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MINERAIS PRIMÁRIOS 
Solo: mistura de substâncias minerais e orgânicas, que recobre parte da crosta terrestre, 
resultante da ação do intemperismo sobre o material originário, capaz de fornecer sustentação 
mecânica, água e nutrientes para o crescimento vegetal. 
O solo é formado pela ação conjunta de cinco fatores: 
Solo = função (material originário, clima, organismos, relevo, tempo) 
 
Composição da Terra 
 
 
Admite-se que a Terra seja composta de: 
- núcleo central: parte externa líquida e parte interna sólida, composto de Fe com cerca de 10% de 
Ni dissolvido 
- manto: composto principalmente de silicatos de Fe e Mg e Fe elementar 
- crosta: espessura de 10 a 60 km, composta principalmente de silicatos de Fe, Mg e Al, e sílica 
(SiO2) 
- atmosfera: 78% N2, 21% O2, 0,03% CO2 
 
Composição da crosta (litosfera) 
Elemento % em peso % em volume 
O 47,2 93,8 
Si 28,2 0,9 
Al 8,2 0,5 
Fe 5,1 0,4 
Ca 3,7 1,0 
Na 2,9 1,3 
K 2,6 1,8 
Mg 2,1 0,3 
Mais de 80% da massa da crosta é composta de óxidos de Si e Al. Os minerais silicatados são 
os mais abundantes, e seu estudo permite caracterizar a maioria das rochas da Terra. 
 
Minerais primários 
Mineral é um sólido inorgânico que possui composição química característica e uma ordem 
atômica tridimensional sistemática. 
- minerais primários: formados a altas temperaturas, quando da cristalização do magma (mistura 
de silicatos, óxidos metálicos e substâncias voláteis dissolvidas a 600 - 1200 oC). Não sofreram 
alteração após sua gênese. Presentes em rochas ígneas e metamórficas. Principalmente silicatos, 
óxidos e carbonatos. 
- minerais secundários: resultam da decomposição de minerais primários, formados em condições 
ambientais usuais. Presentes em solos, sedimentos e rochas sedimentares. Principalmente argilas 
silicatadas e óxidos de Fe, Al e Ti. 
 
tempo 
magma 
cristalização 
minerais 
primários 
 
intemperismo 
minerais 
secundários 
 rochas solos e sedimentos 
 
Estrutura cristalina dos silicatos 
A unidade básica é o tetraedro de Si (SiO4)-4 
 
 
As cargas negativas dos ânions silicatos têm que ser neutralizadas, para haver estabilidade do 
mineral. Isto pode ocorrer através da presença de cátions neutralizadores ou do compartilhamento 
de O. 
A classificação dos minerais silicatados é feita com base no tipo de compartilhamento de O e 
no cátion neutralizador (nesossilicatos, sorossilicatos, ciclossilicatos, inossilicatos, tectossilicatos, 
filossilicatos). 
Pode ocorrer também a estrutura octaédrica, onde no centro há Al+3, Fe+2 ou Mg+2, associado 
a 6 oxigênios: 
 
Estas estruturas cristalinas têm grande estabilidade. Sua forma é definida pelo número de 
coordenação dos elementos envolvidos. O número de coordenação define o número de ânions (no 
caso dos silicatos, átomos de oxigênio) capazes de se ligar ao cátion central; o número de 
coordenação é função da valência e do raio iônico do cátion envolvido. 
Número de 
coordenação 
Elemento Raio iônico 
(Å) 
4 Si+4 0,42 
 Al+3 0,51 
 Al+3 0,51 
6 Mg+2 0,66 
 Fe+2 0,74 
8 Na+ 0,97 
 Ca+2 0,99 
8-12 K+ 1,33 
 
A ligação Si-O pode ser considerada meio-covalente meio-iônica, o que confere alta 
estabilidade ao material e boa condutividade elétrica (material usado na indústria eletro-eletrônica). 
 
Nesossilicatos 
Os tetraedros são isolados, sem compartilhar O. As cargas negativas são neutralizadas por 
Fe+2 ou Mg+2. 
 
 
São as olivinas, que formam uma série isomorfa (mesma forma cristalina, mas de diferente 
composição química): 
fayalita Fosterita 
Fe2SiO4 (Fe,Mg)2SiO4 Mg2SiO4 
Têm cores escuras vítreas. São facilmente intemperizáveis, e portanto raras nos solos e 
sedimentos: 
oxidação Fe+2 → Fe+3 (o Fe+3 tem raio iônico menor) 
hidrólise Mg+2 → Mg(OH)2 
 
Inossilicatos 
Os tetraedros compartilham o O basal, formando cadeias simples (piroxênios) ou duplas 
(anfibólios). As cadeias são ligadas por Fe+2 ou Mg+2, e nos interstícios da estrutura acomoda-se 
Ca+2. Em algumas posições da estrutura cristalina pode ocorrer Zn+2 e Cu+2. Têm cores escuras 
opacas. 
 
 
 
Piroxênio Anfibólio 
 
- piroxênios: hiperstênio (Fe, Mg)2Si2O6; augita (mais comum) (Ca, Mg, Fe) 2Si2O6 
- anfibólios: tremolita Ca2Mg5(Si4O11)2(OH)2; horblenda (mais comum) 
Também são facilmente intemperizáveis (menos que as olivinas, pois o Fe+2 ou Mg+2 estão 
mais protegidos na estrutura) e são raros nos solos e sedimentos. 
 
Tectossilicatos 
São os mais comuns na crosta. Todos os oxigênios dos tetraedros são compartilhados, 
formando estruturas tridimensionais. 
 
 
 
Quartzo 
SiO2 não há substituição isomórfica 
Praticamente não sofre intemperismo químico em condições ambientais, e sua dureza dificulta 
o intemperismo físico. É o mineral mais comum na crosta. Presente nos solos e sedimentos como 
areia. Tem cor transparente ou branco-opaca, mas a presença de impurezas origina cores, como no 
quartzo rosa, ametistas e ágatas . 
O vidro é um tectossilicato de caráter amorfo, produzido pela fusão a 1.200 oC da sílica 
(SiO2), carbonato de sódio (Na2CO3) e carbonato de cálcio (CaCO3). 
 
Em parte dos tetraedros pode ocorrer substituição isomórfica: quando da cristalização do 
mineral, Al+3 pode entrar no lugar do Si+4; a estrutura não se altera, mas são geradas cargas 
negativas, que são neutralizadas por cátions Ca+2 e Na+ (nos feldspatos cálcio-sódicos) ou por K+ 
(nos feldspatos potássicos). Os feldspatos são os minerais mais comuns nas rochas ígneas, e podem 
ser encontrados nos solos. 
 
