Física do Solo, Notas de estudo de Agronomia

Baixe Física do Solo e outras Notas de estudo em PDF para Agronomia, somente na Docsity! As propriedades físicas do solo influenciam a função do ecossistema e a escolha do melhor manejo a ser adotado. O sucesso ou fracasso de projetos agrícolas ou de engenharia muitas vezes é dependente das propriedades físicas do solo utilizado. A ocorrência e crescimento de diferentes espécies vegetais e o movimento de água e solutos estão diretamente relacionados às propriedades físicas do solo. A cor, textura e outras propriedades físicas do solo são utilizadas na classificação de perfis e em levantamentos sobre a aptidão do solo para projetos agrícolas e ambientais. O conhecimento básico sobre as propriedades físicas do solo servirá como base para a compreensão de muitos aspectos que serão abordados posteriormente. As propriedades físicas discutidas neste capítulo dizem respeito às partículas sólidas do solo e à maneira como elas se unem formando agregados. Se pensarmos no solo como uma casa, as partículas sólidas são os tijolos com os quais a casa é construída. A textura do solo descreve o tamanho das partículas. As frações minerais mais grosseiras são normalmente cobertas por argila e outros materiais coloidais. Quando houver predomínio de partículas minerais de maior diâmetro, o solo é classificado como cascalhento, ou arenoso; quando houver predomínio de minerais coloidais, o solo é classificado como argiloso. Todas as transições entre estes limites são encontradas na natureza. Na construção de uma casa, a maneira como os tijolos estão dispostos determina a natureza das paredes, quartos e corredores. A matéria orgânica e outras substâncias atuam como agente cimentante entre as partículas, formando os agregados do solo. A estrutura do solo descreve a maneira como as partículas são agregadas. Esta propriedade, portanto, define a configuração do sistema poroso do solo. As propriedades físicas estudadas neste capítulo descrevem a natureza das partículas sólidas e a maneira como influenciam a água e o ar contidos no espaço poroso do solo. Textura e estrutura do solo contribuem na capacidade de fornecimento de nutrientes, assim como na retenção e condução de água e ar, necessários para o desenvolvimento radicular das plantas. Estes fatores também determinam o comportamento do solo quando utilizado em estradas, construções, fundações, ou cultivo. Pela sua influencia no movimento da água através do solo e fora dele, as propriedades físicas também exercem uma grande influência sobre a degradação do solo pelo processo erosivo. 1.1 Textura do Solo (Distribuição do Tamanho de Partículas) A determinação das proporções dos diferentes tamanhos de partículas (textura do solo) é importante para o entendimento do comportamento e manejo do solo. Durante a classificação do solo em um determinado local, a textura dos diferentes horizontes é muitas vezes a primeira e mais importante propriedade a ser determinada e, a partir desta informação muitas conclusões importantes podem ser tomadas. Além disso, a textura do solo não é prontamente sujeita a mudanças sendo, portanto, considerada como uma propriedade básica do solo. 1 ARQUITETURA E PROPRIEDADES FÍSICAS DO SOLO 2 Natureza das Frações do Solo O diâmetro de partículas do solo é subdividido em 6 ordens de magnitude, de matacões (1m) a argilas submicroscópicas (<10-6 m). Diversos sistemas de classificação são utilizados para agrupar as diferentes frações do solo, como mostrado na Figura 1.1. A classificação estabelecida pelo Departamento de Agricultura dos Estados Unidos é utilizada neste texto. Os limites empregados neste sistema de classificação não são puramente arbitrários, sendo baseados em mudanças no comportamento das partículas e nas propriedades físicas do solo por elas determinadas. Matacões, cascalhos, seixos rolados e outros fragmentos grosseiros > 2 mm de diâmetro podem afetar o comportamento do solo, mas não são considerados como parte da fração terra fina, para a qual o termo textura do solo é aplicado. Fragmentos grosseiros reduzem o volume disponível de solo para retenção de água e crescimento de raízes, entretanto, em solos densos, os espaços entre fragmentos podem fornecer caminhos para drenagem de água e penetração de raízes. Fragmentos grosseiros, especialmente aqueles constituídos de minerais resistentes como o quartzo, interferem no cultivo ou escavação. Areia - Partículas de areia são aquelas com diâmetro entre 0,05 mm e 2 mm. Elas podem ser arredondadas ou angulares (Figura 1.2), dependendo do grau de desgaste a que elas tenham sido sujeitas pelos processos abrasivos durante a formação do solo. Partículas arenosas grosseiras podem ser compostas de fragmentos de rocha contendo vários minerais, mas a maioria dos grãos de areia é constituída por um só mineral, normalmente quartzo (SiO2) ou outro silicato primário (Figura 1.3). Grãos de areia podem possuir coloração marrom (ou bruna), amarela, ou vermelha como resultado de camadas de óxidos de ferro ou alumínio. Em alguns casos, a predominância de quartzo significa que a fração areia geralmente tem um conteúdo muito pequeno de nutrientes disponíveis para as plantas, em relação a partículas de menor diâmetro. As partículas de areia são ásperas ao tato e geralmente são visíveis a olho nu (Figura 1.4). Estas partículas são relativamente grandes, deste modo, os espaços entre elas também possuem um diâmetro relativamente grande, promovendo a drenagem livre da água e entrada de ar no solo. A relação entre diâmetro de partícula e área superficial específica (área superficial para um dado volume ou massa de partículas) é ilustrada na Figura 1.5. Devido ao seu maior tamanho, partículas de areia têm superfície específica relativamente baixa. Deste modo, apresentam pequena capacidade de retenção de água e solos com predominância desta fração são mais propensos a serem deficientes em umidade em períodos de estiagem. Partículas de areia são consideradas não coesivas; isto é, não se mantêm unidas a outras partículas. FIGURA 1.1. Classificação das partículas por tamanho. A escala sombreada localizada no centro segue o sistema do Departamento de Agricultura dos Estados Unidos, o qual é muito utilizado por todo o mundo. Os outros dois sistemas são também utilizados na ciência do solo e na engenharia. O desenho ilustra os tamanhos proporcionais das frações do solo. Silte - Partículas menores que 0,05 mm e maiores que 0,002 mm de diâmetro são classificadas como silte. Partículas de silte não são visíveis a olho nu (Figura 1.2) nem apresentam sensação de aspereza quando esfregadas entre os dedos. São micro partículas de areia com o quartzo sendo, geralmente, o mineral dominante. Partículas de silte, devido a seu diâmetro reduzido, são mais propensas à ação do intemperismo, liberando rapidamente quantidades significativas de nutrientes para as plantas. 5 FIGURA 1.4 Relação entre a área superficial de um cubo de massa conhecida e o tamanho de suas partículas. No cubo maior (a) cada lado possui 64 cm2 de área superficial. O cubo tem seis lados, com área superficial total de 384 cm2 (6 lados x 64 cm2). Se o mesmo cubo fosse dividido em cubos menores (b) de modo que cada um tenha 2 cm de lado, o mesmo material será agora representado por 64 cubos pequenos (4 x 4 x 4). Cada lado do cubo pequeno terá 4 cm2 (2 x 2) de área superficial, resultando em 24 cm2 de área superficial (6 lados x 4 cm2). A área superficial total será de 1536 cm2 (24 cm2 x 64 cubos). Deste modo, a área superficial deste cubo será quatro vezes maior do que a área superficial do cubo maior. Como partículas de argila são muito pequenas e possuem formato laminar, sua área superficial é milhares de vezes maior do que a área superficial de uma mesma massa de partículas de areia. Influência da área superficial em outras propriedades do solo À medida que diminui o diâmetro das partículas, a área superficial e propriedades relacionadas aumentam significativamente, como mostrado graficamente na Figura 1.5. Argila de tamanho coloidal possui área superficial cerca de 10.000 vezes maior do que a mesma massa de areia de tamanho médio. A textura do solo influencia muitas outras propriedades (Tabela 1.1) como resultado de cinco fundamentais fenômenos de superfície: 1. A água é retida como pequenos filmes aderidos à superfície das partículas do solo. Quanto maior a área superficial, maior a capacidade de retenção de água. 2. Gases e substâncias químicas são atraídos e adsorvidos pela superfície das partículas minerais. Quanto maior a área superficial, maior a capacidade de retenção de nutrientes e outras substâncias químicas do solo. 3. O processo de intemperismo que ocorre na superfície das partículas minerais libera elementos constituintes para a solução do solo. Quanto maior a área superficial, maior a taxa de liberação de nutrientes para as plantas. 