3. Calcificação 29
2.7.4. Hidromorfismo 31
2.7.5. Latolização ou Latossolização 33
CAPÍTULO 3 – CONSTITUINTES DO SOLO
3.1. Solução do solo 36
3.2. Ar do solo 37
Su
m
ár
io3.3. Fração sólida 373.3.1. Matéria orgânica 38
3.3.2. Minerais 39
CAPÍTULO 4 – QUÍMICA DO SOLO
4.1. Reação do solo 48 
4.2. Cargas do Solo 48 
4.2.1. Cargas de Beirada 48
4.2.2. Cargas dependentes de pH 49
4.3. CTC do solo 50
4.4. Eutrofia e distrofia dos solos 51
CAPÍTULO 5 – DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA DOS SOLOS
5.1. Diferenciação e Identificação dos Horizontes ou Camadas 54
5.2. Medição dos Horizontes 54
5.3.Identificação da Cor de cada Horizonte 55
5.4. Descrição da Textura de cada Horizonte 57
5.5. Determinação da Estrutura de cada Horizonte 58
5.5.1. Forma 58
5.5.2. Tamanho 61
5.5.3. Grau de Desenvolvimento 61
5.6. Consistência 62
5.7. Cerosidade 63
5.8. Transição 63
CAPÍTULO 6 – CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS
6.1. Principais horizontes e camadas dos solos 66
6.1.1. Tipos de horizonte A 67
6.1.2. Tipos de horizonte B 69
6.2. Classes de solo no Brasil 71
Capítulo 1
10
1. INTRODUÇÃO
1.1. Os Solos
A definição de solos varia em função da área de estudo. Na Pedologia, o solo é definido 
como uma “coleção de corpos naturais, constituídos por partes sólidas, líquidas e 
gasosas, tridimensionais, dinâmicos, formados por materiais minerais e orgânicos que 
ocupam a maior parte do manto superficial das extensões continentais do planeta, 
contêm matéria viva e podem ser vegetados na natureza onde ocorrem e, eventualmente, 
terem sido modificados por interferências antrópicas” (EMBRAPA, 2006, p. 31). 
Em um primeiromomento – considerando uma rocha ígnea como, por exemplo, o 
granito –, a rocha que se consolidou em um ambiente com características bem diferentes 
daquele da superfície da terra, aflora e é colonizada por espécies pioneiras (liquens e 
musgos) que, em função do seu desenvolvimento, liberam ácidos orgânicos, iniciando o 
processo de alteração dos minerais que compõem as rochas (Figura 1.1 – A). 
Esse fato é facilmente percebido ao se observar nas rochas próximas de cachoeiras 
e embaixo dos liquens que crescem sobre elas, a formação de um material 
inconsolidado. O material inconsolidado já consegue reter água e servir de substrato 
para espécies vegetais, o que aumenta o processo de liberação de ácidos orgânicos e, 
consequentemente, de alteração dos minerais, resultando na formação de uma primeira 
camada de solo, com influência de matéria orgânica, de coloração marrom ou preta, 
denominada Horizonte A (Figura 1.1 – B). 
Posteriormente, abaixo do Horizonte A, desenvolve-se uma camada de material 
alterado denominado Horizonte C (Figura 1.1 – C), também chamado de saprolito ou 
rocha podre, por apresentar ainda muitas características das rochas. 
Finalmente, ocorre o desenvolvimento do Horizonte B, através de uma alteração mais 
intensa do Horizonte C, que se forma entre os Horizontes A e C (Figura 1.1 – D). A 
presença do Horizonte B significa maturidade do solo, isto é: quanto mais evoluído 
é um solo mais espesso é seu Horizonte B. Existem outros horizontes que podem ser 
formados durante a evolução dos solos e que serão detalhados posteriormente. 
A Figura 1.2. mostra a tendência geral da formação dos solos. No entanto, a continuidade 
desse processo vai depender das características do clima predominante na área onde 
o solo se forma e da atividade biológica existente. Além disso, o aprofundamento do 
processo de alteração das rochas, e formação do solo, será controlado pelo relevo e 
dependerá também do tempo de formação do solo.
11
Resumidamente, pode-se dizer que a formação do solo ocorre a partir da alteração 
(intemperismo) do material de origem (rocha ou sedimento) causada pelos organismos 
e pelo clima, em um determinado tempo e com o controle do relevo. Assim, os fatores 
de sua formação são: material de origem, clima, organismos, relevo e tempo. É 
importante ressaltar que estes fatores atuam de forma integrada e concomitante, mas 
que, para fins didáticos, cada fator será analisado separadamente. 
Figura 1.1. - a
Colonização inicial da rocha por espécies pioneiras (liquens e musgos). 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Figura 1.1. – B
Formação de uma primeira camada de solo com influência de matéria orgânica 
(coloração marrom ou preta). 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
12
Figura 1.1. – C
Desenvolvimento uma camada de material alterado denominado de Horizonte C. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Figura 1.1. – D
Desenvolvimento do Horizonte B, através de uma alteração mais intensa do 
Horizonte C, que se forma entre os Horizontes A e C. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
13
FIGURA 1.2.
Perfis de solos em diferentes estágios de evolução. 
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira e João Carlos Ker
Capítulo 2
16
2. GÊNESE DE SOLOS 
Primeira Parte – FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO
2.1. Material de Origem
Um solo pode se formar a partir do intemperismo direto da rocha, constituindo um 
material autóctone, ou então se originar a partir de sedimentos depositados por água, 
vento, etc., sendo que, neste caso, é caracterizado como um solo alóctone. O material de 
origem a partir do qual o solo se forma vai influenciar muitas das suas características, 
como cor e textura, por exemplo. Além disso, este material vai controlar diretamente a 
velocidade do processo intempérico, que varia em função da composição química e da 
estrutura, quando o solo for formado a partir das rochas. 
No que se refere à composição, praticamente 99% das rochas presentes na litosfera são 
constituídas por oito elementos químicos principais:
•	 Silício (Si+4); 
•	 Alumínio (Al+3); 
•	 Ferro (Fe+3 e Fe+2); 
•	 Cálcio (Ca+2); 
•	 Magnésio (Mg+2); 
•	 Potássio (K+); 
•	 Sódio (Na+); 
•	 Oxigênio (O-2), sendo que o oxigênio é o único ânion (carga -) e, por isso, serve 
de ponte de ligação entre os cátions (carga +), formando a estrutura do mineral. 
Apesar de se ter conhecimento geral que cargas opostas se atraem, a força de atração entre 
o oxigênio e os elementos não é a mesma, sendo que alguns são atraídos e retidos com mais 
força, como o silício e o alumínio, por exemplo. No que se refere ao intemperismo, quanto 
maior a força de retenção entre o oxigênio e o cátion, mais difícil é destruir o mineral. 
Por isso, a composição química das rochas atua na resistência das mesmas ao 
intemperismo. Normalmente, rochas mais ácidas1 (com alto teor de Si) são mais 
resistentes ao intemperismo do que rochas mais básicas (com baixo teor de Si e alto de 
minerais ferro-magnesianos – Fe e Mg). 
1 A classificação de rochas como ácidas, básicas ou ultra-básicas é muito comum na geologia, e diz respeito à 
concentração de SiO2. (rochas ácidas – > de 62% de SiO2; rochas básicas – 62 a 45% de SiO2; rochas ultra-básicas 
– < de 45% de SiO2). In: FASSBENDER, H.W.; e BORNEMISZA, E. Química de Suelos com Énfasis em Suelos de 
América Latina. San José, Costa Rica: 1987. 420 p. 
17
A estrutura da rocha vai influenciar no intemperismo, já que a presença de linhas de fraqueza 
nas rochas (bandeamentos, fraturas, xistosidades) permite a entrada e o consequente 
contato da água com os minerais da rocha, o que favorece a hidrólise (quebra pela água), 
que será discutida no próximo item.
2.1.1. Rochas
As rochas podem ser classificadas como ígneas, sedimentares e metamórficas.
a) Rochas Ígneas 
São resultantes da consolidação direta do magma e podem ser divididas em:
•	 Vulcânicas – quando esta consolidação se dá na superfície ou próxima a ela; 
neste caso, a perda de temperatura é muito rápida (os cristais são normalmente 
de pequeno tamanho e a rocha apresenta muitas fraturas, resultantes deste 
resfriamento rápido); a rocha ígnea vulcânica mais comum na litosfera é o basalto; e 
•	 Plutônicas – quando a consolidação ocorre em camadas mais profundas, com um 
resfriamento mais lento (os cristais são de maior tamanho e a rocha não apresenta 
fraturas); a rocha ígnea plutônica mais comum na litosfera é o granito.
b) Rochas Sedimentares 
São formadas a partir da deposição com posterior consolidação de materiais. A sedimentação 
pode ser mecânica ou bioquímica; no primeiro caso, sedimentos minerais se depositam em 
um determinado local e, em função da presença de um agente cimentante, se consolidam; 
são exemplos deste tipo de rocha o argilito e o arenito, entre outros. 
No caso da sedimentação bioquímica, o que ocorre é a produção de determinados 
compostos em função da atividade de algum organismo biológico. O exemplo mais comum 
é o calcário, formado a partir de atividade de organismos aquáticos, os quais tendem a 
concentrar o carbonato de cálcio (CaCO3) em suas estruturas. De uma maneira geral, as 
rochas sedimentares tendem a ser mais suscetíveis ao intemperismo do que as rochas 
ígneas. 
c) rochas Metamórficas
São aquelas formadas a partir da alteração de rochas ígneas ou sedimentares por altas 
temperaturas e pressões; normalmente estas rochas mantêm a composição química da 
rocha ígnea ou sedimentar, mas sofrem alterações significativas em sua estrutura e na 
forma dos minerais. 