Feldspatos cálcio-sódicos (ou plagiocásios) 
Formam uma série isomorfa: 
anortita albita 
CaAl2Si2O8 (Ca,Na)AlSi3O8 NaAlSi3O8 
 
Da anortita para a albita aumenta a % de Na, decresce a % de Ca e aumenta a resistência ao 
intemperismo. Em geral têm cores esbranquiçadas. 
 
Feldspatos potássicos 
KAlSi3O8 ortoclásio (mais comum; principal fonte de K+ para os solos); em geral têm cores 
translúcidas avermelhadas. 
Os feldspatos potássicos são um pouco mais resistentes ao intemperismo que os cálcio-
sódicos, pois o K+ é menos hidrolizável. 
 
Fedspatóides 
São semelhantes aos feldspatos, mas com mais substituições isomórficas, tornando-se mais 
pobres em Si e mais ricos em Al; resistência ao intemperismo semelhante aos plagiocásios. 
KAlSi2O6 leucita 
NaAlSiO4 nefelina 
Substituição isomórfica e resistência ao intemperismo 
Mineral Fórmula Número de substituições 
isomórficas 
 
Quartzo Si4O8 0 Diminui a resistência 
Ortoclásio KAlSi3O8 1 ao intemperismo 
Albita NaAlSi3O8 1 
Anortita CaAl2Si2O8 2 
 
Filossilicatos 
Têm a forma de folhas. São formados por camadas, cada camada com três lâminas: duas de 
tetraedro de Si (3/4 Si + 1/4 Al) e outra intermediária, de octaedros de cátions (Al+3, Fe+2, Mg+2). 
Na lâmina tetraédrica ocorre substituição isomórfica (Al+3 no lugar de Si+4). A ligação entre 
camadas é feita por K+ desidratado. 
 
 
Os filossilicatos também são chamados de micas: 
- biotita K(Mg,Fe)3AlSi3O10(OH)2 octaedros de Mg e Fe; cor escura 
- muscovita KAl2AlSi3O10(OH)2 octaedros de Al; cor clara, menos intemperizável (o Al+3 é menos 
hidrolizável); usadas como isolantes térmicos e elétricos. 
 
Composição mineralógica da crosta 
Minerais % em volume 
Feldspatos 58 
Piroxênios, anfibólios 13 
Quartzo 11 
Micas, cloritas, argilas* 10 
Carbonatos, óxidos, sulfatos 3 
Olivinas 3 
Outros 2 
* argilas são minerais secundários. 
 
Série de Bowen 
É um diagrama que exprime a resistência ao intemperismo dos vários minerais primários, e 
está relacionada à ordem de resfriamento e consolidação dos minerais no magma. 
 
 
MINERAIS ACESSÓRIOS 
São minerais não silicatados, encontrados em pequenas quantidades nas rochas (menos de 5% 
do volume de uma rocha), mas
que podem assumir grande importância agrícola e econômica. 
 
Apatita 
Fórmula básica (Ca, X)Ca4(PO4)3 
X pode ser F (flúor apatitas), Cl (cloro apatitas) ou OH (hidroxi apatitas) 
É encontrado como inclusões microscópicas em rochas ígneas, podendo ocorrer em rochas 
sedimentares. É a principal fonte de P no solo, além de ser matéria prima para fabricação de adubos 
fosfatados. 
 
Pirita 
FeS2 
Ocorre em rochas ígneas, sedimentares e metamórficas. Fonte de S nos solos. 
Com o intemperismo: 
FeS2 + H2O + 7/2 O2 → FeSO4 + H2SO4 
 
Calcita e magnesita 
Calcita CaCO3 magnesita MgCO3 dolomita CaCO3.MgCO3 
Presentes principalmente em rochas sedimentares e metamórficas; são matéria prima para 
fabricação do calcário (corretivo do solo). As conchas de invertebrados consistem principalmente 
de CaCO3 (calcita biogênica). 
Com o intemperismo: 
CaCO3 + H2O → Ca+2 + HCO3- + OH- 
ROCHAS 
Através do intemperismo, a rocha matriz irá fornecer os materiais constituintes minerais do 
solo, fornecer nutrientes essenciais aos vegetais e influenciar nas propriedades químicas e físicas 
(cor, textura) do solo. Em geral, quanto mais jovem for o solo, maior a influência exercida pelo 
material originário. 
As características das rochas que mais influenciam a gênese do solo são sua composição 
mineralógica, resistência mecânica e textura (tamanho dos cristais). A estrutura da rocha refere-se à 
disposição dos cristais. 
 
ROCHAS ÍGNEAS (ou magmáticas) 
Constituem 80 % da crosta. Formadas pela cristalização do magma (mistura de silicatos, 
sílica, óxidos metálicos e substâncias voláteis dissolvidas a 600 – 1200 oC). 
 
Classificação quanto ao ambiente de cristalização 
Extrusivas ou vulcânicas: cristalização do magma na superfície da crosta, com resfriamento rápido, 
em contato direto com a atmosfera, formando-se cristais de menor tamanho. Ex.: basalto, riolito. 
Intrusivas ou plutônicas: cristalização no interior da crosta, com resfriamento lento e menores 
perdas de calor e substâncias voláteis, formando-se cristais de maior tamanho. Ex.: gabro, 
granito. 
As rochas extrusivas, por apresentar cristais de menor tamanho, são de mais fácil 
intemperização que rochas intrusivas de mesma composição mineralógica. 
As rochas ígneas em geral têm disposição dos cristais aleatória. 
 
Classificação quanto ao teor de sílica (SiO2) 
Rochas ácidas (> 65 %): cor clara, presença expressiva de quartzo e ortoclásios; originam solos 
arenosos e em geral mais ácidos e menos férteis. Ex.: granito (I), riolito (E). 
Rochas intermediárias (55 a 65 %): cor intermediária, presença de plagiocásios e silicatos 
ferromagnesianos, e pouco ou nenhum quartzo. Ex.: diorito (I), andesito (E). 
Rochas básicas (45 a 55 %) e ultra-básicas (< 45 %): cor escura, ricas em piroxênios, anfibólios e 
plagiocásios, e às vezes olivinas, sem presença de quartzo. Originam solos ricos em argila e 
óxidos e cores avermelhadas e brunadas, em geral mais férteis e menos ácidos. Ex.: gabro (I), 
basalto (E). 
 