4. As superfícies das partículas minerais apresentam cargas negativas e positivas, filmes de água presentes na superfície destes minerais fazem com que as partículas mantenham-se unidas. Quanto maior a área superficial, maior a tendência das partículas manterem-se unidas em uma massa coesa ou como pequenos agregados. 5. Os microorganismos tendem a se desenvolver e colonizar as superfícies das partículas. Por estas e outras razões, reações microbiológicas nos solos são altamente afetadas pela área superficial específica. 6 Figura 1.5 Quanto mais fina a textura do solo, maior é a superfície efetiva exposta por suas partículas. Note que a adsorção, a expansão e outras propriedades físicas (plasticidade e coesão, calor de umedecimento) seguem a mesma tendência e aumentam rapidamente à medida que se aproximam da dimensão coloidal. Tabela 1.1 Influência das frações (areia, silte e argila) em algumas propriedades e comportamento do solo.a Propriedades/Comportamento do solo Areia Silte Argila Capacidade de retenção água Baixa Média a alta Alta Aeração Boa Média Pobre Taxa de drenagem Alta Lenta a média Muito lenta Teor de matéria orgânica no solo Baixo Médio a alto Alto a médio Decomposição da matéria orgânica Rápida Média Lenta Aquecimento na primavera Rápido Moderado Lento Susceptibilidade à compactação Baixa Média Alta Susceptibilidade a erosão eólica Moderada Alta Baixa Susceptibilidade a erosão hídrica Baixa Alta Solo agregado – baixa Solo não agregado - alta Potencial de expansão e contração Muito baixo Baixo Moderado a muito alto Adequabilidade para construção de represas e aterros Baixa Baixa Alta Capacidade de cultivo após chuva Boa Média Baixa Potencial de lixiviação de poluentes Alto Médio Baixo Capacidade de armazenamento de nutrientes Baixa Média a alta Alta Resistência à mudança de pH Baixa Média Alta a exceções à estas generalizações ocorrem, como resultado da estrutura do solo e mineralogia da argila 7 QUADRO 1.1 SILTE E A FALHA DA REPRESA TETONa Uma das mais trágicas falhas de engenharia da história americana aconteceu ao sul de Idaho em 5 de junho de 1977, menos de um ano após o término da construção de uma grande represa de terra no Rio Teton. Onze pessoas foram mortas e 25.000 ficaram desabrigadas nas cinco horas que foram necessárias para esvaziar o lago de 28 km de comprimento que havia sido formado pela represa. $ 400 milhões (1977 dólares) foi o valor dos prejuízos causados pelo grande volume de água liberado pelo desmoronamento da represa no vale abaixo. A destruição da represa iniciou com pequenas infiltrações que rapidamente tornaram-se grandes volumes de água, arrastando até mesmo máquinas designadas para reparos no local. A represa Teton foi construída de acordo com um modelo padrão, testado para diques de terra dividido em zonas. Depois de preparar uma base sobre riolito abaixo do solo, a parte central (zona 1) foi construído com material firmemente compactado e coberto com uma camada (zona 2) de material grosseiro de solo aluvial para proteger da erosão hídrica e eólica. A parte central deveria ser construída com uma camada impermeável que impedisse o movimento de água através da represa. Normalmente, materiais argilosos são escolhidos para o centro, por possuírem características de plasticidade e pegajosidade, estes materiais quando úmidos podem ser compactados em uma massa impermeável e maleável que permanece unida e não apresenta fissuras desde que seja mantida úmida. O silte, por outro lado, ainda que possa parecer semelhante a argila no campo, tem pequena ou nenhuma viscosidade ou plasticidade e portanto não pode ser compactado em uma massa coesa como a argila. Uma massa úmida e compactada de silte poderá apresentar fissuras pela falta de plasticidade. Além disso, se a água penetra nestas fissuras, o material siltoso será carregado pelo fluxo de água, aumentando as fissuras e conduzindo mais água. O processo de aumento rápido dos canais de infiltração é chamado de "piping". Este processo pode ser certamente a causa principal do fracasso da represa Teton, pelo fato dos engenheiros construírem a zona 1, (centro da represa), usando material de um depósito de silte de origem eólica ("loess") em lugar de argila. Esta é uma trágica mas útil informação sobre a importância da textura no comportamento do solo. _________________________ a Baseado no relatório do U.S. Departament Of Interior Teton Dam Failure Group (1977). 10 FIGURA 1.6 A classe textural do solo é definida pela percentagem de areia, silte e argila de acordo com as linhas mais escuras mostradas no triângulo textural. Se estas percentagens forem determinadas para uma amostra de solo por análise do tamanho de partícula, o triângulo de classe textural poderá ser utilizado para determinar a classe textural aplicada a esta amostra de solo. Para usar o gráfico, primeiro deverá ser localizada a adequada percentagem de argila ao lado esquerdo do triângulo, após uma linha transversalmente ao gráfico paralela a base do triângulo será desenhada. Depois encontre a percentagem de areia na base do triângulo, e então desenhe uma linha paralela ao lado do triângulo relativo a percentagem de silte. As pequenas setas indicam a direção proposta no qual as linhas deverão ser desenhadas. O ponto no qual as duas linhas se interceptam indica a classe textural da amostra de solo. Somente a percentagem de duas das três frações são necessárias. A percentagem de areia, silte e argila somam 100%, portanto a terceira percentagem pode ser facilmente calculada se somente duas são conhecidas. Se as três percentagens são utilizadas, as três linhas se interceptaram no mesmo ponto. Considerando como exemplo, um solo que contenha 15% de areia, 15% de argila e 70% de silte. Este exemplo é mostrado pelas linhas pontilhadas que se interceptam na classe franco siltosa. Qual é a classe textural de uma outra amostra de solo que possua 33% de argila, 33% de silte e 33% de areia? As linhas pontilhadas para este segundo exemplo se interceptariam na classe franco argilosa. 11 QUADRO 1.2 UM MÉTODO PARA DETERMINAÇÃO DA TEXTURA PELO TATO A primeira e mais crítica etapa no método da textura pelo tato é amassar a amostra, do tamanho de uma noz, úmida até formar uma massa com consistente uniforme, adicionando água lentamente se necessário. Esta etapa pode levar alguns minutos, mas uma determinação precipitada, provavelmente, ocasionará erros, pois agregados de argila e silte podem comportar-se como grãos de areia. O solo pode estar úmido e não espalhar completamente. Tente amassar a amostra com apenas uma das mãos, guarde a outra limpa para escrever no caderno de anotações de campo (e apertar a mão do seu cliente). Enquanto comprime e amassa a amostra, observe sua maleabilidade, pegajosidade e resistência, todas as propriedades associadas com o conteúdo de argila. Um alto conteúdo de silte se traduz numa sensação de maciez e sedosidade, com pouca pegajosidade ou resistência à deformação. Solo com um conteúdo significativo de areia apresenta sensação de aspereza e faz um som de rangido quando próximo ao ouvido. Sinta a quantidade de argila através da compressão de uma massa de solo devidamente úmida entre o polegar e o indicador, fazendo um “fio”. Faça um “fio” tão longo quanto possível, até que este quebra-se com o próprio peso (veja Figura 1.7) Interprete suas observações com os seguintes itens: 1. O solo não adere como uma esfera, desfazendo-se: areia. 2. O solo forma uma esfera, mas não formará um fio: franco-arenosa 3. Fio do solo é friável e quebra-se quando está com menos de 2,5cm de extensão a. Rangido é audível; sensação de aspereza: franco-arenosa. b. Maciez, sensação de sedocidade; não consegue ouvir o rangido: franco-siltosa. c. Ligeiramente áspera e macia, rangido não claramente audível: franco. 4. Solo exibe moderada pegajosidade e firmeza, forma fios alongados de 2,5 a 5 cm, e: a. Rangido audível; sensação de aspereza: franco-argiloarenosa. b. Maciez, sensação de sedocidade; rangido não audível: franco- argilosiltosa. c. Ligeiramente ásperos e macios, rangido não claramente audível: franco-argilosa. 