Para facilitar o entendimento, basta lembrar que, ao se colocar areia em altas temperaturas 
(acima de 1.000o C), ela se transforma em vidro (a composição química é a mesma, mas 
são dois compostos bem diferentes). As rochas metamórficas apresentam em sua estrutura 
bandeamentos, xistosidades e fraturas, que evidenciam as modificações a que foram 
submetidas.
18
De uma maneira geral, pode-se afirmar que o metamorfismo,-quando a rocha é de ori-
gem ígnea, favorece o intemperismo (por exemplo, o gnaisse metamórfico-é menos 
resistente que o granito - ígneo). Porém, quando a rocha é de origem sedimentar, o 
metamorfismo torna a rocha mais resistente a esse processo (o calcário- sedimentar-é 
menos resistente que o mármore- metamórfico; e o arenito- sedimentar-é menos re-
sistente que o quartzito- metamórfico).
2.1.2. Sedimentos
Este material de origem gera solos alóctones e heterogêneos, o que dificulta sua análise. 
O solo mais comum e de fácil identificação, formado a partir deste tipo de material 
de origem, é o solo aluvial (Neossolos Flúvicos – Figura 2.1), desenvolvido a partir da 
deposição sedimentar de rios. Estes solos são facilmente identificados em função da 
presença de camadas estratificadas. No entanto, são difíceis de serem caracterizados 
com relação à fertilidade, por exemplo, pois cada camada tem características específicas. 
Além disso, as camadas de uma margem de um rio são diferentes das da outra margem. 
FIGURA 2.1. 
Foto de Neossolo Flúvico; reparar nas camadas que formam 
o solo, resultantes da deposição de material pelos rios. 
Foto: João Carlos Ker
19
2.2. Clima
O clima é um fator de formação de solo de caráter ativo, responsável por adicionar matéria 
e energia ao sistema. As características climáticas do ambiente de formação da rocha são 
drasticamente diferentes daquelas da superfície da terra, onde há insolação, variações 
drásticas de temperatura, vento, precipitação, entre outras. De todas as variáveis climáticas, 
as que mais atuam no processo de intemperismo são a precipitação e a temperatura.
2.2.1. Precipitação
A presença da água altera de forma significativa os minerais que compõem as rochas, 
em função de ocorrência de uma reação química chamada de hidrólise (quebra pela 
água). A água (H2O), em função de sua estrutura (Figura 2.2) na qual os átomos de H 
não têm uma distribuição simétrica em relação ao O, é caracterizada como um líquido 
bipolar, ou seja, o lado onde estão os H tem característica positiva e o lado do O, negativa. 
A superfície dos minerais presentes na rocha apresenta carga negativa e, por isso, atrai 
o lado positivo da molécula de água, onde estão os H. O H tem uma alta atração pelo 
oxigênio, presente dentro do mineral da rocha, e, por isso, ele consegue penetrar na 
estrutura do mineral, substituindo outros cátions (como o K+, Ca2+ e Mg2+), o que gera um 
desbalanço nas cargas do mineral, resultando em instabilidade e destruição do mesmo. 
FIGURA 2.2. 
Estrutura da água, mostrando o lado +, onde se concentram 
os hidrogênios e o lado –, onde fica o oxigênio (bipolaridade).
Além de atuar na destruição dos minerais, a água também é responsável pela lixiviação 
dos elementos que compõem o mineral, que são solúveis. Isto favorece uma destruição 
cada vez mais intensa dos minerais, a saber: em uma reação química qualquer, do tipo 
A + B ↔ C + D, a remoção de C ou D (o que seria a lixiviação de elementos) implica em 
um desbalanço do equilíbrio anterior, fazendo com que mais A e B reajam, formando 
mais C e D, e tendendo a um novo equilíbrio, desde que não haja mais perda. A reação 
de A e B seria o intemperismo do mineral. 
20
2.2.2. Temperatura
A temperatura influencia de forma direta as reações do intemperismo (reações 
químicas e biológicas), atuando em sua velocidade. Segundo a Lei de Van’t Hoff, 
um incremento de 10°C na temperatura média, aumenta de duas a três vezes a 
velocidade destas reações.
A atuação da temperatura, em conjunto com a presença de água, ajuda a entender 
porque os solos mais evoluídos do planeta se encontram nas áreas equatoriais e 
tropicais, pois nestas regiões há água disponível para alterar os minerais e lixiviar os 
elementos, e as elevadas temperaturas aceleram estas reações. Além disso, também 
esclarece o fato de que os Horizontes A da maior parte dos solos do Brasil são rasos 
(aproximadamente 20 cm), apesar da grande produção de biomassa vegetal que 
ocorre no país. Isto ocorre porque a decomposição da matéria orgânica adicionada 
ao solo é muito rápida, não favorecendo seu acúmulo. 
2.3. Organismos
Os organismos também se caracterizam como um fator de formação de solo de caráter 
ativo, adicionando matéria e energia ao sistema, principalmente através da adição de 
matéria orgânica. Os organismos também atuam na acidificação do solo, que se dá a partir 
da liberação de ácidos das reações metabólicas e de decomposição da matéria orgânica. 
Estes ácidos atuam favorecendo o intemperismo dos minerais e a desagregação da rocha. 
Além disso, outros organismos como formigas, cupins, minhocas, entre outros, são responsáveis 
pela homogeneização do solo, através da escavação e deslocamento de parte dele.
2.4. Relevo
O relevo é considerado um fator controlador no processo de formação do solo. Ele 
recebe esta denominação devido ao controle que estabelece da taxa de pedogênese 
(formação do solo) em relação à taxa de erosão. De maneira geral, quando o terreno 
apresenta topografia plana, sua taxa de pedogênese é maior, gerando solos mais 
evoluídos. Quando o relevo é íngreme, quanto maior a declividade maior é a taxa de 
erosão em relação à taxa de pedogênese, serão gerados solos mais rasos2, ou mesmo, a 
inexistência dele (Figura 2.3). Entretanto, há exceções:
•	 Na região do semiárido, é comum encontrar solos rasos em locais com relevo 
plano, pois o déficit hídrico não favorece a evolução dos solos. 
•	 Nas áreas dos mares de morro são encontrados latossolos (solos muito evoluídos) 
em áreas de relevo movimentado. Neste caso, estudos de geomorfologia 
mostram que a região já foi plana, sendo que o solo foi formado neste relevo, em 
um período anterior, persistindo até hoje nos topos planos e nas vertentes com 
relevo menos acidentado. 
2 A erosão do solo também é considerada como processo de rejuvenescimento. Normalmente, solos rasos são 
considerados solos jovens.
21
FIGURA 2.3. 
INFLUÊNCIA DO RELEVO NA FORMAÇÃO DOS SOLOS. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
2.5. Tempo
O tempo é um fator passivo na formação do solo, por não adicionar nada ao sistema. 
Porém, ele é responsável por permitir que os outros fatores atuem. Nos estudos 
de Pedologia, o foco é dado para a idade relativa do solo, ou seja, para seu grau de 
evolução e alteração.
Para melhor esclarecimento, tomemos como exemplo o calcário do grupo Bambuí, 
presente no norte e na região central de Minas Gerais. O solo desenvolvido no norte 
mineiro, em função do déficit hídrico, é pouco evoluído (solo jovem, raso) e, portanto, 
muito diferente do desenvolvido na região central, onde a presença de água favorece 
e acelera o intemperismo, gerando solos muito evoluídos (solos velhos e profundos, 
como os latossolos). Estes dois solos podem vir de um mesmo material de origem, 
que teve sua formação no mesmo período geológico. No entanto, em função do grau 
de evolução distinto, eles têm diferentes características potenciais de uso e é isso que 
interessa para os estudos pedológicos.
2ª Parte – PROCESSOS DE FORMAÇÃO DOS SOLOS
Os fatores ambientais que influenciam a formação do solo não especificam de que 
forma os solos se formam, o que é indicado pelos processos de formação dos solos, os 
quais são divididos em gerais e específicos.
22
2.6. Gerais
Os processos gerais de formação (adição, perda, transformação e transporte) são aqueles 
que ocorrem em todos os tipos de solos, dos mais jovens aos mais evoluídos, sendo que o 
que diferencia um solo do outro é basicamente a intensidade da atuação de cada um destes 
fatores.
2.6.1. Adição
A adição refere-se a todo material que é incorporado ao solo durante sua formação e 
evolução, podendo ser citados a água, a matéria orgânica, os gases, as cinzas, além de outros 
componentes menos comuns no sistema. Na formação dos solos, a adição normalmente 
é natural; no entanto, com o aumento das atividades antrópicas, outros produtos são 
adicionados aos solos, como fertilizantes e agrotóxicos nas áreas agrícolas, e resíduos de 
natureza diversa nas áreas urbanas. 
2.6.2. Perda
A perda se referea tudo aquilo que é retirado do solo. O principal responsável pelas perdas 
na formação dos solos é a água, que, via lixiviação, causa a perda de elementos solúveis3 
e, via erosão, de sedimentos minerais e orgânicos. Os elementos perdidos pela lixiviação 
alcançam o nível freático e, posteriormente, os rios e mares; e aqueles perdidos pela erosão 
tendem a se depositar no ponto mais baixo da região (nível de base local).
A perda também é predominantemente natural, mas também pode ocorrer influenciada 
pela ação do homem, como, por exemplo, através das atividades agrícolas, cujos nutrientes 
que existem nos alimentos (K na banana, Ca nos brócolis, etc.) são retirados do solo. O 
homem também pode atuar acelerando os processos erosivos, o que vai significar maior 
perda de sedimentos. 