Classificação quanto à cor 
Ajuda a caracterizar a composição da rocha: os minerais silicatados ferro-magnesianos tornam 
a rocha mais escura; o quartzo e feldspatos dão cor clara: 
- leucocráticas (ou félsicas): rochas de cores claras. Ex. granito, riolito. 
- mesocráticas: rochas de cores intermediárias. Ex.: sienito. 
- melanocráticas (ou máficas): rochas de cores escuras. Ex. basalto, gabro. 
 
Classificação quanto à composição mineralógica 
É critério fundamental para a denominação da rocha. Os minerais silicatados são os mais 
importantes para a classificação, sendo avaliadas suas proporções médias na rocha e atribuída a sua 
denominação. 
 
Composição mineralógica de algumas rochas ígneas (% em peso) 
 ácidas intermediárias básicas ultra-básicas 
Extrusivas riolito andesito basalto - 
Ortoclásio 40 5 - - 
Quartzo 30 2 - - 
Plagiocásios 15 60 50 2 
Biotita 10 3 - - 
Horblenda 5 20 5 - 
Piroxênios - 10 45 48 
Olivinas - - - 50 
Intrusivas granito diorito gabro peridotito 
 
ROCHAS SEDIMENTARES 
Constituem apenas 5 % da crosta, mas recobrem cerca de 75% da área dos continentes. 
Formadas pela acumulação de materiais derivados de outras rochas preexistentes, em quatro etapas: 
destruição (intemperismo), transporte (água, vento, geleiras), deposição e diagênese. 
Diagênese (ou litificação) é a transformação dos sedimentos em rochas sedimentares, com 
diminuição da porosidade e consolidação, causadas pelo dessecamento, pressão das camadas 
superiores e cimentação por substâncias aglutinantes; ocorre em condições de pressão e temperatura 
semelhantes às da superfície terrestre. Nestas rochas é que ocorrem os fósseis. 
A classificação dos sedimentos pode ser feita quanto ao ambiente de sedimentação 
(continentais, marinhos, fluviais, glaciais, eólicos, etc.) e quanto ao modo de formação (mecânicos 
ou clásticos, orgânicos e químicos). 
Os sedimentos mecânicos são formados por pedaços de outras rochas, compostos por minerais 
primários resistentes, que suportam transporte sem se decomporem, e/ou minerais secundários. São 
classificados pelo tamanho: 
Sedimento Diâmetro (mm) Rocha sedimentar 
Matacão > 20 
Calhau 20 – 10 Conglomerado 
Cascalho 10 – 2 
Areia 2,0 – 0,05 Arenito 
Silte 0,05 – 0,002 Siltito 
Argila < 0,002 Argilito, folhelho 
 
Algumas rochas sedimentares apresentam estratificação, um tipo de estrutura associado à 
deposição de distintas camadas de sedimentos. 
Os sedimentos orgânicos (resíduos animais e vegetais) dão origem ao carvão mineral, turfa, 
betumes e petróleo, guano (estercos de aves), recifes de coral, âmbar (resinas de coníferas). 
Os sedimentos químicos são formados pela precipitação de substâncias transportadas pela 
água: calcário (composto de calcita CaCO3 e dolomita CaCO3.MgCO3), halita ou sal gema (NaCl), 
anidrita (CaSO4) e gesso (CaSO4.2H2O), salitre (NaNO3 e KNO3). 
Os solos formados sobre rochas sedimentares clásticas geralmente apresentam baixa 
fertilidade. Solos formados sobre turfas ou calcários apresentam elevada fertilidade natural. 
 
ROCHAS METAMÓRFICAS 
Constituem cerca de 15 % da crosta. Produzidas por alteração das rochas preexistentes, em 
regiões mais profundas da crosta (3 a 20 km de profundidade), em condições de elevadas pressões 
e temperatura (100 a 600 °C) e ausência de ar atmosférico. No metamorfismo ocorrem fenômenos 
de recristalização, mudança de estrutura, coesão e textura, e alterações dos componentes minerais. 
Podem ser gerados novos minerais, típicos do metamorfismo, como o talco, a clorita, o grafite e a 
granada. 
 
O metamorfismo ocorre em um intervalo amplo de pressões e temperaturas, e as rochas 
podem ter diferentes graus de metamorfismo: incipiente, fraco, médio e forte. Geralmente com o 
aumento do grau metamórfico ocorrem mudanças na mineralogia e um aumento no tamanho dos 
cristais dos minerais. 
Exemplo de intensidade progressiva de transformação: 
Argila ------> folhelho --------> ardósia ----> filito ----> micaxisto ----> gnaisse 
sedimento rocha sedimentar rochas metamórficas 
 
Metamorfismo regional 
Ocorre através de pressões de camadas superiores. Devido à ocorrência de pressões dirigidas, 
estas rochas mostram comumente arranjo dos minerais em planos paralelos sucessivos e quebram-
se ao longo de superfícies planas, numa estrutura chamada de xistosidade. 
Exemplos: quartzito (formado de quartzo e arenitos quartzosos), ardósia (quartzo, clorita, 
pirita), gnaisse (quartzo, feldspato, mica). 
Rochas como os quartzitos e ardósia são usadas como revestimentos e pisos em construções. 
 
Metamorfismo de contato 
Ocorre devido a altas temperaturas, próximas a intrusão de magma. O mármore é uma rocha 
metamórfica produzida pela alteração dos calcários, composta de calcita CaCO3 e dolomita 
Ca,Mg)CO3. O mármore produzido apenas
de carbonato tem cor branca, mas impurezas originam 
outras colorações. 
Há outros tipos de metamorfismo: metamorfismo dinâmico (causado pela fricção de placas 
tectônicas), metamorfismo de impacto (causado pelo impacto de grandes meteoritos), entre outros. 
 
 
 
CICLO DAS ROCHAS 
 
rochas ígneas 
vulcânicas 
intemperismo regolito erosão sedimentos 
 diagênese 
 soerguimento 
 rochas 
 sedimentares 
 rochas ígneas 
plutônicas 
 
 metamorfismo 
 
magma 
assimilação 
 rochas metamórficas 
 
Movimentos das placas tectônicas da Terra (terremotos, formação de montanhas) podem 
trazer à superfície rochas formadas em camadas profundas da crosta terrestre, como rochas ígneas 
plutônicas, sedimentares e metamórficas, através do processo denominado de soerguimento. Estas 
rochas, em contato com a atmosfera, sofrem intemperismo e podem originar solos. Desta forma, os 
solos podem ser formados a partir de rochas ígneas, rochas sedimentares, rochas metamórficas e a 
partir de sedimentos não consolidados. 
 