5. Solo exibe dominante pegajosidade e firmeza, forma fios alongados do que 5 cm, e: a. Rangido é audível; sensação de aspereza: argiloarenosa. b. Maciez, sensação de sedocidade; rangido não audível: argilosiltosa. c. Ligeiramente ásperos e macios, rangido não claramente audível: argila. Uma melhor estimativa do conteúdo de areia (e por isso sua disposição na dimensão horizontal do triângulo de classes texturais) pode ser obtida através do umedecimento, na palma da mão, de um agregado de solo do tamanho de uma ervilha, trabalhando ele entre os dedos até que a palma da sua mão torna-se suja, coberta com material proveniente do solo. Os grãos de areia permanecerão completamente visíveis, enquanto seu volume em comparação a ervilha original poderá ser estimado a partir do tamanho relativo do fio moldado (fino, médio, grossa, etc.). Este método é melhor apreendido utilizando-se amostras de classe textural conhecida. Com prática, a determinação acurada da classe textural pode ser feita de imediato. FIGURA 1.7 Método do Tato para determinação da classe textural do solo. Uma amostra de solo úmido é esfregada entre o dedo indicador e o polegar, e amassada para formar um fio. (Topo) O “fio” curto, mostra aparência não coesiva, arenoso de textura franco-arenosa com cerca de 15% de argila. (Centro) O “fio” uniforme de aparência friável é característico de textura franco-siltosa. (Baixo) Maciez, aparência lustrosa e “fios” longos e flexíveis são característicos de textura argilosa. (Fotos cortesia de R. Weil) 12 Medindo-se a quantidade de solo em suspensão depois de diferentes tempos de sedimentação (usando pipeta ou um hidrômetro, como mostrado na Figura 1.8), determina-se as percentagens de cada fração areia, silte e argila, e a classe textural do solo. Curvas de distribuição do tamanho das partículas são mostradas na Figura 1.9. A Figura 1.9 apresenta curvas de distribuição do tamanho de partículas para solos de três diferentes classes texturais. O fato de essas curvas apresentarem formas suaves mostra que não há nenhuma transição abrupta na separação das frações areia, silte e argila, e sugerem uma mudança gradual das propriedades com a variação do tamanho de partículas do solo. É importante observar que as classes texturais do solo são baseadas, somente, nas partículas minerais da fração areia ou com diâmetro menor; e que, as percentagens de areia, silte e argila totalizam 100%. A quantidade de pedras e pedregulhos são avaliadas separadamente. Materiais orgânicos normalmente são separados da amostra do solo pelo processo de oxidação, que é realizada antes da separação mecânica das frações do solo. A relação entre as análises citadas e a classe textural do solo é normalmente associada a um triângulo de classe textural (veja Figura 1.6). O triângulo textural também permite usar a análise dos dados do tamanho de partículas feita em laboratório, para verificar a precisão da determinação textural feito no campo pelo método do tato. 15 1.3 Estrutura dos Solos Minerais O termo estrutura refere-se ao arranjamento das partículas primárias do solo em agregados ou unidades estruturais. A disposição dos poros e agregados, definida pela estrutura do solo, possui grande influência sobre movimento de água, transferência de calor, aeração e porosidade. Desmatamento, aração, cultivo, tráfego, drenagem, calagem e adição de material orgânico, são exemplos de práticas que afetam diretamente a estrutura do solo, principalmente nos horizontes superficiais. Os processos envolvidos na formação, estabilidade e manejo da estrutura do solo serão discutidos nas seções 1.6 e 1.7. Tipos de Estrutura Diferentes tipos de unidades estruturais ocorrem nos solos, muitas vezes esta diferenciação é observada entre horizontes de um mesmo perfil de solo. A estrutura do solo é classificada de acordo com a forma, o tamanho e o grau de desenvolvimento das unidades estruturais. Os quatro principais tipos de estrutura do solo são: granular ou esferoidal, laminar, prismática e em blocos. Estes tipos de estrutura (e alguns subtipos) são mostrados na Figura 1.10 e descritos a seguir. Esferoidal - Estrutura granular consistindo de unidades estruturais esferoidais ou grânulos livres em um arranjamento pouco compacto (Figura 1.10a). Quando estas unidades estruturais são muito porosas, são denominadas grumos (crumb2). Os grânulos normalmente variam de <1 a >10 milímetros em diâmetro. Estruturas granular e em grumos são características de horizontes superficiais (horizonte A), particularmente aqueles com alto teor de matéria orgânica. Consequentemente, são os principais tipos de estrutura afetados pelo manejo. Ocorrem principalmente em solos de pastagem e em solos com atividade de macrorganismos (minhocas, etc.). Laminar - Estrutura achatada, caracterizada por unidades estruturais ou placas horizontais relativamente finas, que pode ser encontrada tanto nos horizontes superficiais como subsuperficiais. Na maioria dos casos, este tipo de estrutura é originada nos processos de formação do solo. Entretanto, ao contrário de outros tipos de estrutura, a estrutura laminar também pode ser herdada do material de origem do solo, especialmente aqueles depositados por água ou gelo. Em alguns casos, a compactação em solos argilosos por máquinas pesadas, pode ocasionar este tipo de estrutura. (Figura 1.10b). Blocos – Unidades estruturais em forma de blocos são irregulares e poliédricas, (Figura 1.11) e variam de 5 a 50 mm de comprimento. Os blocos não são formados individualmente, mas em conjunto com blocos adjacentes. Quando as unidades estruturais apresentam faces planas e ângulos agudos na maioria dos vértices são chamados blocos angulares (Figura 1.10c). Quando as unidades estruturais apresentam mistura de faces arrendondadas e planas com muitos vértices arredondados, são chamados blocos subangulares (Figura 1.10d). Estes tipos de estrutura são normalmente encontrados no horizonte B, onde promovem boa drenagem, aeração e penetração radicular. Prismática - Estruturas colunar e prismática são caracterizadas por unidades estruturais semelhantes a prismas ou pilares, que variam em comprimento entre diferentes tipos de solos e podem ter diâmetro de 150 mm ou mais. Estrutura colunar (Figura 1.10e), a qual possui colunas com parte superior arredondada, é muito comum em subsolos com alto teor de sódio (ex. Horizontes Nátricos). Quando a parte superior dos prismas é angular e horizontalmente plana, a estrutura é chamada prismática (Figura 1.10f). Estes tipos de estruturas são normalmente associados a argilas expansivas e comumente ocorrem em horizontes subsuperficiais de regiões áridas e semi-áridas. Quando bem desenvolvidas estas estruturas são características do perfil. Em regiões úmidas, a estrutura prismática muitas vezes ocorre em solos mal drenados e em fragipans. Os fragipans tipicamente apresentam prismas com 200 a 300 mm de diâmetro. 2 O termo crumb não é mais uma nomenclatura oficial do USDA. 16 FIGURA 1.10 Diferentes tipos de estrutura de solos minerais e sua localização no perfil. Os desenhos ilustram suas características essenciais e as fotos indicam como aparecem no campo. Para comparação, observe o lápis (15 cm de comprimento) em (e) e a faca (lâmina de 3 cm de largura) em (d) e (f). (foto (e) cortesia de J. L. Arndt, restantes cortesia de R. Weil). 17 FIGURA 1.11 Estrutura forte, média com blocos angulares no horizonte B de um Alfisol (Ustalf) em uma região semi-árida. A faca é mostrada separando uma unidade estrutural (bloco). Observe os filmes de argila iluvial, de coloração clara, que definem e unem as unidades estruturais (Foto cortesia de R. Weil). Descrição da Estrutura do Solo no Campo Na descrição da estrutura do solo, não é observada somente a forma das unidades estruturais, mas também o tamanho (pequeno, médio ou grande) e grau de desenvolvimento (forte, moderado, ou fraco). Por exemplo, o horizonte do solo mostrado na Figura 1.10d pode ser descrito como “fraco, pequeno com blocos subangulares”. Geralmente, a estrutura do solo é facilmente observada quando o solo está relativamente seco. Quando úmidas, as unidades estruturais podem expandir e unir-se às demais, tornando mais difícil a diferenciação dos agregados individuais. O arranjo estrutural das partículas e o espaço poroso entre unidades estruturais influenciam a densidade, um aspecto da arquitetura do solo que será examinado em detalhes a seguir. 1.4 Densidade de partículas e Densidade do solo Densidade de Partículas A densidade de partículas Dp é definida como a massa por unidade de volume de sólidos do solo (ao contrário do volume do solo, que inclui o espaço poroso). Assim, se 1 metro cúbico (m3) de sólidos do solo pesa 2,6 megagramas (Mg), a densidade de partículas será de 2,6 Mg m-3 (ou 2,6 gramas por centímetro cúbico)3. A densidade de partículas é basicamente o mesmo que massa específica de uma substância sólida. A composição química e estrutura cristalina de um mineral determinam sua densidade de partículas. A densidade de partículas não é afetada pelo espaço poroso, e conseqüentemente não está relacionada com o tamanho ou o arranjo das partículas (estrutura do solo). 3 Como 1 Mg = 1 milhão de gramas e 1 m3 = 1 milhão de centímetros cúbicos, 1 Mg m-3 = 1 g cm-3. 20 conduzido através do solo por meio de impactos de um martelo. O cilindro interno (b), contendo uma amostra indeformada de solo, é removido e o excesso de solo retirado com uma faca de modo que o solo ocupe apenas o volume interno do cilindro, conhecendo-se assim seu volume através do diâmetro e altura do cilindro. O peso das amostras é determinado após a secagem em estufa. FIGURA 1.14 Densidade de vários tipos de solos e outros materiais. 