2.6.3. Transformação
A transformação se refere à alteração dos minerais e da matéria orgânica que é adicionada 
ao solo, através de reações químicas e biológicas. As transformações mais comuns são:
•	 Minerais primários → Minerais secundários:
Os minerais primários presentes nas rochas e resultantes diretamente da solidificação do 
magma, em contato com a água e com o ar, são intemperizados e, posteriormente, aqueles 
elementos que sobram (não perdidos na lixiviação) são reorganizados, formando os 
minerais secundários.
•	 Matéria orgânica→ Húmus
Nesta reação, a matéria macro-orgânica (ou seja, resíduos vegetais e animais ainda 
identificáveis) é transformada, através da ação de microrganismos, em húmus, resíduos 
3 Os elementos de maior solubilidade são o Ca, Mg, K, Na.
23
altamente decompostos. Com este processo, ocorre uma perda significativa de massa, 
devido às perdas de C através da respiração dos organismos (CO2), e de componentes 
como Ca, Fe, K que são liberados no solo, sendo reabsorvidos pelas plantas ou mesmo 
lixiviados pela água.
•	 Minerais secundários + Matéria orgânica → Complexos organominerais
A combinação dos húmus com os minerais secundários ocorre por atração 
de cargas, já que os primeiros tendem a apresentar carga de superfície negativa e os 
segundos, positiva. Tal combinação ocorre principalmente no Horizonte A.
2.6.4. Transporte
Este processo é caracterizado pela mobilização de qualquer elemento (argila, sais e 
material orgânico) de um horizonte para o outro, se diferenciando da perda, pois o 
elemento mobilizado permanece no perfil do solo. O transporte pode ser descendente 
ou ascendente (por capilaridade). 
2.7. Específicos
Os processos específicos de formação dos solos são produtos da ação diferenciada de 
um ou mais processos gerais, de acordo com as especificidades da rocha mãe e das 
condições ambientais. Tais processos geram nos solos características específicas que 
possibilitam a distribuição dos solos em classes.
2.7.1. Podzolização
O processo geral mais atuante na Podzolização é o transporte descendente de material 
(argila ou húmus) do Horizonte A para o Horizonte B:
a) Transporte descendente de argila
A argila é um material coloidal de pequena granulometria (<0,002mm) e, normalmente, 
se encontra formando agregados no solo (Figura 2.4 – A). Para ser transportada, a 
argila precisa estar desagregada ou dispersa, sendo que um dos fatores que favorece 
a dispersão dela é a ocorrência de ciclos de umedecimento e secagem, que causam o 
rompimento das ligações entre as partículas. Isto ocorre principalmente no Horizonte 
A, pois está mais exposto aos agentes atmosféricos, e em solos localizados em áreas de 
relevo mais acidentado, onde os ciclos de umedecimento e secagem são favorecidos (pois 
a água sai facilmente do sistema, tanto por ação gravitacional quanto por insolação). 
Após a desagregação, a argila, por ser muito pequena e leve, é facilmente transportada 
pela água (Figura 2.4 – B). No entanto, ao alcançar os agregados presentes no Horizonte 
B, a água deposita a argila em sua superfície e reduz significativamente a sua porosidade, 
devido ao preenchimento dos poros pela argila depositada (Figura 2.4 – C).
24
Figura 2.4. – a 
Solo com os agregados.
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Figura 2.4. – B 
Deposição de argila na superfície dos agregados.
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
25
Figura 2.4. – C 
Superfície dos agregados após preenchimento 
dos poros pela argila transportada. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Os solos formados a partir deste processo apresentam 
comportamento diferenciado da água no Horizonte A 
e no Horizonte B. Enquanto no primeiro a água infiltra 
facilmente, no segundo (em função do entupimento dos 
poros causado pela deposição de argila), a infiltração 
é mais lenta, o que torna este tipo de solo bastante 
susceptível à erosão, principalmente em sulcos, o que 
é agravado pela sua ocorrência em locais de relevo 
movimentado. 
Este processo de formação é o segundo mais comum 
no Brasil, e os solos formados são os argissolos, 
nitossolos, luvissolos, planossolos, que na antiga 
classificação4 eram chamados de podzólicos, e 
apresentam a seguinte seqüência de horizontes 
(Figuras 2.5; 2.6 - A e B):
4 Antes de 1999, quando a 1a Edição do Sistema Brasileiro de 
Classificação (Embrapa, 1999) foi publicada. 
26
FIGURA 2.5. 
Horizonte a com predominância de silte e areia; 
Horizonte B com grande concentração de argila. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Figura 2.6. – a 
Perfis de argissolos sem Horizonte E. 
Notar o aspecto rugoso do Horizonte B (indicado pela seta).
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
27
Figura 2.6. – B 
Perfis de argissolos com Horizonte E. 
Notar o aspecto rugoso do horizonte B (indicado pela seta). 
b) Transporte de material orgânico (transporte descendente de húmus)
Na maior parte dos solos, o húmus (matéria orgânica decomposta) se concentra no 
Horizonte A, principalmente em função da formação de complexos organominerais, ou 
seja, da união entre este húmus e a argila presente no solo. No entanto, em solos arenosos, 
a formação destes complexos é dificultada pelo teor muito baixo de argila, o que faz com 
que o húmus fique facilmente mobilizável, podendo ser transportado pela água para as 
camadas mais profundas do solo, e também para os níveis freáticos. Parte do húmus fica 
acumulada no Horizonte B, formando o chamado Horizonte Bh (B espódico). 
Além disso, a percolação da água com alta concentração de húmus (que contem muitos 
ácidos orgânicos) causa a formação de um horizonte entre o A e o B, o Horizonte E, que, 
neste caso, recebe a adjetivação de E álbico (branco em função da lavagem dos grãos de 
quartzo da areia com a água acidificada). 
Os solos formados por este processo estão associados a materiais de origem ricos em SiO2, 
que vão gerar solos arenosos e de pouca significância geográfica no Brasil, além de não 
possuírem aptidão agrícola. São eles os espodossolos (antiga classificação podzol) e têm a 
seguinte seqüência de horizontes (Figuras 2.7 e 2.8):
Uma observação importante é que, algumas vezes, quando a perda de argila é muito 
significativa, forma-se, entre o Horizonte A e o Horizonte B, um horizonte marcado 
pela perda (eluviação) de material, que é chamado de Horizonte E. Normalmente, ele 
apresenta cor mais clara que o Horizonte B, em função da presença de maior quantidade 
de areia, que é pouco eficiente na pigmentação do solo. 
Foto: João Carlos Ker
28
FIGURA 2.7. 
Horizonte a, claro com baixo teor de húmus; Horizonte E, branco pela lavagem 
dos grãos de quartzo da areia pela água acidificada; e Horizonte Bh, escuro pela 
acumulação do húmus transportado pela água. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
FIGURA 2.8. 
Perfil de Espodossolo. Notar a cor do Horizonte B, 
mostrando o acúmulo de matéria orgânica (indicado pela seta). 
Foto: João Carlos Ker
29
Uma informação interessante sobre as áreas de ocorrência destes solos é que os rios 
tendem a ter coloração escura (cor de chá ou Coca Cola), em função do húmus que 
alcança os níveis freáticos. Muitas vezes, esta ocorrência é determinante na escolha 
dos nomes dos rios (por exemplo, o RioNegro, na Amazônia).
2.7.2. Halomorfismo
O processo geral mais atuante no Halomorfismo é o transporte ascendente de sais e 
isto só é possível em locais onde a evapotranspiração é maior que a precipitação, e os 
solos são rasos, potencializando os efeitos da temperatura. 
Neste processo, ocorre o acúmulo de água no contato solo-rocha, intemperizando-a. 
Com isto, os sais desprendidos da rocha solubilizam-se em água sem serem lixiviados, 
pois não há presença suficiente de água para que tal ocorra. Assim, com a elevada 
evapotranspiração, estes elementos ascendem conjuntamente com a água (efeito de 
capilaridade), precipitando-se na superfície e formando manchas brancas salinas.
Os solos formados neste processo apresentam uma série de problemas quanto ao seu 
uso: o teor de sal fica tão elevado que as plantas têm dificuldade de absorver água, 
mesmo com o solo úmido, e apenas espécies adaptadas conseguem se desenvolver 
neles. Além disto, parte dos sais alcança o nível freático, fator que prejudica a qualidade 
da água na região (água dura ou salobra). Estes solos são chamados de solos salinos e 
não fazem parte de uma classe específica.
Uma observação importante diz respeito à salinização, que é gerada por irrigação 
mal planejada, onde a falta de drenagem (retirada do excesso de água do solo) gera 
as mesmas consequências do processo natural, mas que, na verdade, trata-se de 
processo de degradação ambiental.
2.7.3. Calcificação
O processo geral mais atuante na Calcificação é o transporte ascendente de material, 
principalmente o carbonato de cálcio (CaCO3) e o carbonato de magnésio (MgCO3), em 
um processo muito semelhante ao halomorfismo. Ocorre em solos jovens formados por 
material de origem calcário ou com alto teor de CaCO3 e MgCO3, localizados em áreas de 
pouca precipitação e de elevada temperatura (mais presente na região do semi-árido). 
Neste processo, a água penetra no solo raso e intemperiza a rocha, gerando solubilização 
basicamente do Ca, CO3 e Mg. Uma parte do material dissolvido ascende com a água 
e vai se recristalizando ao longo do perfil do solo (Figura 2.9 – A), formando-se um 
Horizonte A com acúmulo de matéria orgânica e alta fertilidade, chamado de Horizonte 
a chernozêmico (Figuras 2.9 – B e 2.10). O acúmulo acontece em função da presença 
de Ca2+, que se liga às moléculas orgânicas (que possuem carga negativa), aumentando 
seu tamanho e, consequentemente, dificultando sua decomposição.