 
 
Apenas na Região Sul do Brasil encontram-se afloramentos significativos de rochas ígneas 
básicas (basalto). Nas Regiões Sudeste e Nordeste predominam as rochas ígneas ácidas (granitos) e 
metamórficas (gnaisses), e nas Regiões Norte e Centro-Oeste as rochas sedimentares clásticas 
(arenitos e argilitos). No Pantanal e Vale do Amazonas predominam sedimentos não consolidados. 
FATORES DE FORMAÇÃO DO SOLO 
O solo é conseqüência da ação conjunta de cinco fatores: 
Solo = f (material originário, clima, organismos, relevo, tempo) 
O solo é constituído de diferentes camadas, ou horizontes, que permitem distinguir e 
classificar os vários tipos de solo. Estas camadas são expostas quando da escavação do solo, 
mostrando o perfil do solo. Sucintamente, estes horizontes são: 
O Horizonte superficial de constituição orgânica. 
A Horizonte mineral superficial, de concentração de matéria orgânica e cor escura devido à adição 
de plantas e animais; em geral mais arenoso devido à perda de argila. 
B Horizonte sob A, bastante afetado por transformações pedogenéticas, em que pouco resta da 
estrutura original da rocha, podendo haver acumulação de argila transportada dos horizontes 
acima. 
C Horizonte de material inconsolidado sob A ou B, relativamente pouco afetado por processos 
pedogenéticos. 
R Camada rochosa de material consolidado. 
 
Material originário 
Através do intemperismo, a rocha matriz irá fornecer os materiais constituintes do solo, 
fornecer nutrientes essenciais aos vegetais e influenciar as características químicas e físicas (cor, 
textura) do solo. Em geral, quanto mais “jovem” o solo, maior a influência exercida pelo material 
originário. As características das rochas que mais influenciam a pedogênese são sua composição 
mineralógica, resistência mecânica e textura (tamanho dos cristais). 
Os granitos e gnaisses formam solos arenosos, ácidos e pobres em nutrientes. Os basaltos 
formam solos ricos em argilas e óxidos, com pH mais elevado e maior riqueza em nutrientes, de 
cores avermelhadas e brunadas. Rochas sedimentares clásticas em geral formam solos de baixa 
fertilidade. Calcários formam solos com as impurezas deixadas pela dissolução do intemperismo, 
em geral com pH mais alto. Quartzitos e arenitos formam solos arenosos e cascalhentos. Turfas 
formam solos orgânicos de alta fertilidade natural. 
Os solos podem ser formados a partir de rochas ígneas, rochas sedimentares, rochas 
metamórficas e a partir de sedimentos não consolidados. 
 
Clima 
Os componentes do clima são: precipitação, umidade, temperatura, ventos, insolação. O clima 
age diretamente pela precipitação e temperatura, e indiretamente determinando a velocidade de 
adição e decomposição de matéria orgânica. Com o tempo, o clima passa a dominar a gênese do 
solo, superando o material originário. A formação e evolução dos solos se processam no sentido de 
lixiviação dos minerais mais solúveis e acumulação dos resíduos coloidais de sílica, ferro e 
alumínio. 
A precipitação influi no intemperismo químico (oxidação e redução, dissolução e hidrólise, 
hidratação), e físico (lixiviação, erosão, transporte). O balanço hídrico (balanço entre precipitação e 
evapotranspiração) interfere na acumulação de sais. A temperatura acelera as reações químicas e a 
produção e degradação da matéria orgânica. 
Quanto mais quente e úmido for o clima, mais rápida a decomposição das rochas, produzindo 
materiais muito intemperizados e solos profundos. Em climas muito úmidos a elevada precipitação 
aumenta o arraste de íons solúveis para camadas mais profundas do solo, tornando os solos em geral 
mais ácidos e menos férteis. Mesmo solos formados de basalto em regiões chuvosas podem 
apresentar altos teores de Al e baixos teores de nutrientes. 
Já climas áridos e/ou muito frios, os solos são mais rasos e contêm minerais primários pouco 
afetados pelo intemperismo.Solos de climas áridos são neutros ou alcalinos, podendo apresentar 
salinidade. 
 
 
Organismos 
A porção viva do solo é representada principalmente por raízes de plantas, animais (meso e 
macrofauna) e microrganismos (bactérias, fungos, actinomicetos e algas). As minhocas em geral 
predominam na fase viva dos solos, mas em solos de cerrado (Latossolos) os térmitas (cupins) 
podem ser dominantes. 
A biosfera participa de inúmeros processos pedogenéticos: 
- penetração de raízes, provocando transformações mecânicas nas rochas 
- adições de matéria orgânica, que sofre decomposição microbiana, promovendo a ciclagem de 
nutrientes e diminuindo suas perdas por lixiviação 
- aumento da CTC 
- formação de quelatos 
- produção de CO2 (e de H2CO3) pela respiração de raízes e microrganismos 
- animais operam o rearranjamento dos materiais do solo, com formação de canais e irregularidades 
- a vegetação cria microclimas e diminui as perdas por erosão. 
Florestas de coníferas em geral têm solos mais ácidos que florestas tropicais. 
 
Relevo 
O relevo influencia na distribuição das forças climáticas, variando: condições para atividade 
biótica; exposição do solo ao vento, insolação e precipitação; drenagem natural e erosão; 
acumulação e remoção de depósitos. O relevo relaciona-se com o perfil do solo através de: 
profundidade do solo; espessura e conteúdo de matéria orgânica do horizonte A; umidade do perfil; 
cor; grau de diferenciação dos horizontes; reação do solo; conteúdo de sais solúveis; temperatura; 
caráter do material parental. 
Locais mal drenados causam redução do ferro e acumulação de matéria orgânica, com 
formação de solos cinzentos e escuros. Solos bem drenados em geral têm cores vivas, em virtude da 
oxidação do Fe. Em regiões áridas, as áreas mais baixas estão sujeitas à acumulação de sais 
carregados por enxurradas. Áreas montanhosas de relevo íngreme favorecem a erosão, dificultando 
a formação de solos profundos. 
Catena ou topossequência: é uma seqüência de diferentes tipos de solos, cujas propriedades 
estão relacionadas à sua posição no relevo. 
 
Tempo 
Considerado um agente passivo, que permite ou não que os demais fatores se expressem. Os 
solos podem ser classificados de acordo com o seu estádio de desenvolvimento em: 
- jovens (azonal): em formação, com características predominantes do material originário; 
- imaturos (intrazonal): com o desenvolvimento limitado pelo excesso de água, sais ou carbonatos; 
- maduros (zonal): em equilíbrio com o ambiente, senis, com acumulação de materiais altamente 
intemperizados. 
 