21 FIGURA 1.15 Comparação entre solos arenosos e argilosos mostrando as quantidades de macroporos e microporos presentes em cada um deles. Em solos arenosos o espaço ocupado por poros é menor que nos argilosos, devido ao fato que os solos argilosos possuem um grande número de microporos internos em seus agregados (a), as partículas de areia (b) embora similares em tamanho aos agregados de argila não contém poros em seu interior. Por esta razão solos superficiais, com textura grosseira são normalmente mais densos que os de textura fina. 22 Solos arenosos geralmente possuem alta densidade, afetada pelo arranjamento das partículas (Figura 1.16). Em solos pouco compactados as partículas preenchem em torno de 52 % do volume total, enquanto nos mais compactados podem preencher até 75 % do volume8. A densidade do solo é menor se as partículas de areia forem uniformes em tamanho, uma mistura de diferentes tamanhos de partículas tende a possuir alta densidade. Neste caso, partículas menores preenchem parcialmente os espaços entre partículas maiores. Solos mais densos são aqueles caracterizados por uma mistura de diferentes frações de areia em um arranjo firmemente compactado. FIGURA 1.16 A uniformidade das partículas de areia e o grau de compactação (arranjamento das partículas) afetam significativamente a densidade de solos arenosos. A compactação das partículas aumenta a densidade do solo e diminui sua porosidade. Profundidade no perfil do solo - A densidade do solo tende a aumentar com o aumento da profundidade no perfil, isto se deve, provavelmente, ao menor teor de matéria orgânica, menor agregação, pouca quantidade de raízes e compactação causada pela massa das camadas superiores. Subsolos muito compactos podem apresentar densidade de 2,0 Mg m-3 ou superior. Muitos solos formados no período glacial possuem subsolos extremamente densos, como resultado da compactação sofrida pela enorme massa de gelo que existiu em tal período. Importância da Densidade do Solo Para engenheiros envolvidos na movimentação de solo durante a execução de obras, ou para arquitetos que precisam calcular cargas de solo para planejamento e cobertura de áreas ou jardins, o conhecimento da densidade de diferentes tipos de solos é de grande utilidade para cálculo da massa de solo a ser movimentada. Um solo mineral típico de textura média possui densidade em torno de 1,25 Mg m-3 ou 1250 quilogramas em um metro cúbico9. O quão pesado o solo realmente é geralmente surpreende as pessoas. 8 Se assumirmos que a densidade partículas constituídas de quartzo é de 2,65 Mg m-3, então a faixa correspondente de densidade de um solo arenoso pouco compactado seria de 1,38 a 1,99 Mg m-3 (0,52 x 2,65 = 1,38 e 0,75 x 2,65 = 1,99) não muito diferente da faixa realmente encontrada em solos muito arenosos. 9 A maioria dos arquitetos e engenheiros dos Estados Unidos da América ainda utilizam unidades inglesas. Para converter valores de densidade do solo dados em Mg m-3 para lb yd-3 multiplica-se por 1686. Então 1 yd3 de um típico solo mineral de textura média com a densidade de 1,25 Mg m-3 pesaria mais de 1 tonelada (1686 x 1,25 = 2108 lb yd3) 25 FIGURA 1.17. Degradação causada pelo uso em solos sob floresta, pelo aumento da densidade e suas conseqüências na taxa de infiltração e escorrimento superficial (setas brancas). Em acampamentos, a área degradada estende-se até aproximadamente 10 m da fogueira ou da barraca. No manejo de áreas recreativas deve-se procurar meios de proteger solos susceptíveis à compactação. A compactação destas áreas pode levar à morte da vegetação e aumento do processo erosivo. Na agricultura moderna, máquinas pesadas, utilizadas para puxar implementos, aplicar corretivos ou fazer colheitas podem causar níveis de compactação limitantes à produção das culturas. Certos implementos de preparo como arado de aiveca e grade de disco, compactam o solo abaixo da sua profundidade de trabalho. O uso destes implementos ou o tráfego de máquinas pesadas pode formar uma camada compactada abaixo da camada arável, chamado pé de grade (plow pans or traffic pan) (Figura 1.19). Outros implementos de preparo como escarificadores e subsoladores, não compactam o solo abaixo da camada arável e, por isso, são usados para quebrar a camada compactada (ou pé de grade) e remove o solo com uma compactação mínima. Alguns tipos de arados com uma base pontiaguda (Figura 1.20) podem ser usados na subsolagem para quebrar camadas adensadas no subsolo, permitindo, deste modo, a penetração das raízes (Figura 1.21). Porém, em alguns solos, o efeito da subsolagem é temporário. O cultivo tende a reduzir a resistência do solo, tornando-o mais susceptível à compactação. O tráfego é particularmente prejudicial em solos úmidos. Em solos úmidos, cargas pesadas, provocam compactação severa e profunda no perfil do solo. Para prevenir reduções na produtividade e 26 rentabilidade decorrentes da compactação, o número de operações de preparo e tráfego de equipamentos pesados deve ser minimizado e escalonado para períodos em que o solo se encontre em uma umidade ideal para cultivo. No entanto, o tráfego em solos sob condições inadequadas de umidade é muitas vezes inevitável, principalmente na primavera e outono em regiões temperadas úmidas. Outra medida para minimizar a compactação é restringir o tráfego a carreadores, evitando a compactação do restante da área (em até 90% ou mais). O sistema de tráfego controlado é amplamente utilizado na Europa, principalmente em solos argilosos. Este sistema pode ser adaptado para canteiros de hortaliças ou flores, estabelecendo-se linhas de tráfego entre as plantas. Estas linhas podem receber cobertura morta, serem gramadas ou cobertas com pedriscos. Algumas práticas de manejo propõem a redução da compactação, pelo aumento da largura de pneus de máquinas pesadas, distribuindo o peso sobre uma maior área superficial de solo, reduzindo a força aplicada por unidade de área (Figura 1.22a). Pneus largos diminuem o efeito da compactação, mas aumentam a percentagem da superfície do solo que é pressionada. Em uma prática semelhante, adotada por jardineiros, tábuas de madeira são colocadas sobre o solo úmido na preparação de sementeiras, evitando a concentração do peso do corpo em poucos centímetros quadrados sob os pés (Figura 1.22b). TABELA 1.3 Efeito da colheita florestal na densidade do solo para diferentes profundidades em dois Ultisols sob floresta na Georgia Pneus de borracha skidders foram usados para a colheita dos troncos. Nota-se, geralmente, alta densidade do solo nos solos com textura franco arenosa quando comparado com os de textura franco argilosa, e o maior efeito da colheita florestal foi na linha de tráfego. Densidade do solo Profundidade do solo Antes da colheita Depois da colheita – fora da linha Depois da linha – na linha de tráfego cm --------------------------------------------- Mg cm3 -------------------------------------- Planície do litoral, franco arenosa 0-8 1,25 1,50 1,47 8-15 1,40 1,55 1,71 15-23 1,54 1,61 1,81 23-30 1,58 1,62 1,77 Piedmont, franco argilosa 0-8 1,16 1,36 1,52 8-15 1,39 1,49 1,67 15-23 1,51 1,51 1,66 23-30 1,49 1,46 1,61 Dados retirados de Gren et al (1984, 1986). SSSAJ, 48:173-177, 50:443-446. 27 FIGURA 1.19 Tratores e outros equipamentos pesados compactam o solo a profundidades consideráveis, aumentando a densidade e reduzindo o crescimento e produção das culturas. Os efeitos são especialmente prejudiciais em solos úmidos. (a) Pneus de veículos pesados compactam um solo franco-arenoso até aproximadamente 30 cm, criando uma camada compactada. O cultivo causa descompactação temporária (camada arável), mas aumenta a compactação abaixo da camada arável. Densidades superiores a 1,8 g cm-3 impediram a penetração das raízes de algodão neste caso. (b) A produção de batatas foi reduzida no segundo ano de cultivo em um solo franco-argiloso em Minnesota. Reduções da produção são normalmente mais severas em anos relativamente secos. FIGURA 1.20 Na recuperação de solos severamente compactados como aqueles formados por veículos pesados durante construção e uso de aterro sanitário, é necessário muitas vezes quebrá-los mecanicamente para permitir o estabelecimento de árvores ou outra vegetação natural. Isto é comumente realizado pelo uso de um subsolador com hastes penetrantes como apresentado acima à esquerda. Estas hastes são arrastadas 30 FIGURA 1.23 Ambos, conteúdo de água e densidade do solo afetam a resistência do solo como medido pelo penetrômetro de resistência. Os dados são para um horizonte Bt de textura argilosa de um solo da Virginia (Hapludults), que foi severamente compactado (densidade do solo 1,7 Mg/m3) ou não (densidade do solo 1,3 Mg/m3). Observe que a resistência do solo diminui com o aumento do conteúdo de água e é muito pouco considerada a densidade do solo quando o solo está aproximadamente saturado por água. [Dados não publicados de R. Gilker, R. Weil, e D. Krizek (2000) University of Maryland and USDA/ARS] 1.5 Espaço Poroso de Solos Minerais Uma das principais razões para o conhecimento da densidade é o fato de que este valor pode ser utilizado no cálculo do espaço poroso do solo. Para solos com a mesma densidade de partículas, quanto menor a densidade do solo, maior a percentagem de espaço poroso (porosidade total). O Quadro 1.4 mostra a dedução da fórmula que expressa tal relação. Fatores que influenciam o Espaço Poroso Total Para um solo “ideal” de textura média, com estrutura adequada e boas condições para o crescimento de plantas, aproximadamente 50 % do volume é ocupado por poros e deste espaço poroso, metade é ocupada por ar e metade por água. A porosidade total possui grande variação entre solos pelas mesmas razões que a densidade. A porosidade total varia de 25 % em subsolos compactados a mais de 60 % em solos superficiais agregados e com alto teor de matéria orgânica. O manejo do solo pode exercer uma influência decisiva na densidade e no espaço poroso do solo (ver Tabela 1.4). Resultados de diversos trabalhos mostram que o cultivo tende a diminuir o espaço poroso do solo. Esta redução é normalmente associada à diminuição no teor de matéria orgânica do solo e, conseqüentemente, a diminuição da agregação. 