30
Tipo de Solo Gerado: Chernossolo (antiga classificação rendzina)5
Figura 2.9. – a 
ascensão da água (elevação capilar) transportando Ca3, Mg em solução, do 
Horizonte C, que vai se recristalizar no Horizonte A. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Figura 2.9. – B 
Formação de um Horizonte A, a partir da recristalização do CaCO3 e MgCO3, com 
acúmulo de matéria orgânica e alta fertilidade, chamado de Horizonte a chernozêmico. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
5 Neste processo, é possível a formação de um Horizonte B.
31
FIGURA 2.10. 
Perfil de Chernossolo, com Horizonte a chernozêmico 
sobre Horizonte C (calcário intemperizado). 
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
2.7.4. Hidromorfismo
Os processos gerais mais atuantes no Hidromorfismo são o de transformação e o 
de adição. No entanto, estes processos são condicionados pelo excesso de água que 
predomina nos ambientes encharcados ou saturados grande parte do ano (nível 
freático bem próximo da superfície), onde os solos ocorrem. A adição é principalmente 
de matéria orgânica, pois a maior parte dos microrganismos responsáveis por sua 
decomposição é aeróbica e não consegue sobreviver em ambientes sem oxigênio, o que 
resulta em um Horizonte A profundo e muito preto (Figura 2.11 – A).
Além disto, a ausência do oxigênio favorece a redução do ferro. Neste processo, ocorre 
a transformação do Fe3+ em Fe2+, fazendo com que o ferro passe de pouco solúvel 
para muito solúvel, o que altera a cor dos solos, que acabam ficando com coloração 
cinza ou branca. Pode ocorrer, nestes solos, próximo das raízes de plantas adaptadas 
ou em locais com maior presença de oxigênio, a transformação do Fe2+ em Fe3+, o que 
gera manchas amarelas, vermelhas ou alaranjadas denominadas mosqueados, pois a 
presença do Fe3+ dá ao solo estas tonalidades (Figura 2.11 – B). Normalmente, nestes 
solos não há formação de Horizonte B. 
32
Tipo de Solo Gerado: Gleissolo ou Organossolo6
Figura 2.11. - a 
Perfil de Organossolo, em área de várzea. 
Foto: João Carlos Ker
Figura 2.11. – B 
Detalhe mostrando o mosqueado (manchas vermelhas no solo). 
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
6 A diferença entre estes dois tipos de solo está na quantidade de matéria orgânica acumulada no Horizonte A, e na 
espessura desse horizonte.
33
2.7.5. Latolização ou Latossolização
Os processos gerais mais atuantes na Latolização ou Latossolização são o de perda (nutrientes 
e silício) e o de transformação, sendo que isto somente é possível em locais com alta precipitação, 
alta temperatura, boa drenagem e relevo aplainado, pois são aspectos que permitem que ocorra 
uma maior infiltração de água, intemperismo e lixiviação. A grande lixiviação é responsável 
pela perda dos elementos químicos mais solúveis (ver item 2.1.), sendo que estes elementos 
são necessários para a nutrição vegetal (ou seja, há a formação de um solo pobre).
De uma maneira geral, é comum se afirmar que a gênese associada a este processo 
é marcada por uma perda de nutrientes e silício e por uma concentração relativa de 
ferro e de alumínio, pois estes dois elementos são muito pouco solúveis em água e, 
por isso, não são perdidos por lixiviação. 
Os solos resultantes deste processo são pobres, profundos (com Horizonte B muito espesso), 
homogêneos e com alta aptidão agrícola, pois, excetuando-se a falta de nutrientes, atendem 
a outras exigências para seu uso, como boa capacidade de retenção de água, resistência à 
erosão e, normalmente, ocorrem em áreas com relevo plano (Figuras 2.12 – A e B).
Tipo de Solo Gerado: Latossolos
Figura 2.12. – a 
Perfil de Latossolo.
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
Figura 2.12. – B 
Perfil de Latossolo. 
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
Capítulo 3
36
3. CONSTITUINTES DO SOLO
Todos os solos têm os mesmos constituintes, não importa se são jovens ou maduros 
(Figura 3.1.). O ar e a solução do solo ocupam os seus poros (espaço vazio). Normalmente, 
o ar se encontra nos poros de maior tamanho e a solução ou água nos de menor tamanho. 
De forma geral, a maior parte das plantas cultivadas tem seu crescimento favorecido 
quando 50% de seus poros estão ocupados com ar e 50% com água.
FIGURA 3.1.
Constituição do solo. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
3.1. Solução do Solo
A solução do solo é constituída pela água e pelos elementos químicos solúveis7. Isto é 
muito importante, pois a planta só consegue absorver o que está dissolvido em água, e 
sem água não há possibilidade de existência de vida.
A quantificação da água no solo (umidade) é de fácil determinação, pois basta coletar uma 
amostra, pesá-la, secar em estufa durante 24h a 105°C e pesar novamente. A diferença 
entre peso úmido e peso seco é a umidade do solo. No entanto, esta quantificação não 
tem grande aplicação, pois está limitada ao local e horário de coleta, uma vez que a 
umidade do solo varia ao longo do dia e de uma área para outra.
7 A concentração destes elementos varia de acordo com a evolução do solo, condições ambientais e proximidade do 
material de origem.
37
Para fins práticos, é importante conhecer o regime hídrico do solo, ao longo do tempo, e isto nem 
sempre está diretamente associado ao regime de chuva de uma região. Por exemplo: na região 
dos cerrados ocorre um período úmido e um seco, bem definidos, mas nas áreas das veredas há 
sempre excesso de água. Isto deixa claro que a quantidade de água disponível no solo depende 
de vários fatores, como profundidade, altura do nível freático, textura, entre outros.
Assim, para conhecer o regimehídrico dos solos, observa-se atentamente a vegetação, 
pois esta responde diretamente a variações na disponibilidade de água. Isto é feito ao 
observar as espécies que têm como forma de adaptação a falta de água, a queda de 
folhas ou o caducifolismo. Com base nesta observação, tem-se a seguinte classificação:
•	 Vegetação ou Campos Hidrófitos – locais que apresentam excesso de 
água ao longo de quase todo o ano, marcado com espécies adaptadas; são 
as áreas de várzea, mangues, veredas, etc.
•	 Floresta Perenifólia – locais em que não há déficit hídrico durante todo o 
ano; a vegetação não apresenta queda significativa de folhas.
•	 Floresta Subperenifólia – locais em que há déficit hídrico com duração de 
1 a 3 meses.
•	 Floresta Subcaducifólia – locais em que há déficit hídrico com duração de 
3 a 5 meses.
•	 Floresta Caducifólia – locais em que há déficit hídrico com duração de 5 
a 7 meses.
•	 Caatinga hipoxerófita – locais em que há déficit hídrico com duração de 
7 a 9 meses.
•	 Caatinga hierxerófita – locais em que há déficit hídrico com duração de 
mais de 9 meses.
Quando a vegetação é de cerrado, a classificação é a mesma, considerando cerrado 
subperenifólio, cerrado subcaducifólio e cerrado caducifólio.
3.2. Ar do Solo
O ar do solo possui a mesma composição do ar atmosférico, mas com menores 
concentrações de O2 e maiores de CO2, resultante da presença de microorganismos 
aeróbios, que consomem o primeiro e liberam o segundo, e pela dificuldade de 
realização de trocas gasosas com o ambiente atmosférico.
3.3. Fração Sólida
A fração sólida do solo é constituída pela fração mineral (minerais primários e 
secundários) e matéria orgânica.
38
3.3.1. Matéria Orgânica
Considerando todos os componentes do solo, a matéria orgânica (MO) se caracteriza 
como o mais heterogêneo. Segundo pesquisadores, praticamente não existe uma 
molécula orgânica igual a outra. De uma forma geral, pode-se dizer que a matéria 
orgânica do solo é constituída de:
•	 MO viva, que corresponde a 4% do total da MO do solo e é representada pelos 
animais (besouros, formigas, minhocas, cupins, etc.) que vivem no solo e pelas 
raízes das plantas; e 
•	 MO morta, que corresponde a 96% do total e é formada por resíduos animais e 
vegetais; a MO morta pode ser, por sua vez, dividida em:
o Matéria Macrorgânica (10 a 30%), formada por resíduos vegetais e 
animais pouco decompostos; e 
o Húmus (70 a 90%), resíduos vegetais e animais, já bastante decompostos, 
que é composto, em sua maior parte, pela fração húmica (ácidos 
orgânicos e humina) e, em sua menor parte, por uma fração não- húmica 
(vitaminas, nutrientes, pigmentos, etc.).
O teor de matéria orgânica encontrado nos solos é sempre o resultado da relação entre 
a taxa de produção de MO e a sua taxa de decomposição. Por isto, nas regiões tropicais 
úmidas não é comum encontrar solos com teor muito elevado de matéria orgânica, pois a 
temperatura e a disponibilidade de água que favorecem a grande produção de biomassa, 
também favorecem a atividade dos microrganismos decompositores, não permitindo 
acúmulo de MO nos solos. Por esta razão, a maior parte dos solos no Brasil possui 
Horizonte A pouco espesso, na faixa de 20 cm. Assim, maiores teores de MO nos solos 
tendem a ser resultado de uma menor taxa de decomposição, o que pode ser causada por:
•	 Excesso de água (hidromorfismo) – ambientes anaeróbicos não são propícios 
ao desenvolvimento da maior parte dos microrganismos decompositores, que 
precisam de oxigênio para sobreviver; por isso, nas áreas de várzeas, veredas e 
mangues é comum ocorrer acúmulo de MO.