Desenvolvimento de um perfil de solo com o tempo 
 A A A 
 B 
 R C B 
 (rocha) R 
 R C 
 
 R 
 
Rocha recém-exposta Solo jovem 
(Litossolo) 
Solo pouco 
desenvolvido 
(Cambissolo) 
Solo maduro 
(Argissolo)
As taxas de formação do solo (horizontes A + B) variam com o material originário, o clima, a 
biosfera e o relevo: 
Tipo de solo anos para 
formação 
cm de solo 
Solos vulcânicos 45 35 
Solos orgânicos 3000 50 
Espodossolo 3000 100 
Argissolo 30000 150 
Latossolo 75000 200 
 
Vantagens e desvantagens de solos novos e maduros 
 Vantagens Desvantagens 
Solo novo maior disponibilidade de nutrientes impedimentos à mecanização 
Solo maduro melhor desenvolvimento radicular pobreza em nutrientes 
 facilidade de mecanização 
 resistência à erosão 
 
INTEMPERISMO 
Desintegração e decomposição química e física das rochas e minerais. O intemperismo ocorre 
quando da exposição das rochas aos agentes intempéricos da atmosfera (radiação solar, água, 
oxigênio, ventos, organismos, etc.). 
tempo 
magma minerais 
primários 
 minerais 
secundários 
 cristalização intemperismo 
 rochas ígneas e metamórficas solos, sedimentos e 
 rochas sedimentares 
 
INTEMPERISMO FÍSICO 
Processo exclusivamente mecânico 
- ação térmica da radiação solar: variação de temperatura causa a esfoliação das rochas 
- ação mecânica da água: chuvas, mares, rios, gelo, erosão (arraste superficial de partículas), 
lixiviação (remoção de substâncias solúveis para camadas profundas do solo) 
- ação mecânica dos ventos: esculturas em rochas (arenitos) 
- ação mecânica dos seres vivos: penetração de raízes em fendas de rochas, galerias cavadas por 
insetos e anelídeos. 
 
INTEMPERISMO QUÍMICO 
Alteração química das rochas e minerais 
1. Oxidação e redução 
Poder oxidante do O2 da atmosfera 
FeS2 + 7/2 O2 + H2O → FeSO4 + H2SO4 
pirita 
Fe2SiO4 + 1/2 O2 + 2 H2O → Fe2O3 + H4SiO4 
fayalita (MP) hematita (MS) ácido silícico 
2. Dissolução 
Poder dissolvente da água; ocorre solubilização completa do mineral 
CaCO3 + H2O → Ca+2 + HCO3- + OH- 
Os íons solúveis podem ser lixiviados. 
3. Hidrólise 
Os silicatos sofrem hidrólise em contato com a água, com formação de produtos secundários: 
Mg2SiO4 + 4 H2O → 2Mg+2 + 4OH- + H4SiO4 
fosterita (MP) solúvel ácido silícico (sílica coloidal) 
KAlSi3O8 + 8 H2O → K+ + OH- + Al(OH)3 + 3H4SiO4 
ortoclásio (MP) gibsita (MS) 
A lixiviação dos produtos solúveis acelera estas reações. 
4. Hidratação 
Incorporação de água à estrutura cristalina 
2Fe2O3 + 3H2O → 2Fe2O3 · 3H2O 
hematita (vermelha) limonita (amarela) 
CaSO4 + 2 H2O → CaSO4 · 2H2O 
anidrita gesso 
5. Carbonatação 
Ocorre formação de ácido carbônico pela dissolução do CO2 na água 
H2O + CO2 ↔ H2CO3 ↔ H+ + HCO3- 
Esta acidez acelera a decomposição dos minerais. A atmosfera possui 0,03% de CO2, o ar do 
solo possui 0,2 a 4% devido à respiração de raízes e microrganismos. 
2 KAlSi3O8 + H2O + 2 CO2 → 2 K+ + 2 HCO3- + Al2O3(SiO2)6 
ortoclásio (MP) argila (MS) 
6. Quelação 
Retenção de um íon metálico (particularmente Fe+3 e Al+3) dentro da estrutura de um 
composto orgânico, de propriedades quelantes. Estes complexos ficam parcialmente solúveis e 
podem ser lixiviados ou acumular-se em camadas subsuperficiais do solo. 
 
 
INTEMPERISMO BIOLÓGICO 
Ação dos organismos: microrganismos (algas, fungos, bactérias), macro e mesofauna 
(roedores, insetos, aracnídeos, moluscos, anelídeos, etc.) e macroflora (plantas). As minhocas em 
geral predominam na fase viva dos solos, mas em solos de cerrado os térmitas (cupins) podem ser 
dominantes. 
- ação mecânica das raízes 
- a respiração de raízes e microrganismos aumenta a [CO2] do ar do solo 
- a vegetação cria microclimas com maior umidade e reduz a erosão 
- adição de matéria orgânica (ton/ha.ano): floresta tropical 5,0; floresta temperada 2,2; savana 
tropical 0,9; pradaria 1,4; solo cultivado 5,0 
- os musgos e liquens (associação entre fungos basidiomicetos e cianofíceas) são os pioneiros na 
ocupação de rochas nuas, adicionando matéria orgânica e preparando o ambiente para o 
estabelecimento de plantas superiores: a xerosere é a sucessão vegetal sobre rochas 
 
- minhocas, insetos e outros organismos formam galerias e movimentam o material do solo 
- as raízes profundas absorvem nutrientes de camadas subsuperficiais e os repõem na superfície, 
através dos resíduos vegetais: ciclagem de nutrientes, responsável pela manutenção das florestas 
tropicais. Em florestas tropicais, a maior parte dos nutrientes está na biomassa, e a decomposição 
da matéria orgânica é mais rápida, ou seja, são ambientes mais frágeis com maior dependência da 
ciclagem de nutrientes 
 
 
 
PRODUTOS DO INTEMPERISMO 
A decomposição dos minerais primários irá originar a formação de minerais secundários 
(argilas silicatadas, oxi-hidróxidos de Fe e Al), sílica coloidal e solutos (K+, Ca+2, Mg+2, etc.): 
KAlSi3O8 + 8 H2O → K+ + OH- + Al(OH)3 + 3H4SiO4 
ortoclásio solúveis gibsita sílica coloidal 
O quartzo permanece como areia, e alguns minerais primários mais resistentes (ortoclásio e 
muscovita) podem manter-se nos solos. Os produtos solúveis dirigem-se ao mar. 
Em condições de alta precipitação, há remoção da sílica e solutos, e concentração de 
hidróxidos de Fe e Al. Os hidróxidos de Fe e Al posteriormente se polimerizam, dando origem a 
minerais secundários. 
 