31 TABELA 1.4 Densidade do solo e espaço poroso de solos superficiais cultivados e não cultivados (incluindo um subsolo) Em todos os casos, a densidade do solo aumentou e o espaço poroso diminuiu proporcionalmente. Densidade do Solo Espaço Poroso Solo Textura Tempo de Cultivo Solo Cultivado Solo não Cultivado Solo Cultivado Solo não Cultivado anos -------- Mg m-3 ------ -------- % ------- Udalf (Pennsylvania) Franco 58 1,25 1,07 50 57,2 Udoll (Iowa) Franco siltoso 50+ 1,13 0,93 56,2 62,7 Aqualf (Ohio) Franco siltoso 40 1,31 1,05 50,5 60,3 Ustoll (Canadá) Franco siltoso 90 1,30 1,04 50,9 60,8 Cambid (Canadá) Argila 70 1,28 0,98 51,7 63,0 Cambid, subsolo (Canadá) Argila 70 1,38 1,21 47,9 54,3 Média de 3 Ustalfs (Zimbabwe) Argila 20-50 1,44 1,20 54,1 62,6 Média de 3 Ustalfs (Zimbabwe) Franco arenoso 20-50 1,54 1,43 42,9 47,2 Dados de solos do Canadá de Tiessen, et al. (1982) e solos do Zimbabwe de Weil (não publicado) e outros solos Lyon et al. (1952). Tamanho dos poros Valores de densidade do solo determinam apenas a porosidade total. Os poros no solo possuem ampla variedade de tamanhos e formas e o tamanho determina sua função no solo (Figura 1.24) Os poros são classificados, de acordo com seu diâmetro em: macroporos, mesoporos, microporos, etc. (Tabela 1.5). Simplificando, podemos separar os poros em macroporos (> 0,08 mm) e microporos (< 0,08 mm). Macroporos - Permitem livre movimentação de ar e condução de água durante o processo de infiltração. São grandes o suficiente para permitir o desenvolvimento do sistema radicular e abrigar organismos de menor tamanho que habitam o solo. A Figura 1.25 ilustra diferentes tipos de macroporos. Os macroporos podem ocorrer como espaços entre partículas de areia em solos de textura grosseira. Deste modo, apesar dos solos arenosos possuírem baixa porosidade total, a predominância de macroporos permite um rápido movimento de água e ar. Em solos bem estruturados, os macroporos são geralmente encontrados entre as unidades estruturais. Estes poros podem ocorrer como espaços entre os agregados ou como fissuras entre blocos e/ou prismas. Macroporos criados por raízes, minhocas e outros organismos constituem um tipo muito importante de poros chamados bioporos. Os bioporos, normalmente, possuem formato tubular e podem ser contínuos, atingindo um metro de comprimento ou mais. Em alguns solos argilosos, os bioporos são a forma predominante de macroporos, facilitando o desenvolvimento radicular (Tabela 1.6). Vegetações perenes, como florestas e certas gramíneas, são particularmente eficientes na criação de bioporos, após a morte e decomposição das raízes. Estrutura e textura influenciam as quantidades relativas de macroporos e microporos presentes no solo. A Figura 1.26 mostra que a diminuição do teor de matéria orgânica e aumento do conteúdo de argila que ocorre em profundidade em muitos perfis é associada ao aumento da quantidade de microporos. Microporos – Ao contrário dos macroporos, os microporos geralmente são ocupados por água. Mesmo quando não preenchidos por água, seu tamanho reduzido não permite uma movimentação adequada do ar no solo. O movimento de água nos microporos é lento, e a maior parte da água retida nestes poros não está disponível para as plantas. Apesar do grande volume total de poros, solos de textura fina, especialmente aqueles sem estrutura estável, podem possuir predominância de microporos permitindo assim um lento movimento de água e ar. 32 A aeração, principalmente no subsolo, pode ser inadequada para um bom desenvolvimento radicular e atividade microbiológica. Enquanto os microporos de maior tamanho acomodam pêlos capilares e microorganismos, os de menor tamanho (também chamados de ultramicroporos e criptoporos) são muito pequenos para permitir até mesmo a entrada das menores bactérias. Entretanto, podem servir como abrigos nos quais compostos orgânicos podem permanecer intocáveis por séculos. QUADRO 1.4 – CÁLCULO DA PERCENTAGEM DO ESPAÇO POROSO A densidade do solo pode ser facilmente quantificada e a densidade de partículas, para a maioria dos solos com predominância de minerais silicatados, pode ser assumida como 2,65 Mg m-3. Medidas diretas do espaço poroso do solo requerem utilização de técnicas de alto custo e grande dispêndio de tempo. Deste modo, o espaço poroso pode ser mais facilmente calculado conhecendo-se a densidade do solo e densidade de partículas. A dedução da fórmula para o cálculo da percentagem do espaço poroso é apresentada a seguir: Ds = densidade do solo, Mg m-3 Vs = volume de sólidos, m3 Dp = densidade de partículas, Mg m-3 Vp = volume de poros, m3 Ms =massa do solo, Mg Vs+Vp = volume total do solo, m3 Por definição: P S S D V M = e s PS S D VV M = + Isolando Ms: Ms = Dp x Vs e Ms = Ds (Vs + Vp) Portanto: Dp x Vs = Ds(Vs + Vp) e P s PS S D D VV V = + Como: %100 =× + PS S VV V de sólidos então: % de sólidos = 100× P s D D Como a % de poros + % de sólidos = 100 e a % de poros = 100 – % de sólidos. Então: Espaço poroso (%) = 100 –       ×100 P s D D Exemplo: Considerando o solo argiloso cultivado, localizado no Canadá (Cambid) apresentado na Tabela 1.3. A densidade do solo foi determinada como sendo 1,28 Mg m-3. Como a densidade de partículas não é conhecida assumiu-se o valor aproximado para a maioria dos solos compostos por minerais silicatados (2,65 Mg m-3). Calculou-se a percentagem do espaço poroso utilizando a fórmula apresentada anteriormente: Espaço poroso (%) = 100 – 7,513,48100100 65,2 28,1 =−=      × Para certos tipos de solos, não é adequado assumir uma densidade de partículas de 2,65 Mg m-3. Um solo com alto teor de matéria orgânica pode apresentar uma densidade de partículas menor que 2,65 Mg m-3. Do mesmo modo, um solo rico em óxidos de Fe pode apresentar uma densidade de partículas maior do que 2,65 Mg m-3, devido ao fato destes minerais apresentarem altas densidades de partículas (3,5 Mg m-3). Como exemplo, consideremos o solo argiloso do Zimbabwe (Ustalfs) descrito na Tabela 1.3. Este solo possui textura argilosa, coloração avermelhada e alto teor de óxidos de ferro. A densidade de partículas foi determinada como sendo 3,21 Mg m-3 (não mostrado na Tabela 1.3). Utilizando este valor e a densidade do solo da Tabela 1.3, pode-se calcular o espaço poroso (%) da seguinte maneira: Espaço poroso (%) = 100 – 6,624,37100100 21,3 20,1 =−=      × A alta percentagem de espaço poroso apresentada é um indicativo que este solo não está compactado e possui estrutura granular típica dos solos sob vegetação natural. TABELA 1.7 Efeito de 50 anos de cultivo contínuo sobre a macroporosidade e microporosidade de um Vertissolo de textura fina (Texas). Comparado ao solo não perturbado, o solo cultivado apresentou menor macroporosidade e um aumento da microporosidade devida a destruição dos agregados, transformando os poros presentes entre as unidades estruturais em microporos. A diminuição da macroporosidade provavelmente é resultado da perda de matéria orgânica do solo. Solo Matéria Orgânica Porosidade total Macroporosidade Microporosidade Densidade do solo --------------------------------- % -------------------------- Mg m-3 0-15 cm de profundidade não perturbado 5,6 58,3 32,7 25,6 1,11 50 anos de cultivo 2,9 50,2 16 34,2 1,33 15-30 cm de profundidade não perturbado 4,2 56,1 27 29,1 1,16 50 anos de cultivo 2,8 50,7 14,7 36,0 1,31 Dados de Laws e Evans (1949). 35 FIGURA 1.26 Distribuição de matéria orgânica, silte, argila, areia, macroporos e microporos em um solo franco-arenoso (a) e em dois solos franco-siltosos, com boa estruturação (b) e com má estruturação (c). Os solos franco-siltosos possuem maior espaço poroso total que o franco- arenoso, porém, o solo franco-siltoso com má estruturação possui menor volume de macroporos que os outros solos. Observe que em maiores profundidades, nos solos franco-siltosos, cerca de um terço da fração mineral é composta por argila, o suficiente para caracterizá-los como franco argilosos. 