•	 Riqueza de Ca²+ – o cálcio, por possuir carga positiva, se liga às moléculas 
orgânicas que têm carga negativa, causando um aumento de seu tamanho; 
moléculas maiores são mais resistentes à decomposição e, assim, em ambientes 
em que há grande disponibilidade de cálcio é comum se ter acúmulo de MO.
•	 Baixas temperaturas – o metabolismo dos microrganismos é retardado em locais de 
baixa temperatura, causando acúmulo de MO; no Brasil, isso é comum nos planaltos 
sulinos e nas regiões de topografia mais elevada, onde a temperatura é menor.
•	 Pobreza acentuada do solo – por se tratarem de seres vivos, os microrganismos 
precisam de nutrientes para sobreviver e, por isso, solo muito pobre não é capaz de 
manter uma grande população de microorganismos, o que causa acúmulo de MO.
39
É comum encontrar textos em livros didáticos que afirmam que solos com alto 
teor de MO são sempre férteis. Isto não é verdade, pois a presença de MO no solo 
nem sempre significa alta fertilidade. De qualquer forma, a MO traz uma série de 
benefícios aos solos, como:
•	 É uma possível fonte de nutrientes, principalmente de P (fósforo) e N (nitrogênio); 
deve-se salientar que a nutrição fornecida pela matéria orgânica depende do 
seu tipo, grau de decomposição e grau de lixiviação.
•	 Auxilia na retenção de água no solo, onde cada molécula orgânica é capaz de reter 
até seis vezes o seu peso em água; isto auxilia na manutenção da temperatura do 
solo (a água é má condutora de calor), favorecendo o crescimento vegetal.
•	 Atua favorecendo a estruturação do solo, pois a MO é um agente cimentante, 
agregando seus componentes; esta atuação se faz pela liberação de gels que 
funcionam como cola no solo (ao tocar na serrapilheira – massa de folhas 
apodrecendo na superfície do solo – percebe-se que a mão fica melando), e pela 
presença de cargas negativas, atraindo outros componentes de carga contrária.
•	 Aumenta a Capacidade de Troca Catiônica – CTC – do solo, em função da 
presença de cargas negativas.
A determinação do teor de matéria orgânica é feita de forma indireta, através da 
determinação do teor de carbono orgânico nos solos. Considera-se que 58% da 
matéria orgânica são constituídas de carbono e, sendo este um elemento único, a 
sua quantificação é mais fácil.
3.3.2. Minerais
A fração mineral dos solos é constituída de minerais primários e secundários. Os 
primeiros tendem a predominar na fração grosseira dos solos (areia) e são aqueles 
que ainda não sofreram alterações químicas; e os segundos são aqueles resultantes da 
decomposição dos minerais primários e da recombinação dos produtos resultantes. 
Estes minerais são, com freqüência, de pequeno tamanho e, por isso, são chamados 
minerais de argila:
a) Minerais Primários – São constituídos principalmente (80%) de silicatos 
(composição - Si e O) e, em menos proporção, de carbonatos, fosfatos e sulfatos. 
Há minerais primários facilmente intemperizáveis, como os feldspatos, a biotita, 
entre outros, e há aqueles de difícil intemperização, como o quartzo, por exemplo. 
Nos solos das regiões tropicais úmidas, praticamente o único mineral primário 
presente é o quartzo, já que as condições climáticas favorecem o intemperismo.
b) Minerais Secundários – Representam a maior parte da fração mineral dos 
solos das regiões tropicais úmidas e dividem-se basicamente em dois tipos: 
•	 Minerais Silicatados – unidades básicas: tetraedros de Si (primários) 
(Figura 3.2) e octaedros de alumínio (Figura 3.3). 
40
FIGURA 3.2.
Tetraedros de Si.
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
FIGURA 3.3.
Octaedros de alumínio. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
Os minerais silicatados têm como unidades básicas os tetraedros de silício (SiO4-4) e os 
octaedros de alumínio (Al(OH)6-3). Um tetraedro é formado por 1 Si (carga +4) e 4 O 
(carga -2 por O, carga total -8) e, por isso, tem um excesso de 4 cargas negativas, que são 
neutralizadas através da ligação dos átomos de O com outro Si ou elemento químico. O 
octaedro tem a mesma característica.
Os cristais de argilas silicatadas são constituídos de camadas alternadas de 
tetraedros de silício (Figura 3.4) e octaedros de alumínio (Figura 3.5), ligados entre 
si por átomos de oxigênio comuns às duas configurações. O número de camadas de 
tetraedros para camadas de octaedros por unidade cristalográfica é que permite a 
distinção de argilas em grupamentos do tipo 1:1 e2:1.
41
TETraEDrO DE SiLíCiO – rEPrESENTaçãO gráFiCa 
FIGURA 3.4.
representação gráfica de uma lâmina de tetraedros de silício.
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
OCTaEDrO DE aLuMíNiO – rEPrESENTaçãO gráFiCa
FIGURA 3.5.
representação gráfica de uma lâmina de octaedros de alumínio.
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
42
•	 Minerais Silicatados 2:1
O que compõe o mineral é uma repetição das unidades cristalográficas, sendo que no caso dos 
minerais 2:1 “(Figura 3.6)” a ligação entre unidades cristalográficas é feita por Força de Van der 
Walls, que é fraca e permite variação na distância entre uma unidade e outra, contraindo-se e 
expandindo-se por meio de variações de umidade. Isto faz com que os solos que possuem tais 
minerais apresentem rachaduras (fendas) durante o período seco (Figura 3.7). Os minerais do 
tipo 2:1 são encontrados normalmente em solos mais jovens, onde a lixiviação não foi grande o 
bastante para remover muito silício. No Brasil, é comum encontrar solos com tais características 
na região do semiárido. Os minerais 2:1 mais comuns são as esmectitas, vermiculitas e 
montmorilonita. 
FIGURA 3.6.
Mineral silicatado 2:1. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
FIGURA 3.7.
Solo com mineral silicatado 2:1, mostrando a alteração do volume do solo, com variação da 
umidade do período úmido para o seco (quando ocorrem as rachaduras- fendilhamento). 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
43
•	 Minerais Silicatados 1:1 
Da mesma forma que no caso dos minerais 2:1, o que compõe o mineral 1:1 (Figura 
3.8) é uma repetição das unidades cristalográficas. Neste caso, a ligação entre unidades 
cristalográficas é feita por ponte de hidrogênio (muito forte), o que torna a distância entre 
elas não variável. Sendo assim, os solos onde predominam minerais 1:1 não apresentam 
rachaduras no período seco (Figura 3.9). O mineral 1:1 mais comum nos solos é a caulinita.
FIGURA 3.8.
Mineral silicatado 1:1. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
FIGURA 3.9.
Solo com mineral silicatado 1:1, mostrando a ausência de alteração do volume, com 
variação da umidade do período úmido para o seco. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
44
•	 Minerais não Silicatados ou Óxidos
O termo óxido é usado de forma genérica para designar óxidos, hidróxidos e 
oxidróxidos, constituintes da fração argila. É difícil a colocação dos óxidos na 
seqüência de intemperismo, pois eles ocorrem em quase todos os estágios de 
formação dos solos. Entretanto, quando estão em grandes concentrações, são 
indicativos de elevado grau de intemperização e lixiviação. Os principais óxidos 
presentes nos solos são os óxidos de ferro (hematita Fe2O3 e goethita FeOOH) e o 
alumínio (gibbsita (Al(OH)3).
Considerando o que foi visto até o momento, pode-se imaginar que a mineralogia 
predominante dos solos seguiria a seguinte seqüência, em função do intemperismo:
Minerais Primários > 2:1 > 1:1 > Óxidos
No entanto, condições ambientais podem fazer com que esta sequência estacione em 
alguma etapa, ou mesmo salte alguma delas. Em locais com alta pluviosidade, a lixiviação 
causa uma perda de silício tão intensa que os minerais primários podem formar 
diretamente minerais do tipo 1:1 ou mesmo óxidos. Assim, a seqüência mineralógica 
dos solos vai depender dos fatores de formação descritos e discutidos no Capítulo 2.
45
Capítulo 4
48
4 . QUÍMICA DO SOLO
4.1. Reação do Solo 
De forma geral, podem-se distinguir três grupos principais de solos: ácidos, neutros e 
alcalinos. Esta classificação é dada em função do pH8: a escala de pH é feita tendo como 
padrão a água (H2O), que é formada por H+ e OH-, e vai de 0 a 14, sendo que o pH neutro é o 
7 (o que quer dizer que, neste valor, o número de H+ é igual ao de OH-, ou seja, o número de 
cargas + é igual ao número de cargas -). Valores abaixo de 7 indicam acidez, com predomínio 
de H+ ou cargas positivas, e valores acima de 7 indicam basicidade, com predomínio de OH-, 
ou cargas negativas (Figura 4.1).
Para a maior parte dos solos naturais, o pH varia de 3 a 11; normalmente, os solos tendem 
a ser ácidos, exceto em locais de clima árido ou semi-árido, onde é possível encontrar solos 
neutros ou básicos. 
FIGURA 4.1. 
Constituição do solo. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
A determinação do pH do solo é feita mais comumente por leitura direta, através de um 
aparelho chamado pHmêtro, que lê a atividade dos íons H. Isso é feito numa solução 
contendo solo e água. 
4.2. Cargas do Solo 
Muitas das características do solo (fertilidade, estruturação, pegajosidade, etc.) estão 
associadas com a existência de cargas positivas e negativas no solo. Estas cargas são 
principalmente de dois tipos:
4.2.1. Cargas de Beirada 
No item sobre constituintes do solo, foi dito que os minerais do solo são constituídos 
8 O pH é exponencial, ou seja, uma variação de 1, na escala de pH, equivale a uma concentração 10 vezes maior ou 
menor de H+ no meio.