 
Variação na composição mineralógica (% em volume) de um gnaisse antes e após sofrer 
intemperismo. 
Minerais Antes do 
intemperismo 
Após 
intemperismo 
Quartzo 30,5 43,5 
Ortoclásio 19,1 13,1 
Plagiocásios 40,6 1,0 
Biotita 7,1 - 
Horblenda 1,2 - 
Outros óxidos 1,5 2,0 
Caulinita - 40,4 
Obs.: caulinita é um mineral secundário (argila 1:1). 
 
EFEITO DO CLIMA 
Em climas frios ou secos, os processos de dissolução e hidrólise são menos intensos, com 
decomposição parcial dos minerais silicatados, com formação de argilas 2:1 e solos menos ácidos e 
mais férteis. Em climas tropicais, de elevada temperatura e precipitação, os intensos processos de 
dissolução e hidrólise desdobram os minerais silicatados em sílica e óxidos, com arraste da sílica e 
solutos, formação de argilas 1:1 e óxidos, originando solos mais ácidos e menos férteis. 
Exemplo de ação progressiva do intemperismo: 
K2O . Al2O3 . 6SiO2 + 2 H2O → 2 KOH + Al2O3 . 6SiO2 . H2O 
ortoclásio 
Al2O3 . 6SiO2 . H2O + H2O → Al2O3 . 4SiO2 . 2H2O + 2SiO2 
 montmorilonita (argila 2:1) 
Al2O3 . 4SiO2 . 2H2O + H2O → Al2O3 . 2SiO2 . 2H2O + H2O + 2SiO2 
 caulinita (argila 1:1) 
Al2O3 . 2SiO2 . 2H2O + H2O → Al2O3 . 3H2O + 2SiO2 
 gibsita (oxi-hidróxido de Al) 
 
ortoclásio argila 2:1 argila 1:1 oxi-hidróxido
 solos 
temperados 
 solos 
subtropicais 
 solos 
tropicais 
 
tempo, precipitação e temperatura 
 
 
 
 
COLÓIDES 
tempo 
magma 
cristalização 
minerais 
primários 
 
intemperismo 
minerais 
secundários 
 rochas ígneas 
e metamórficas 
 solos, sedimentos e 
 rochas sedimentares 
 
Os minerais secundários no solo estão na forma de colóides. O estado coloidal corresponde a 
um sistema de duas fases, no qual materiais muito desagregados estão dispersos em um segundo 
material. Possui uma grande superfície específica (área superficial / massa). No sistema solo 
admite-se partículas inferiores a 2 µm (diâmetro máximo das argilas), dispersas na solução do solo 
ou formando agregados. 
Os colóides do solo são: 
orgânicos: húmus 
minerais: amorfos: alofanas, sílica coloidal 
 cristalinos: oxi-hidróxidos e argilas silicatadas 
 
Argilas silicatadas 
São formadas por lâminas tetraédricas de Si e lâminas octaédricas de Al ou Mg. 
 
 
Estrutura de uma lâmina tetraédrica: (a) esquema tridimensional; (b) vista superior. 
 
Estrutura de lâminas octaédricas de Mg e de Al. 
 
As lâminas se empilham compartilhando O, formando camadas: 
- argilas 2:1: LT : LO : LT 
- argilas 2:2: LT : LO : LT : LO 
- argilas 1:1:
LT : LO 
 
 
Substituição isomórfica: Na cristalização do mineral, podem ocorrer trocas de elementos, sem 
modificar a forma do cristal: 
- lâmina tetraédrica: Al+3 no lugar de Si+4 
- lâmina octaédrica: Mg+2 no lugar do Al+3 
As substituições isomórficas geram déficit de carga, criando cargas negativas nas argilas, que 
passam a adsorver cátions na superfície: origina-se a CTC (capacidade de troca catiônica). 
 
CTC 
É uma reação de adsorção: retenção de íons ou moléculas na superfície de partículas sólidas 
devido à atração eletrostática; é uma reação reversível. 
 Ca+2 + 2 H+(aq) ↔ H+ + Ca+2(aq) 
 H+ 
 
Características da CTC 
1. Estequiometria: a troca é feita por quantidades equivalentes de carga 
 Ca+2 + 2 Na+(aq) ↔ Na+ + Ca+2(aq) 
 Na+ 
A CTC é expressa em cmolc/kg de argila, ou seja, a quantidade de carga adsorvida por 
unidade de massa (ex. 10 cmolc/kg). 
2. Reversibilidade: 
 Na+ + Mg+2(aq) ↔ Mg+2 + 2 Na+(aq)
 Na+ 
3. Equilíbrio: para cada cátion, há uma correspondência entre a quantidade adsorvida e em 
solução 
N K+ ↔ n K+(aq) n/N = cte 
adsorvido solução 
n ≠ N (a quantidade adsorvida é muito superior à em solução) 
4. Seletividade: Alguns íons são adsorvidos com maior força. A série liotrópica indica a 
preferência na atração dos íons pelas argilas; depende da maior valência do cátion e do menor raio 
iônico hidratado em solução 
Fe+3 > Al+3 > H+ > Ca+2 > Mg+2 > K+ > Na+ > NH4+ 
Observa-se que o Fe+3 e o Al+3 são adsorvidos preferencialmente. 
5. Concentração ou ação de massa: o aumento da concentração de um cátion em solução 
poderá deslocar outro de maior preferência 
 Al+3 Ca+2 
 + X Ca+2(aq) ↔ Ca+2 + 2 Al+3(aq) + x Ca+2(aq) 
 Al+3 Ca+2 
 
Importância da CTC 
- diminui as perdas de cátions por lixiviação: os cátions adsorvidos são menos lixiviados que os 
cátions em solução 
- mantém equilíbrio com a solução do solo: a quantidade de cátions adsorvidos é muito superior ao 
da solução; quando há diminuição da concentração de íons na solução as argilas os repõem; parte 
dos íons tóxicos (como Al+3) fica adsorvida 
- reserva de nutrientes para as plantas: um íon absorvido pelas plantas é logo reposto pelos colóides; 
solos com maior CTC em geral são mais férteis 
- manejo da adubação e calagem: solos com baixa CTC devem que ter adubação parcelada para 
diminuir perdas por lixiviação, e a calagem em geral é menor e mais freqüente; solos com alta 
CTC podem ter problemas de adsorção excessiva de K+ 
- na análise de solo, é necessário determinar-se os íons na solução do solo e os íons adsorvidos nos 
colóides (cátions trocáveis); para isto, amostras de solo são misturadas com soluções extratoras. 
 