36 1.6 Formação e Estabilização dos Agregados do Solo A formação e manutenção de um alto grau de agregação do solo é uma das mais importantes e difíceis tarefas no manejo do solo. A formação de agregados na superfície provoca diminuição da densidade e aumento da macroporosidade do solo. Alguns agregados são destruídos pelo impacto das gotas de chuva e pelo preparo do solo. Outros resistem à desintegração, tornando mais fácil a manutenção da estrutura do solo. Geralmente, os agregados de menor tamanho são mais estáveis, sendo mais difícil a manutenção dos agregados de maior tamanho. Os meios práticos de manejo da estrutura do solo serão discutidos após serem considerados os fatores responsáveis pela formação e estabilidade dos agregados. Como estes fatores operam simultaneamente, é difícil caracterizar separadamente seus efeitos na estabilidade dos agregados do solo. FIGURA 1.27 Agregados de um Mollisol em Iowa são mais estáveis sob vegetação nativa de pradaria do que quando cultivado por culturas que têm sido estabelecidas por 90 anos. Neste estudo, as amostras de solo foram colhidas de uma área de pradaria e de dois campos vizinhos, onde milho ou soja tinham sido plantados a pelo menos um ano. Diferenças no manejo anterior podem em parte contribuir para as diferenças entre os campos de milho e soja, mas o solo de ambas as culturas apresentam distintos colapsos de agregados comparados com o de áreas de gramado nativo. [Desenhado dos dados de Martens (2000)] Organização Hierárquica dos Agregados do Solo11 Os agregados de maior tamanho (>1mm), desejáveis no manejo do solo, são formados por agregados menores, que por sua vez são compostos por agregados ainda menores até agrupamentos de argila e húmus menores que 0,001 mm. Pode-se facilmente demonstrar a existência de uma hierarquia de agregação selecionando alguns agregados de maior tamanho e separando-os cuidadosamente em agregados de menor tamanho até a obtenção do menor agregado possível, em seguida esfregando estes agregados entre o polegar e o indicador. Muitos destes se dividirão em agregados ainda menores, compostos por silte, argila e húmus. A organização hierárquica dos agregados (Figura 1.28) parece ser uma característica da maioria dos solos, com 11 O papel da material orgânica e dos processos biológicos na organização hierárquica dos agregados do solo foi, primeiramente, apresentada por Tisdall & Oades (1982) no J. Soil Sci., 33:141-163, e posteriormente elaborada por Oades (1993) Geoderma, 56:377-400, e Tisdall (1994) Plant and Soil, 159:115-121. 37 exceção de certos Oxisols e alguns Entisols jovens. Em cada nível hierárquico, diferentes fatores são responsáveis pela agregação das sub unidades. Fatores que Afetam a Formação e Estabilidade dos Agregados Processos biológicos e físico-químicos (abióticos) estão envolvidos na formação dos agregados do solo. Os processos físico-químicos tendem a ser mais importantes nos agregados de menor tamanho, enquanto que os processos biológicos nos maiores. Além disso, os processos físico-químicos de agregação estão principalmente associados com a fração argila, possuindo assim maior importância em solos de textura fina. Em solos arenosos, com pouco conteúdo de argila, a agregação é dependente, principalmente dos processos biológicos. (a) (b) (c) (d) FIGURA 1.28 Agregados de maior tamanho são normalmente compostos de aglomerações de agregados de menor tamanho. A ilustração mostra quatro níveis hierárquicos de agregação no solo. Diferentes fatores responsáveis pela agregação em cada nível são indicados. (a) Um macroagregado composto por muitos microagregados unidos principalmente por uma rede de hifas de fungos e raízes finas. (b) Um microagregado, consistindo principalmente de partículas de areia fina e pequenos aglomerados de silte, argila e substâncias orgânicas unidas por pêlos radiculares, hifas de fungos e gomas produzidas por microrganismos. (c) Um submicroagregados consistindo de partículas finas de silte cobertas com matéria orgânica e pequenas partes de plantas e microorganismos, cobertas com arranjamentos ainda menores de argila, húmus, e óxidos de Fe ou Al. (d) Aglomerados de partículas de argila interagindo com óxidos de Fe ou Al e polímeros orgânicos na menor escala. Estes aglomerados organo-argílicos são ligados às superfícies das partículas de húmus e partículas minerais de menor tamanho. Processos físico-químicos Os dois mais importantes processos físico-químicos são (1) coesão entre partículas de argila e (2) expansão e contração de solos argilosos. Floculação das argilas e função dos cátions adsorvidos - Exceto em solos muito arenosos, que são praticamente isentos de argila, o processo de agregação se inicia com a floculação das partículas de argila em agregados microscópicos (Figura 1.29). A floculação pode ser explicada pelo fato da maior parte das partículas de argila possuírem superfícies carregadas com cargas negativas que normalmente atraem um grande grupo de cátions da solução do solo. Se duas partículas de argila aproximarem-se o suficiente, cátions comprimidos na camada entre elas atrairão as cargas negativas das duas partículas, servindo assim como uma ponte, que mantêm as partículas unidas. Este processo é repetido até que um pequeno conjunto de partículas 40 QUADRO 1.5 AGREGADOS DO SOLO E FUNGOS MICORÍZICOS A influência favorável dos microrganismos do solo, e especialmente dos fungos, sobre a formação e estabilidade dos agregados do solo há muito é conhecida. Entretanto, nós estamos ainda desvendando os mecanismos específicos pelos quais esses efeitos favoráveis se manifestam. Uma das descobertas relata os efeitos da agregação e estabilização da glomalina, uma glicoproteína que é secretada por hifas de fungos micorízicos. Estes organismos vivem num estado de simbiose com as raízes de muitas plantas, incluindo diversas espécies de árvores. Os gráficos seguintes apresentam a relação entre conteúdo de glomalina e estabilidade de agregado. Observe a elevada estabilidade de agregados e conteúdo de glomalina numa pastagem assinalados e um baixo nível de cada cultivo marcado (anualmente arados). O solo deste experimento foi um Ultisol, contudo os efeitos semelhantes da glomalina ter sido notado sobre outros solos de regiões temperadas. O nível de dióxido de carbono na atmosfera afeta os níveis de glomalina e formação de agregados, como tem sido observado. O resultado de um estudo no sudeste da Califórnia ilustra esta relação. Aparentemente, alto teor de CO2 atmosférico estimula o desenvolvimento das raízes das plantas, que, por seu turno, aumentam o incremento de associações com fungos micorízicos que produzem glomalina. Aumento no conteúdo de dióxido de carbono na atmosfera nas últimas décadas pode ter tido alguma influência sobre a formação de agregados nos solos. Fontes dos gráficos: Superior, Wright et al. (1999). Inferior, desenhado dos dados de Rillig et al. (1999). 41 FIGURA 1.30 Hifas de fungos unindo partículas de solo em agregados (a) visão microscópica de uma hifa crescendo sobre a superfície de uma partícula mineral incrustada com células microbianas e fragmentos (barra = 10 µm). (b) Um estágio de agregação avançado durante a formação de um solo de dunas arenosas. Note a rede de hifas de fungos e os grãos minerais incrustados com fragmentos orgânicos (barra = 50 µm). (c) Hifas de fungos do gênero Gigaspora associadas a raízes de plantas, unindo partículas de um solo franco arenoso do Oregon. Observe também o esporo do fungo e a raiz da planta (barra = 320 µm). (Fotos (a) e (b) cortesia de Sharon L. Rose, Willanette University; foto (c) cortesia de R.P. Scheiner, USDA-ARS, Corvallis, Oregon). Hifas Esporos 42 FIGURA 1.27. Uma seção ultra fina ilustrando a interação entre os materiais orgânicos e argilas silicatadas em agregados hidro-estáveis. Os materiais de coloração preta (C) são grupos de partículas de argila que estão interagindo com FIGURA 1.31 Uma seção ultrafina mostrando as interações entre materiais orgânicos e argilas silicatadas em um agregado estável em água. Os materiais de coloração escura (C) são grupos de partículas de argila interagindo com polissacarídeos orgânicos (P). Uma célula bacteriana (B) é também rodeada por polissacarídeos. Observe a orientação horizontal das partículas de argila, influenciada pelos materiais orgânicos. [de Emerson, et al. (1986); fotografia fornecida por R.C. Foster, CSIRO, Glen Osmond, (Austrália)]. FIGURA 1.32 Agregados de solos com alto teor de matéria orgânica são muito mais estáveis que aqueles provenientes de solos com baixo teor deste constituinte. Os agregados com baixo teor de matéria orgânica se desfazem quando umedecidos; aqueles com alto teor em matéria orgânica mantêm sua estabilidade. 