49
principalmente de tetraedros de Si e octaedros de Al, e que cada tetraedro tem um excesso 
de carga balanceada pela ligação dos oxigênios com outros elementos. No entanto, nas 
beiradas dos minerais não há outros elementos ligados ao oxigênio e, por isso, há sempre 
presença de cargas. Nos solos mais evoluídos, estas cargas existem, mas não são as mais 
significativas. 
4.2.2. Cargas dependentes de pH
Estas cargas são assim conhecidas por serem alteradas em função do pH do solo. Os 
constituintes orgânicos e minerais do solo também possuem ponto de neutralidade, ou 
seja, existe um valor de pH onde os constituintes do solo possuem o mesmo número de 
cargas positivas e negativas (esse ponto é chamado de PCZ ou ponto de carga zero), tal 
como ocorre no valor de pH 7 com a água. 
Por isso, da mesma forma que com a água, quando o pH está abaixo do ponto de neutralidade 
do constituinte específico, há excesso de carga +, e, quando acima, excesso de carga -. Os 
pontos de neutralidade aproximados dos principais constituintes do solo, que possuem 
carga são:
•	 Húmus: ponto de neutralidade → pH 2
•	 Minerais 2:1: ponto de neutralidade→ pH 3,5
•	 Minerais 1:1: ponto de neutralidade → pH 5
•	 Óxidos: ponto de neutralidade → pH 8
Assim, as cargas de um solo vão depender de sua constituição e de seu pH. Considere um 
solo hipotético, constituído de 25% de cada um dos constituintes listados acima e com um 
pH = 4. O balanço de cargas seria:
•	 Húmus: carga – (pH 4 está acima do ponto de neutralidade); como exemplo, pode-se 
imaginar que a carga seria de -2. 
•	 Minerais 2:1: carga – (pH 4 está acima do ponto de neutralidade); como exemplo, 
pode-se imaginar que a carga seria de -0,5.
•	 Minerais 1:1: carga + (pH 4 está abaixo do ponto de neutralidade); como exemplo, 
pode-se imaginar que a carga seria de +1. 
•	 Óxidos: carga + (pH 4 está abaixo do ponto de neutralidade); como exemplo, pode-
se imaginar que a carga seria de +4. 
Carga líquida final = (-2) + (-0,5) + 1 + 4 = +2,5.
Agora, considere que, através da calagem (adição de calcário no solo), o pH alcance um 
valor de 6. O balanço de cargas seria: 
•	 Húmus: carga – (pH 6 está acima do ponto de neutralidade); como exemplo, pode-se 
imaginar que a carga seria de -4.
50
•	 Minerais 2:1: carga – (pH 6 está acima do ponto de neutralidade); como exemplo, 
pode-se imaginar que a carga seria de -2,5.
•	 Minerais 1:1: carga - (pH 6 está acima do ponto de neutralidade); como exemplo, 
pode-se imaginar que a carga seria de -1. 
•	 Óxidos: carga + (pH 6 está abaixo do ponto de neutralidade); como exemplo, 
pode-se imaginar que a carga seria de +2. 
Carga líquida final = (-4) + (-2,5) + (-1) + 2 = -5,5
Apesar de ser apenas um exemplo didático (pois o solo é mais complexo que isso e o 
cálculo das cargas não é feito pela simples subtração do valor do ponto de neutralidade 
em relação ao pH), é possível observar que qualquer alteração no pH vai alterar as 
cargas associadas aos constituintes do solo. 
Um solo bom para a agricultura deve ter balanço líquido com predomíniode cargas 
negativas8, pois os nutrientes do solo são cátions, ou seja, possuem cargas positivas. 
Com isso, o solo aumenta seu poder de adsorção, minimizando o efeito da lixiviação.
Um dos grandes problemas dos latossolos é o fato de possuírem carga líquida negativa 
muito baixa, carga neutra ou mesmo positiva, devido à grande concentração de óxidos, 
os quais possuem elevado ponto de neutralidade. Recomendação para estes solos é 
adicionar matéria orgânica e fazer calagem, ações que vão aumentar o número de 
cargas negativas do solo.
4.3. CTC do Solo
A CTC (Capacidade de Troca Catiônica) do solo é a quantidade de cargas negativas 
presentes no solo, capazes de atrair cargas positivas (cátions). Esta atração, chamada 
tecnicamente de adsorção, atrai, principalmente, seis elementos (Ca2+, Mg2+, K+, Na+, 
Al3+, H+), que são os que ocorrem em maior quantidade nos solos, sendo que os quatro 
primeiros são nutrientes essenciais para o crescimento das plantas.
A adsorção é muito importante, porque elementos que ficam na solução do solo (não 
adsorvidos) são suscetíveis à lixiviação. Entretanto, as plantas só conseguem absorver 
elementos que estão na solução do solo, ou seja, elas precisam destes nutrientes 
livres. Quer dizer, ao mesmo tempo em que é importante que os nutrientes não 
sejam rapidamente perdidos por lixiviação, eles devem estar disponíveis para serem 
aproveitados pelas plantas. Este problema é resolvido pelo fato de que a atração das 
cargas negativas presentes nos constituintes do solo pelos cátions varia de elemento 
para elemento, segundo a seguinte série:
 H+ >>> al3+ > Ca2+ ≈ Mg2+, > Na+> K+
8 A adição de matéria orgânica proporciona cargas negativas ao solo.
51
Desta forma, quando a raiz das plantas libera H+ como resultado do seu metabolismo, 
este é imediatamente atraído pelas cargas negativas, e os elementos com menor atração 
são liberados, ficando livres para serem absorvidos pela planta. Entretanto, as moléculas 
negativas ficam preenchidas por H+ e Al+3, que não são nutrientes. Para reverter 
este quadro, é necessária a realização de adubação ou calagem, que disponibilizam 
novamente os elementos nutritivos em alta concentração, liberando o H+ e Al+3 
presos na superfície dos constituintes do solo. As possíveis fontes naturais para estes 
elementos seriam a rocha e a matéria orgânica natural do solo, que caracterizam os 
adubos químicos e orgânicos.
A quantificação da CTC dos solos é feita de forma indireta, considerando que o número 
de cargas negativas é o mesmo que o de cargas positivas atraídas. Desta forma, a CTC de 
um solo é a soma dos cátions, ou seja, CTC9 = Ca2++ Mg2++ K++ Na++ Al3++ H+, sendo que 
a unidade da CTC é cmolc/Kg (lê-se centimol de cargas por quilo de solo).
4.3. Eutrofia e Distrofia dos Solos
Os solos diferenciam-se em ricos, eutróficos, ou pobres, distróficos, dependendo da 
quantidade de nutrientes que existe neles, quantificado pela soma de bases do solo (SB) 
(Ca2++ Mg2++ K++ Na+) em relação à CTC. Considerando que a CTC representa 100% das 
cargas negativas do solo, verifica-se qual a porcentagem destas cargas estão ocupadas 
com os cátions, que são nutrientes para as plantas (SB):
V%= SB x 100
 CTC
Quando o V% é maior ou igual a 50%, classifica-se o solo como eutrófico, e quando é 
menor que 50%, como distrófico. Nesse último caso, é necessário verificar a saturação 
de Al3+, pois este elemento é tóxico para as plantas, pois um solo com alto índice de Al 
dificulta o crescimento radicular e aumenta a espessura da raiz, prejudicando a absorção 
de nutrientes. O cálculo da concentração de alumínio é feito da seguinte maneira:
grau de saturação de al: % al = [al] x 100
 [SB + al]
Quanto o %Al é maior ou igual a 50%, e o teor de Al é maior que 4 cmolc/kg, o solo é 
classificado como alumínico; e quando for menor, o solo é apenas distrófico. Resumindo, 
no que ser refere à fertilidade dos solos, estes podem ser classificados como eutróficos, 
distróficos ou alumínicos. 
9 Essa análise é comum e feita em laboratórios de análise de solos.
Capítulo 5
54
5. DESCRIÇÃO MORFOLÓGICA DOS SOLOS
Os processos de formação pelos quais os solos passam até sua constituição final se 
refletem nas suas características morfológicas. Assim, a descrição da morfologia dos 
solos é a análise mais importante para a classificação dos mesmos e, por isso, o sistema 
brasileiro é denominado morfogenético.
A análise morfológica dos solos é feita através do estudo do seu perfil, que deve ser 
analisado até a profundidade de 200 cm, caso o solo chegue a essa espessura. Na 
descrição morfológicas dos solos, os seguintes passos devem ser seguidos:
5.1. Diferenciação e identificação dos Horizontes ou Camadas11
Normalmente é feita pela cor, mas qualquer parâmetro pode ser considerado, desde 
que mostre diferenças das seções dentro do perfil do solo (Figura 5.1). Um mesmo 
horizonte pode ser dividido em sub-horizontes, como por exemplo: se o Horizonte A 
tiver uma maior concentração de matéria orgânica mais próxima à superfície e isso se 
refletir em uma cor mais escura, se pode identificar Horizontes A1 e A2.