Argilas 2:1 
 
Pirofilita Al4Si8O20(OH)4 
 
Montmorilonita Al3,5Mg0,5Si8O20(OH)4 
Ocorrem substituições isomórficas, que geram déficit de carga. Estas cargas são permanentes 
(estruturais), não dependem do pH do meio. Atingem CTC de 80-100 cmolc/kg. A ligação entre as 
camadas é feita por cátions hidratados (K+, Na+, Ca+2) e por água. As argilas se expandem quando 
hidratadas, e a espessura das camadas varia de 10 a 20 Å. Formam cristais pequenos. 
 
Possuem elevada superfície específica (700-800 m2/g), alta coesão e plasticidade; são 
chamadas de argilas de alta atividade. Sua formação ocorre com altas concentrações de sílica e Mg, 
quando da decomposição de minerais silicatados ferro-magnesianos, sob condições de pequena 
lixiviação ou água estagnada. Características de solos temperados. Originam solos de melhor 
fertilidade, mas de difícil mecanização. 
Obs.: coesão refere-se à consistência do solo seco e plasticidade à consistência do solo úmido. 
 
Ilita K0,8(AlSi7)Al4O20(OH)4 
Possuem K+ desidratado entre as camadas, que impede a expansão das argilas quando 
hidratadas (argila não expansível), e neutraliza parte da cargas. CTC de 15-40 cmolc/kg. Superfície 
específica de 100-200 m2/g. Formada a partir das micas, com moderadas a elevadas concentrações 
de sílica. 
Vermiculita 
São duas camadas de mica (biotita) separadas por películas de água com duas moléculas de 
espessura. Formada em condições de moderada acidez, com remoção completa do K+ e Mg+2 das 
intercamadas. 
 
Exercício: Calcular a CTC da ilita com fórmula K0,8(AlSi7)Al4O20(OH)4 
CTC = carga / peso molecular 
Carga = 0,8 (1) + 1 (3) + 7 (4) + 4 (3) + 20 (-2) + 4 (-1) = -0,2 molc/mol 
Peso = 0,8 (39) + 1 (27) + 7 (28) + 4 (27) + 20 (16) + 4 (17) = 750,2 g/mol 
CTC = 0,2 molc/mol = 0,000267 molc/g = 26,7 cmolc/kg 
 750,2 g/mol 
 
Argilas 2:2 
 
 
Clorita (AlSi7)Mg6O20(OH)4.Mg6(OH)12 
Corresponde a uma argila 2:1 com uma lâmina octaédrica de Mg entre as camadas. A CTC é 
permanente, mas menor que na montmorilonita (20-50 cmolc/kg). É pouco expansível, camada com 
espessura de 14 Å. Formada em moderada acidez e com alta concentração de Mg e Si. 
 
Argilas 1:1 
 
 
Caulinita Al4Si4O10(OH)4 
Não ocorre substituição isomórfica, e não há déficit de carga estrutural. As camadas se unem 
por pontes de H, com espessura de 7,2 Å. Não são expansíveis, e têm pouca superfície específica 
(5-20 m2/g), tendendo a formar cristais maiores. São argilas de baixa atividade. 
São formadas cargas nas bordas dos cristais pela quebra dos octaedros. Estas cargas são 
dependentes do pH do solo (CTC variável). A CTC é pequena (3-15 cmolc/kg). Esta argila é 
formada em condições de elevada acidez e concentrações iguais de Si e Al, na ausência de Mg; o 
intemperismo e a lavagem da sílica favorecem sua formação. Presente nos solos tropicais e 
subtropicais, origina solos de menor fertilidade. 
Haloisita Al2Si2O5(OH)4.2H2O 
Argila 1:1, mas a ligação entre as camadas é feita por moléculas de água, sendo mais 
hidratável. A espessura da camada é de 10 Å. 
 
Oxi-hidróxidos 
 
Gibsita Al4(OH)12 ou Al(OH)3 
Outra fórmula é Al2O3.3H2O, mostrando o caráter de óxido associado a moléculas de água. 
Se no lugar do Al+3 houver o Fe+3, tem-se a limonita Fe2O3.3H2O 
Goetita Fe4O4(OH)4 ou FeOOH 
Outra fórmula é Fe2O3.H2O 
Se no lugar do Fe+3 houver o Al+3, tem-se a boemita Al2O3.H2O 
Outro oxi-hidróxido muito comum é a hematita Fe2O3. A magnetita (pedra imã) tem fórmula Fe3O4. 
Estas diferenças de fórmulas são consequência das diversas formas de polimerização dos 
octaedros de Fe e Al. 
 
 
Nos solos são também comuns os óxidos de Ti e de Mn. 
Os óxidos são formados sob condições de intensa precipitação e lixiviação, com remoção da 
sílica e solutos, sendo característicos de solos tropicais altamente intemperizados (solos óxicos, ou 
Latossolos). Podem correr grandes depósitos sedimentares destes materiais, utilizados na mineração 
de bauxita (hidróxidos de Al), hematita (óxidos de Fe) e cassiterita (óxidos de estanho). 
Os óxidos de Fe têm cores fortes, que facilitam sua identificação no solo: hematitas são 
vermelhas, goetitas são amarelas, e as magnetitas cinza escuras. Os óxidos de Al tendem a tornar os 
solos mais claros. 
Os óxidos têm estrutura cristalina. A superfície específica é alta (100-400 m2/g), com cristais 
pequenos; têm pequena plasticidade. 
As cargas são formadas nas bordas dos cristais quebrados: 
 
 
As cargas são variáveis (dependentes do pH). Os óxidos podem desenvolver carga positiva ou 
negativa, produzindo CTA (capacidade de troca aniônica) ou CTC. O PCZ (ponto de carga zero) é o 
pH do solo onde as cargas negativas e positivas se equivalem (PCZ da caulinita 4,0, PCZ da gibsita 
5,5). A CTC é pequena, varia de 0-4 cmolc/kg. 
Em pH baixo, gera-se a CTA, responsável pela fixação (adsorção irreversível) do fosfato: 
 
adsorção (reversível) fixação (irreversível) 
 
Alguns Latossolos podem adsorver até 1000 kg P/ha.20 cm, enquanto a adubação na maioria 
dos cultivos é de cerca de 50 kg P/ha. A adubação tem baixa eficiência:
apenas 5 a 30 % do P 
aplicado é absorvido pelos cultivos. 
Os solos ricos em óxidos têm boa estrutura física, com agregados estáveis, resistência à 
erosão e fácil mecanização; em geral são profundos e permeáveis. Têm baixa fertilidade, com baixa 
CTC e disponibilidade de nutrientes, acidez e adsorção de P. 
 