45 QUADRO 1.6 PREPARANDO UMA BOA CAMADA PARA A SEMEADURA No começo da época de crescimento da cultura, uma das principais atividades de um agricultor é a preparação de uma boa camada de semeadura para assegurar que o plantio seja uniforme e as plantas cresçam rápido, e bem espaçadas. Uma boa camada de semeadura consiste de solo solto suficiente para possibilitar fácil alongamento das raízes e emergência das sementes [ver figura (a)]. Ao mesmo tempo, deve ser acondicionado de forma firme de maneira a assegurar um bom contato entre a semente e a água do solo para que a semente poça embeber-se de água facilmente no inicio do processo de germinação. A camada deveria ser também livre de grandes torrões. O manejo poderia ser preciso para desfazer camadas de solo compactado, ajudando no controle de ervas daninhas e em climas gelados, ajudando o solo a secar se tornando mais quente rapidamente. Por outro lado, o canteiro pode ser preparado com ou sem manejo dependendo das condições de solo e clima e também se uma camada morta ou herbicida são usados para controlar ervas daninhas. Plantadores mecânicos podem ajudar para manter um bom canteiro. Muitos plantadores são equipados com discos de metal afiados designados para cortar a parte entre os resíduos da planta e a superfície do solo. Máquinas de plantio direto, usualmente são compostas de discos de metal afiados com um par de rodas afiadas chamadas de disco duplo abridor que abre uma vala no solo até que as sementes caiam [ver as figuras (b) e (c)]. Muitos plantadores também têm um roda que pressiona e segue atrás do colocador de sementes e acomodando solo suficiente para assegurar que a vala se feche e a semente seja pressionada até o contato com a água contida no solo. Idealmente, apenas uma estreita faixa na linha de semeadura é preparada para criar uma zona de germinação da semente, enquanto que o solo entre as linhas da cultura é deixado tão solto quanto possível para possibilitar uma boa zona de enraizamento. A superfície de enraizamento pode ser desfeita com o aumento da rugosidade da superfície do solo para aumentar a infiltração de água e diminuir a erosão. Os mesmos princípios podem ser aplicados para um jardineiro que esteja fazendo a semeadura das sementes com as mãos. (a) Uma semente de feijão emergindo em um canteiro (Foto cortesia de R. Weil) (b) Uma máquina de plantio direto em ação e (c) um diagrama mostrando como ela funciona. [Foto (b) e diagrama (c) cortesia de Beere & Company, Moline, III.] 46 1.7 Preparo e Manejo Estrutural do Solo Quando protegidos sob vegetação densa e não perturbados pelo cultivo, a maioria dos solos (exceto alguns com vegetação esparsa em regiões áridas), possuem estrutura superficial suficientemente estável para permitir uma rápida infiltração de água e prevenir o encrostamento. Porém, em solos cultivados, o desenvolvimento e manutenção da estabilidade estrutural é o desafio mais importante. Muitos estudos têm mostrado que agregação e propriedades como a taxa de infiltração, diminuem sob longos períodos de cultivo (Tabela 1.8). Cultivo e Manejo do Solo O manejo adequado relaciona a condição física do solo ao crescimento de plantas. O manejo não objetiva apenas a formação e estabilidade dos agregados, mas também outros fatores como densidade, teor de água, aeração, taxa de infiltração, drenagem e retenção de água. As condições de cultivo mudam rapidamente e consideravelmente. Por exemplo, a trabalhabilidade de solos de textura fina pode ser alterada drasticamente por uma pequena mudança no seu teor de umidade. Solos argilosos são particularmente propensos a condições de encharcamento e compactação devido à sua alta plasticidade e coesão. Quando estes solos secam, eles normalmente tornam-se densos e duros. A restrição do tráfego à umidades adequadas é mais difícil em solos argilosos do que em solos arenosos, pelo fato de que solos argilosos levam mais tempo para reduzir seu teor de umidade a condições adequadas e, por outro lado, podem também tornar-se muito secos para o cultivo. Alguns solos argilosos de regiões tropicais úmidas são mais facilmente manejados que aqueles descritos anteriormente. A fração argila destes solos é dominada por óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio, os quais não são tão plásticos, pegajosos e difíceis de serem trabalhados. Estes solos apresentam propriedades físicas favoráveis, retendo grandes quantidades de água, porém com agregados estáveis o suficiente para que respondam como solos arenosos ao cultivo após chuva. Na maioria das vezes, em regiões tropicais e subtropicais com longa estação seca, o solo é cultivado quando está muito seco, de modo a prepará-lo para o plantio no início da estação chuvosa. O cultivo do solo quando seco pode ser difícil de ser realizado e resultar em torrões muito duros, caso o solo contenha argilas silicatadas de alta atividade. Em regiões temperadas, o solo pode encontrar-se muito úmido para o plantio (no início da primavera), enquanto que em regiões tropicais, o solo pode encontrar-se muito seco para o cultivo na ocasião do plantio (final da estação seca). TABELA 1.8 Efeito do tempo de cultivo de milho na matéria orgânica do solo, estabilidade dos agregados e infiltraçãoa, em cinco solos franco-siltosos do sudeste da França. Em solos com baixos níveis de matéria orgânica, os agregados facilmente são destruídos pela ação da água, formando agregados menores e materiais dispersos que selam a superfície do solo e inibem a infiltração. Um nível de 3% de matéria orgânica no solo, pode ser suficiente para uma boa estabilidade estrutural nestes solos franco-siltosos de regiões temperadas. Infiltração Tempo de Cultivo, anos Matéria Orgânica, % Estabilidade de Agregados (DMP b), mm % da chuva total Antes do selamento, mm 100 0,7 0,35 25 6 47 1,6 0,61 34 9 32 2,6 0,76 38 15 27 3,1 1,38 47 25 15 4,2 1,52 44 23 aInfiltração é a quantidade de água que entra no solo quando 64 mm de “chuva” são aplicados durante um período de 2 horas. bDMP = diâmetro médio ponderado, ou tamanho médio dos agregados que permaneceram intactos após peneirados em água. 47 Preparo Convencional Desde a idade média, o arado têm sido o implemento de preparo primário mais utilizado no mundo ocidental. O seu propósito é inverter o solo, incorporando resíduos de culturas e fertilizantes orgânicos na camada arável (Figura 1.35). A aração é normalmente complementada com gradagem, utilizada para cortar os resíduos e incorporá-los parcialmente ao solo. Nas práticas convencionais, o cultivo primário é seguido por numerosas operações secundárias, como gradagens, para eliminar plantas daninhas e quebrar torrões maiores, de forma a preparar uma sementeira adequada. Após o plantio, o solo pode receber outras operações secundárias de cultivo, com o objetivo de controlar plantas daninhas e eliminar o encrostamento superficial. Na agricultura mecanizada, todas as operações de cultivo convencional são realizadas com tratores e outros equipamentos pesados, que podem trafegar sobre a área diversas vezes, até a ocasião da colheita. Em muitas partes do mundo, o cultivo é realizado com implementos de tração animal. Apesar de humanos e animais não serem tão pesados quanto tratores, seu peso é aplicado sobre uma área relativamente pequena, podendo causar uma compactação considerável. Cultivo Conservacionista Nos últimos anos, têm sido desenvolvidos sistemas de manejo que minimizam a necessidade de cultivo do solo. Estes sistemas deixam consideráveis quantidades de resíduos vegetais sobre a superfície do solo, protegendo-o contra a erosão. Por esta razão, as práticas adotadas nestes sistemas são chamadas de conservacionistas12. A Figura 1.36 ilustra uma operação de plantio direto, onde uma cultura é implantada sobre resíduos de outra, com mobilização mínima do solo. Outros sistemas de cultivo mínimo permitem alguma mobilização do solo, mas ainda assim deixam uma grande quantidade de resíduos de culturas na superfície. Estes resíduos orgânicos protegem a superfície do solo do impacto das gotas de chuva e da ação abrasiva do vento, reduzindo a erosão eólica e hídrica e mantendo a estrutura do solo. Encrostamento Superficial Gotas de água durante chuvas pesadas ou irrigação por aspersão destroem os agregados expostos na superfície do solo. Em alguns solos, os sais diluídos na água de irrigação estimulam a dispersão das argilas. Com a dispersão dos agregados, pequenas partículas de argila dispersas tendem a serem carregadas, obstruindo os poros do solo. A superfície do solo é então coberta com uma fina camada de material sem estrutura definida, num processo chamado selamento superficial. O selamento superficial reduz a infiltração de água e aumenta as perdas por erosão. À medida que esta superfície seca, forma-se uma crosta endurecida. Plântulas somente podem emergir através do trincamento desta crosta. Um solo com formação de crostas é comparado com outro de agregados estáveis na Figura 1.37. A formação da crosta logo após a semeadura pode impedir a germinação de grande parte das sementes, fazendo com que a cultura tenha que ser replantada. Em regiões áridas e semi- áridas, o selamento e encrostamento do solo pode aumentar as perdas por escorrimento superficial, reduzindo assim a água disponível para o crescimento de plantas. O encrostamento pode ser minimizado mantendo-se o solo coberto por vegetação ou cobertura morta reduzindo o impacto das gotas de chuva. Caso a crosta se forme após o plantio, pode ser necessário um cultivo leve, realizado preferencialmente com o solo ainda úmido, para facilitar a germinação e evitar reduções na população de plantas. 