5.2. Medição dos Horizontes
Os horizontes são medidos a partir da superfície do solo, considerando-se a sua 
profundidade de início e fim, em cm. Na Figura 5.1, tem-se: A: 0-70 cm; B: 70-120 
cm; C: 120-220 cm. Neste exemplo, se o Horizonte C continuar além dos 220 cm 
analisados, a descrição de sua profundidade fica 120 – 220+ cm (o sobrescrito 
+ indica que a espessura do horizonte é maior que a anotada); nos solos muito 
profundos, como os latossolos, muitas vezes os horizontes identificados são o A e 
o B; e quando o solo apresenta Horizonte O (ver Capítulo 6), a medição muda, pois 
tal horizonte é considerado acima da superfície do solo, por exemplo: O: 15-0 cm; 
A: 0-20 cm; B: 20-200 cm+. 
11 Horizontes ou camadas são as seções do solo: denomina-se horizonte aquela seção formada sob a influência dos 
fatores de formação do solo, ou seja, quando o solo é formado a partir do intemperismo da rocha; e camada quando 
não há influência dos fatores de formação, como as camadas de sedimentos depositadas nas margens dos rios. 
55
FIGURA 5.1. 
Diferenciação e identificação dos horizontes ou camadas feita pela cor.
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
5.3. identificação da Cor de cada Horizonte
A cor é o parâmetro morfológico de mais fácil identificação nos solos e, apesar de 
não fornecer informações quanto à sua fertilidade, pode indicar características do 
ambiente de formação do solo, seu material de origem, etc.. No Sistema Brasileiro de 
Classificação de Solos – SiBCS –, a cor é um parâmetro muito importante, sendo usada 
para separar as principais classes de solos (os latossolos são divididos em latossolos 
vermelhos, vermelho-amarelos, amarelos e brunos).
Os principais agentes pigmentantes presentes nos solos são: a matéria orgânica, 
responsável pela coloração escura; e o ferro que, na forma reduzida (Fe+2), tem cor 
cinza, e na oxidada (Fe+3) pode ter cor amarela associada à goethita ou vermelha, à 
hematita. É importante ressaltar que o poder pigmentante da hematita é muito grande 
e, por isso, uma pequena quantidade deste óxido pode deixar o solo avermelhado.
A identificação da cor pode ser feita com o solo em diferentes condições (torrão seco, 
torrão úmido, solo seco destorroado, solo úmido e amassado). Normalmente, faz-se 
a determinação usando o torrão seco e úmido, mas obrigatoriamente deve-se fazer 
com o torrão úmido. Por isso, se em uma descrição houver apenas uma especificação 
de cor, ela foi feita no torrão úmido.
56
A descrição da cor do solo é feita usando a Caderneta Munsell de Cor de Solo12, organizada 
por páginas contendo diferentes opções de cores e formando linhas e colunas (Figura 5.2):
FIGURA 5.2. 
Página da Caderneta Munsell de Cor de Solo.
As páginas da Caderneta indicam o matiz da cor, ou seja, as cores associadas ao 
fracionamento da luz do sol (cores do arco íris), sendoque nos solos existem as cores 
amarela (Yellow – Y) e vermelha (Red – R). Assim, a Caderneta contém as seguintes 
páginas ordenadas (Figura 5.3).
12 MUNSEEL COLOR COMPANY. Munsell Soil Color Charts. Baltimore, Mad. USA, 1954.
57
FIGURA 5.3. 
Ordenação da Caderneta Munsell de Cor de Solo. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
As linhas de cada página da Caderneta indicam o valor da cor associada à sua tonalidade 
(mais clara ou mais escura). Como a matéria orgânica é a principal responsável pela 
tonalidade da cor, esta característica muitas vezes é relacionada com o teor de matéria 
orgânica do solo. O valor pode variar de 0 (preto absoluto) ao 10 (branco absoluto), 
mas, no entanto, nenhum dos dois existem no solo, que possui valor variando de 2 a 8 
(quanto menor o valor, mais escuro é o horizonte).
As colunas de cada página indicam o croma ou pureza da cor, mostrando o quando 
a cor pura (o amarelo e o vermelho do arco-íris) está alterada em função dos outros 
componentes que existem no solo. O croma máximo é 20 (aquele da cor do arco íris), 
mas também in.existe no solo, que só pode ter croma variando de 0 a 8. 
A cor final de um horizonte, dada pela identificação destes três parâmetros, é assim anotada 
(Figura 5.4).
FIGURA 5.4 
Parâmetros de identificação das cores do solo na Caderneta Munsell. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
É importante determinar a cor de todos os horizontes ou sub-horizontes 
identificados. No entanto, para fins de classificação, a cor considerada é a do 
Horizonte B, ou seja, quando um solo é classificado como latossolo vermelho (a cor 
vermelha é a identificada no Horizonte B).
5.4. Descrição da Textura de cada Horizonte
A textura é uma das características mais estáveis do solo, sofrendo pouca alteração 
em função de atividades antrópicas. Ela tem relação direta com o material de origem 
58
(as rochas mais ricas em silício como arenito e quartzito vão originar solos arenosos, 
enquanto as mais pobres como o basalto irão formar os solos argilosos) e com a intensidade 
do intemperismo (solos mais evoluídos possuem mais argila e menos silte).
A textura é a distribuição relativa da fração mineral do solo, em relação ao seu tamanho. 
As frações texturais do solo subdividem-se em areia (com diâmetro de 2-0,05 mm), silte3 
(0,05-0, 002 mm) e argila (< 0,002 mm), sendo que frações com diâmetro maior que 2 mm 
são chamadas de cascalho. 
A textura é identificada no campo através do tato, onde se procura identificar o grupamento 
textural de cada horizonte. São cinco grupamentos texturais: muita argilosa, argilosa, 
arenosa, siltosa e média, quando não se percebe o predomínio de nenhuma fração. Mas 
ela é também analisada em laboratório, de onde se obtém dados quantitativos, como por 
exemplo: 35% de areia, 22% de silte e 43% de argila.
Nenhum horizonte possui 100% de uma determinada fração e, raramente, as frações 
granulométricas estão dispersas no solo (se isso fosse comum, os solos não apresentariam 
torrões e se comportariam como areia de praia). Isso é importante, porque muitas vezes, em 
livros ou apostilas, afirmações do tipo “todo solo argiloso é impermeável” são encontradas, 
o que efetivamente não é correto. As frações se unem formando torrões e, entre um torrão e 
outro, sobram espaços vazios (poros), por onde a água infiltra facilmente. Há casos de solos 
muito argilosos, com mais de 70% de argila, onde a água se infiltra muito rápido.
5.5. Determinação da Estrutura de cada Horizonte
A estrutura está relacionada à forma como as partículas do solo tanto orgânicas como 
minerais se organizam, formando agregados (torrões). É a característica mais instável do 
solo, ou seja, mais susceptível a ação antrópica, e tem uma relação direta com a taxa de 
infiltração de água no solo e, consequentemente, com a suscetibilidade dos solos à erosão. 
Muitas das técnicas de uso sustentável do solo têm como premissa manter sua estrutura. 
A determinação da estrutura é feita em campo e, em primeiro lugar, se identifica se existe 
estruturação no solo. Há dois casos de ausência de estrutura:
•	 Grãos simples: ocorre em solos muito arenosos e lembra areia de praia.
•	 Maciça: uma massa compacta sem organização, comum no Horizonte C dos solos, 
em que não houve tempo das partículas se organizarem estruturalmente.
Quando existe estrutura, três parâmetros são analisados:
5.5.1. Forma
•	 Granular
Os agregados lembram um círculo e ocorre mais comumente no Horizonte A dos solos 
(em função da atividade biológica) e no Horizonte B de alguns latossolos (em função da 
3 O Horizonte C tem alto teor de silte na região dos Mares de Morros. Esta é a partícula mais fácil de ser carregada, 
pois a areia é grande e pesada, e a argila possui poder de agregação pelas cargas. Por isso, deve-se ter cuidado ao 
expor o Horizonte C dos solos em cortes, pois ele é mais susceptível à erosão.
59
presença de óxidos), onde os agregados são quase sempre de tamanho muito pequeno.
A estrutura granular proporciona ao solo uma taxa de infiltração de água muito rápida 
(Figura 5.5) (imagine um recipiente cheio de bolinhas de gude e a quantidade de espaços 
vazios entre uma bolinha e outra) e, por isso, os latossolos são considerados bastante 
resistentes à erosão, pois quase não se observa água escoando pela superfície do solo.
FIGURA 5.5. 
infiltração rápida em estrutura granular do solo. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
•	 Blocos Angulares e Subangulares
Os agregados têm a forma de cubos e é comum encontrar este tipo de estrutura no Horizonte 
B de solos que sofreram podzolização com movimentação de argila, e nos latossolos com 
menor teor de óxidos de ferro. 
A velocidade da infiltração da água em solos com esta forma de agregados é moderada (Figura 
5.6), pois os cubos, diferentes dos círculos, se encaixam facilmente, deixando poucos espaços 
vazios. A diferença entre blocos angulares e subangulares está relacionada com as arestas do 
cubo, que, no primeiro caso, são mais angulosas e mais fáceis de serem percebidas.
FIGURA 5.6. 
infiltração moderada em estrutura em blocos angulares ou subangulares do solo.
 Elaboração: Breno Ribeiro Marent
60
•	 Prismática
Os agregados têm forma de prisma, ou seja, o eixo vertical maior do que o eixo 
horizontal. Este tipo de estrutura é comum em solos ricos em minerais do 
tipo 2:1. No período seco (quando a mídia mostra os solos rachados da região 
nordeste do Brasil) é possível visualizar a parte superior dos prismas, bastante 
angulosos. A velocidade da infiltração da água em solos com esta forma de 
agregados é moderada (Figura 5.7). 
Uma variação da estrutura prismática é a estrutura colunar, que possui a parte superior 
arredondada e ocorre, de forma comum, nos solos que sofreram halomorfismo.
FIGURA 5.7. 
infiltração moderada em estrutura prismática do solo. 