Colóide mineral Características 
Argilas 2:1 Maior intemperismo, remoção de 
sílica e de bases 
Argilas 1:1 Menor CTC 
Oxi-hidróxidos Maior tempo de formação 
 
Colóides orgânicos 
Correspondem ao húmus, que é a matéria orgânica estabilizada, produto resultante do 
processo de decomposição microbiana. São colóides não cristalinos, de composição variável, 
geralmente moléculas de grande tamanho e cor escura, de difícil decomposição microbiana. 
As cargas são originadas principalmente da dissociação de radicais carboxílicos e fenólicos. 
 
As cargas são dependentes do pH do solo, com CTC de 200-300 cmolc/kg. Apresentam 
elevado poder tampão numa ampla faixa de pH. Sua baixa plasticidade e coesão melhoram a 
consistência dos solos argilosos. Têm elevada retenção de água (80 a 90% do volume). Em solos 
arenosos os colóides orgânicos são responsáveis pela maior parte da CTC, da estrutura e retenção de 
água. 
Sua dinâmica no solo é influenciada pelo clima, adição de matéria orgânica e manejo do solo. 
Frações do húmus Características 
Ácidos fúlvicos Maior peso molecular 
Ácidos húmicos Menor solubilidade 
Humina Menor decomposição microbiana 
 Cor mais escura 
 
Características dos colóides 
 CTC (cmolc/kg) Superfície 
específica (m2/g) 
 
Colóides orgânicos 200-300 800 
Montmorilonita 80-100 700-800 colóides de alta 
Ilita 15-40 100-200 atividade 
Caulinita 3-15 10-30 colóides de baixa 
Oxi-hidróxidos de Fe e Al 0-4 100-400 atividade 
 
Origens da CTC 
Tipo Origem Ocorrência 
Permanente (estrutural) Substituição isomórfica Argilas 2:1 e 2:2 
Variável (dependente do pH) Bordas dos cristais quebrados Argilas 1:1 e oxi-hidróxidos 
 Radicais carboxílicos e fenólicos Húmus 
Os solos tropicais são denominados de solos de carga variável. 
 
COMPLEXO SORTIVO 
Composto pelos colóides que fazem adsorção e pelos íons adsorvidos. 
Colóides do solo: 
orgânicos: Húmus 
minerais: amorfos (alofana, sílica gel) 
 cristalinos: oxi-hidróxidos e argilas silicatadas 
Íons adsorvidos: 
- cátions: NH4+, K+, Ca2+, Mg2+, Fe2+, Fe3+, Mn2+, Cu2+, Zn2+, H+, Al3+, Na+, Co2+, metais pesados 
(Cd4+, Cr4+, Pb4+, Hg) 
- ânions: NO3-, NO2-, HPO42-, H2PO4-, SO42-, MoO42-, H2BO3-, Cl-, OH-, F-, HCO3-, SiO44-. 
Moléculas orgânicas com carga (como os agrotóxicos) também podem ser adsorvidas. 
 
Os íons encontrados em maiores concentrações no complexo sortivo do solo são: 
Ca2+ 
Mg2+ Valor S 
K+ Valor T 
Na+ 
H+ Valor H 
Al3+ 
Estes valores são obtidos pela análise do solo, e são expressos em cmolc/kg solo. A análise do 
solo fornece a quantidade de íons trocáveis (em solução + adsorvidos nos colóides) 
 
Valores do complexo sortivo 
Valor S: soma de bases trocáveis (Ca2+ + Mg2+ + K+ + Na+), fornece uma estimativa da 
disponibilidade de nutrientes no solo. 
Valor H: acidez potencial (H+ + Al3+), responsável pela acidez no solo. 
Valor T: corresponde ao total de cátions adsorvidos, ou aproximadamente à CTC do solo 
(Valor S + Valor H). 
Valor V%: valor de saturação de bases, indica o quanto da CTC está ocupada com bases. 
Valor V% = Valor S x 100 
 Valor T 
Com o intemperismo, diminuindo a concentração de bases devido à lixiviação, aumentando a 
concentração de H+ e Al3+. A calagem neutraliza o H+ e Al3+, diminuindo a acidez, fornecendo Ca e 
aumentando o valor V%. 
- valor V% > 50%: solos eutróficos 
- valor V% < 50%: solos distróficos 
Em geral os solos eutróficos são mais férteis e menos ácidos que os distróficos. Quanto maior o 
V%, maior o pH do solo. 
Saturação por Al: indica a acidez nociva, representada pelo Al3+ trocável: 
Sat. Al = Al x 100 
 Valor S + Al 
- sat. Al > 50%: solos álicos 
- sat. Al < 50%: solos normais 
Solos álicos têm toxidez por Al e alta acidez, demandando elevadas calagens. Solos com horizonte 
B álico devem receber gessagem. 
Saturação por Na: indica a presença de caráter sódico no solo. 
Sat. Na = Na x 100 
 Valor T 
- sat. Na > 15%: solos sódicos 
- sat. Na entre 6 e 15%: solos solódicos 
- sat. Na < 6%: solos normais. 
Solos sódicos têm problemas de salinidade (dificultando absorção de água pelas plantas) e má 
estrutura (Na é dispersante). 
Estas características (valor V%, saturação por Al e por Na) são usadas para diferenciar classes 
de solos. Ex: Argissolo eutrófico, Latossolo álico, Planossolo solódico. 
 
Exemplos de solos do Estado do Rio 
Análise Solo A Solo B Solo C Solo D 
pH em água 4,3 5,4 4,4 6,5 
Ca2+ (cmolc/kg) 0,2 3,4 0,2 5,3 
Mg2+ (cmolc/kg) 0,1 2,8 0,2 4,8 
K+ (cmolc/kg) 0,09 0,03 0,13 0,04 
Na+ (cmolc/kg) 0,10 0,04 0,20 4,76 
Al3+ (cmolc/kg) 1,4 0,1 3,7 0,1 
H+ (cmolc/kg) 2,8 1,8 20,6 0,6 
Valor S (cmolc/kg) 0,5 6,3 0,7 14,9 
Valor T (cmolc/kg) 4,7 8,2 25,0 15,6 
Valor V% (%) 11 77 3 96 
Sat. por Al (%) 74 2 84 2 
Sat. por Na (%) 2 0 1 31 
 
Análise Solo A Solo B Solo C Solo D 
Valor V% (%) distrófico eutrófico distrófico eutrófico 
Sat. por Al (%) álico normal álico normal 
Sat. por Na (%) normal normal normal sódico