Elaboração: Breno Ribeiro Marent
•	 Laminar
Os agregados lembram lâminas, ou seja, possuem o eixo horizontal maior do que o 
eixo vertical. De forma natural, ocorre em locais sujeitos a congelamentos, onde o 
peso do gelo ou da neve exerce uma grande pressão sobre o solo, fazendo com que os 
agregados fiquem na forma de lâmina. 
No Brasil, a observação de estrutura laminar está associada aos processos de degradação 
dos solos, principalmente aqueles sujeitos a uso intenso de mecanização ou pisoteio de 
gado. Estes fatos exercem grande pressão sobre o solo, causando sua compactação e o 
desenvolvimento da estrutura laminar. 
A velocidade da infiltração da água em solos com esta forma de agregados é muito 
lenta (Figura 5.8), pois praticamente não há porosidade vertical por onde a água possa 
infiltrar.
61
FIGURA 5.8. 
infiltração muito lenta em estrutura laminar do solo.
 Elaboração: Breno Ribeiro Marent
5.5.2. Tamanho
As escalas de tamanho do agregado são padronizadas e se encontram no Manual de 
Descrição e Coleta de Solos em Campo13. As classes de tamanho (muito pequena, 
pequena, média, grande e muito grande) variam em função da formados agregados.
5.5.3. Grau de Desenvolvimento
O grau de desenvolvimento do agregado está relacionado à sua estabilidade quando 
submetido à quebra, ou seja: 
•	 Quando um agregado grande se fragmenta em agregados de menor tamanho, 
seu grau de desenvolvimento ou sua estrutura é forte.
•	 Quando um agregado grande se pulveriza em grãos individuais, seu grau de 
desenvolvimento ou sua estrutura é fraco. 
•	 Quando parte do agregado se desfaz em agregados menores e parte se 
pulveriza, seu grau de desenvolvimento ou sua estrutura é moderado. 
Apesar da determinação da estrutura do solo seguir a ordem acima (ou seja, primeiro 
se determina a forma, depois o tamanho e, por último, o grau de desenvolvimento), 
no momento de se escrever o que foi observado, a ordem é inversa como por 
exemplo: a estrutura do Horizonte B de um latossolo será “forte muito pequena 
granular” (sem vírgula entre os termos).
13 SANTOS, R.D. Lemos R.C; SANTOS, H.G. dos. KER, J.C.; ANJOS, L.H.C. dos. Manual de Descrição e Coleta de solos em 
Campo. Viçosa: SBCS/CNPS-Embrapa. 5 ed.,2005.92p
62
5.6. Consistência
A consistência mede a capacidade de um solo se romper ou se deformar quando uma força 
é exercida sobre ele. Nasce do balanço entre força de coesão (união entre partículas da 
mesma natureza, no caso dos solos; união entre partículas sólidas) e força de adesão 
(união entre partículas de natureza diferente; no solo, partículas sólidas e líquidas).
O comportamento da consistência do solo pode ser observado na Figura 5.9, que mostra 
a variação da consistência em função do grau de umidade, razão pela qual a consistência 
deve ser analisada com o solo em diferentes graus de unidade (seco, úmido e molhado).
FIGURA 5.9. 
gráfico do comportamento da consistência 
do solo de acordo com a variação da umidade. 
Elaboração: Cristiane Valéria de Oliveira
•	 Com o solo seco (local 1 – alta coesão): avaliação da dureza dos solos;
•	 Com o solo úmido (local 2 – baixa coesão e adesão): avaliação da friabilidade dos 
solos;
•	 Com o solo molhado (local 3 – alta adesão): avaliação da plasticidade e da 
pegajosidade dos solos. 
63
5.7. Cerosidade
A cerosidade refere-se aos revestimentos de aspecto lustroso (cera), que podem ocorrer 
na superfície dos agregados, normalmente dadas pela argila que se depositou nestas 
superfícies. É uma das características mais importantes na identificação do Horizonte 
B textural e do Horizonte B nítico (ver Capítulo 6). 
Ela é identificada quanto ao desenvolvimento, isto é, sua nitidez, podendo ser fraca, 
moderada ou forte; e quanto à quantidade, sendo caracterizada como pouca, 
comum ou abundante.
5.8. Transição
A transição refere-se à percepção dos limites entre os horizontes e pode ser plana, 
ondulada ou irregular, quanto à forma; e abrupta, clara, gradual ou difusa, quanto 
à nitidez. Por exemplo: na Figura 5.10, a transição do Horizonte A para o B é plana e 
gradual; e do Horizonte B para o Horizonte C é irregular e clara.
FIGURA 5.10. 
Transição dos horizontes do solo.
Foto: Cristiane Valéria de Oliveira
64
65
Capítulo 6
66
6. CLASSIFICAÇÃO DE SOLOS 
O Sistema Brasileiro de Classificação de Solos – SiBCS – foi organizado pelo Centro Nacional 
de Pesquisa de Solos da EMBRAPA, cuja 2ª edição foi publicada em 2006 e é utilizada 
atualmente. Conhecido como morfogenético, o SiBCS permite reconhecer a gênese do solo 
através da sua morfologia. A base para a classificação dos solos é a análise morfológica 
do perfil do solo (conforme discutido no Capítulo 5), associada a informações obtidas 
através de análises laboratoriais. O SiBCS é organizado em quatro níveis categóricos, 
crescendo o número de informações e o grau de detalhamento do nível 1 ao nível 4.
O primeiro nível está associado às ordens da classificação e indica a presença ou não de 
determinados atributos, horizontes diagnósticos ou propriedades que são identificadas em 
campo, e mostram a atuação dos processos específicos de formação dos solos. O segundo 
nível (subordens) traz informações associadas aos atributos morfológicos importantes, 
como cor, ou à existência de algum aspecto especial associado à gênese. O terceiro nível 
(grandes grupos) traz informações principalmente sobre a fertilidade dos solos e tipos 
ou arranjamentos dos horizontes. E o quarto nível (subgrupos) vem com dados sobre 
características típicas ou transicionais dos solos. O SiBCS deve chegar até o sexto nível, 
sendo que o quinto (famílias) e o sexto (séries) ainda estão em fase de elaboração. 
6.1. Principais horizontes14 e camadas dos solos
Desde o início, tem-se falado dos horizontes mais comuns encontrados no solo, mas 
outros horizontes também podem ser formados. Os horizontes ou camadas passíveis 
de ser encontrados nos solos são:
•	 Horizonte Hístico (H ou O) – é um horizonte de constituição orgânica, em que o 
teor de carbono orgânico deve ser ≥ 8%15. O horizonte hístico pode ser formado 
em ambientes com excesso de água (encharcados), como várzeas, veredas, 
pântanos, mangues, etc., sendo popularmente conhecido como turfeira. Nesse 
caso, ele é reconhecido como horizonte H. O horizonte hístico também pode 
ser formado em ambientes sem encharcamento, onde recebe a denominação de 
horizonte O. Geralmente são formados por vegetação florestal, onde o aporte de 
matéria orgânica é muito grande. O horizonte O é bastante raro no Brasil.
•	 Horizonte A – é um horizonte de constituição mineral, cujas características 
(cor, estrutura e consistência) são associadas à presença de matéria orgânica 
decomposta, húmus.
14 Os horizontes de maior importância na identificação de solos são o A e o B.
15 O percentual de matéria orgânica de um horizonte é medido somente em laboratório.
67
•	 Horizonte E – horizonte de constituição mineral, cujas características (como cor 
e textura, principalmente) indicam perda de argila ou húmus por transporte de 
material. A letra E está associada ao processo de eluviação (perda) que, quando 
é muito acentuada, deixa o horizonte E completamente branco (presença 
marcante de areia), recebendo a adjetivação de horizonte E álbico.
•	 Horizonte B – horizonte de constituição mineral, cujas características (cor, 
textura, estrutura, etc.) refletem a atuação dos processos de formação do solo. 
Normalmente, o horizonte B já não apresenta características do material de 
origem, pois elas já foram alteradas pela pedogênese. 
•	 Horizonte ou camada C – é de constituição mineral, sendo considerado 
horizonte quando formado pela alteração do material de origem, ou seja, 
associado ao intemperismo da rocha (formação in situ) e, muitas vezes, ainda 
apresenta alguma característica desta. É considerado camada quando não tem 
relação direta com o intemperismo como, por exemplo, no caso das camadas 
de sedimentos depositados nas margens dos rios. Cada camada é chamada de C 
(para relembrar, veja a Figura 2.1. do Capítulo 2).
•	 Camada R – trata-se da rocha não alterada (dura) e, apesar de fugir da definição 
de solo por não ter vida, é considerada numa descrição de solo. 
Para fins de classificação, os horizontes A e B são os mais importantes e o SiBCS 
especifica suas diferenciações: 
6.1.1. Tipos de horizonte A
a) Horizonte a chernozêmico – é normalmente encontrado em solos jovens, 
associado a materiais de origem com teor elevado de nutrientes, e a locais com 
clima mais seco, onde a lixiviação é pouco significativa; é o único horizonte A 
considerado diagnóstico para classificação do solo em primeiro nível categórico. 
Os solos que possuem A chernozêmico são classificados como chernossolos. 
Para ser considerado um horizonte A chernozêmico, todas as seguintes 
exigências devem ser atendidas:
•	 Possuir uma espessura ≥ 10 cm quando houver contato lítico (o horizonte A 
assenta diretamente sobre a rocha), ou ≥ 25 cm nos outros casos.
•	 Ter alta fertilidade com V% ≥ 65%.
•	 Possuir teor de carbono orgânico elevado ≥ 0,6%, sendo comum valor maior de 2,5%.
•	 Apresentar cor escura, com croma e