12 O Departamento de Agricultura dos Estados Unidos define preparo conservacionista como qualquer sistema que deixe pelo menos 30% da superfície do solo coberta por resíduos. 50 FIGURA 1.38. O efeito da estabilização de uma poliacrilamida sintética é observado no sulco na direita comparado com o sulco não tratado da esquerda. A água da irrigação degradou muito a estrutura do solo não tratado mas não teve efeito no sulco do solo tratado.[Mitchell (1986)] Guia geral para o manejo do solo Embora cada solo apresente problemas únicos, os seguintes princípios são relevantes no manejo do solo: 1. Minimizar na lavoura especialmente aração, discagem e gradagens pesadas que promovem perdas de matéria orgânica, a qual contribui na estabilização dos agregados do solo. 2. Regulação do tráfego de máquinas para períodos com o solo o mais seco possível e restringir as operações nas lavouras a períodos nos quais a umidade do solo é ótima, visando minimizar a destruição dos agregados do solo. 3. Manter a cobertura do solo ou adicionar uma camada de material orgânico para estimular a atividade de minhocas, e proteger os agregados do solo do impacto das gotas de chuva e da radiação solar direta. 4. Adição de resíduos de culturas, compostos e esterco de animais ao solo são medidas efetivas na estimulação da atividade dos microorganismos e na provisão de produtos que ajudam na estabilização dos agregados do solo. 5. A inclusão de gramíneas na rotação favorece a estabilização de agregados porque ajuda a manter a matéria orgânica, as raízes finas das plantas providenciam máxima influência na agregação e asseguram um período sem lavoura. 6. Usando cultivos de cobertura e adubo verde, onde praticável, providencia uma outra forma de ação das raízes e matéria orgânica para o manejo estrutural do solo. 7. A aplicação do gesso (ou calcário se o solo é ácido) ou em combinação com outros polímeros sintéticos podem ser muito úteis na estabilização dos agregados superficiais especialmente em solos irrigados. 51 Propriedades do Solo Relevantes para Uso na Engenharia Consistência. A consistência é um termo usado pelos cientistas para descrever a resistência do solo ao estresse mecânico ou manipulação em variados conteúdos de umidade do solo. Os solos são avaliados pela consistência como parte da descrição de perfis e na estimativa da conveniência do trafego e lavouras. Esta propriedade depende da expressão de forças de atração entre as partículas e entre as partículas e poros com água determinando a facilidade com a qual o solo pode ser fraturado ou deformado. A consistência é determinada no campo pela manipulação do solo na mão. Um agregado de solo é tomado entre o dedo indicador e o polegar fazendo-se observações da forca necessária para quebrar o agregado e na forma na qual o agregado responde à força. O grau de cimentação do solo por materiais como sílica, calcita e ferro são também considerados na determinação da consistência do solo. Resistência do Solo Talvez a mais importante propriedade do solo para uso na engenharia seja a resistência. A resistência é uma medida da capacidade da massa do solo para suportar o estresse sem ceder ao estresse por ruptura ou deformação. Solos Coesivos. A resistência dos solos coesivos (solos com teor de argila superior a 15%) é definida por dois componentes: (1) forças de atração eletrostática entre as partículas de argila e entre as superfícies destas partículas e a água retida nos microporos e (2) forças de atrito entre partículas do solo de diferentes tamanhos. Diferentes testes de laboratório são utilizados para estimar a resistência do solo, o mais simples deles consiste de um teste direto de compressão em amostras não confinadas utilizando o aparelho ilustrado na Figura 1.39. Uma amostra cilíndrica de solo é colocada verticalmente entre duas placas porosas de pedra e uma força descendente é aplicada lentamente. A coluna de solo irá deformar-se um pouco e, partir-se quando a força exceder a resistência do solo. A resistência dos solos coesivos decresce se o material esta muito úmido e os poros preenchidos como água. Num outro sentido, quando o solo se seca, a resistência se incrementa porque existe um maior contato entre as partículas e como resultado é afetado tanto o crescimento das plantas como o uso na engenharia. FIGURA 1.39 Dois testes importantes na determinação de propriedades do solo para propósitos de engenharia. (a) Teste de compressão em amostras não confinadas para avaliar a resistência do solo. (b) Teste de Proctor para avaliação da densidade de solo máxima e umidade crítica para compactação. 52 Solos Não Coesivos. A resistência de materiais não coesivos e secos tais como a areia, depende totalmente de forças de atrito incluindo a rugosidade da superfície das partículas. Um reflexo da resistência de materiais não coesivos é seu ângulo de repouso, a inclinação do ângulo ao qual pode ser empilhado sem cair. Os grãos de areia arredondados e lisos não podem ser empilhados, se uma pequena quantidade de água preenche os espaços entre as partículas, a atração eletrostática das moléculas de água com a superfície dos minerais incrementará a resistência do solo (Figura 1.40). Essa é a explicação de porque os carros podem ser dirigidos nos limites das praias onde a areia está úmida, mas os pneus afundam e a tração deve aumentar onde a areia é seca ou está saturada. Solos Colapsáveis. Solos que exibem considerável resistência em baixos conteúdos de água e perdem sua resistência de forma repentina quando são umedecidos. Esses solos podem colapsar sem ser advertido embaixo de fundações e estradas (Figura 1.41). A maioria dos solos colapsáveis são materiais não coesivos nos quais os grãos de areia são cimentados através de pontes de contato formada por pequenas quantidades de gesso, argila ou água sob tensão. Esses solos usualmente ocupam regiões áridas e semi-áridas onde os agentes cimentantes são estáveis. Muitos solos colapsáveis tem derivado o seu arranjamento aberto de partículas dos processos de sedimentações que ocorreram no passado ou de corpos de água atuais. Quando esses solos são molhados, o excesso de água pode dissolver os agentes cimentantes como gesso ou argila dispersa que formam uniões entre partículas causando a repentina perda da resistência. Em alguns casos, esse comportamento tem sido exibido em solos altamente intemperizados como Oxisolos de regiões tropicais úmidas, porém, sem a presença de argila dispersa ou cimentantes solúveis em água. O mecanismo de colapso nestes Oxisolos não é ainda claro. (c) (b) (a) FIGURA 1.40. O conceito da resistência de um solo para materiais arenosos se apresenta ao longo de uma praia, como apresentado na foto acima. A areia seca (a) oferece pouca resistência e permite que o pé afunde facilmente. Não existe nada que permita a união entre as partículas de areia, formando uma base firme. Ao movimentar-se na praia, onde as ondas umedecem a areia (b) o solo está firme, indicando considerável aumento na resistência do solo. Finos filmes de água fazem pontes entre as partículas de areia e, portanto, aumentam a resistência à penetração do pé. No local onde o pé está molhado pela água do mar (c), outra vez o pé penetra na superfície da areia indicando que a resistência do solo foi reduzida. Cada partícula de areia é completamente rodeada por água, a qual atua mais como lubrificante do que na união entre as partículas. Se um automóvel é conduzido em alguma dessas áreas, somente a areia úmida providencia uma base firme. 55 FIGURA 1.43 Alguns tipos de argila, especialmente as esmectitas, apresentam significativas mudanças de volume com a variação no conteúdo de água. Na figura, um solo expansivo tem se contraído num período seco originando um padrão de fendas abertas na superfície. (Cortesia do USDA Natural Resources Conservation Service) Limites de Atterberg Quando seco, solos argilosos absorvem quantidades crescentes de água, suportando mudanças drásticas e distintas no seu comportamento e consistência. De duro e sólido no estado seco, ele passa a comportar-se como um semi-sólido friável quando um certo teor de água é alcançado (limite de contração). Caso contenha argila expansiva, o solo também expandirá em volume à medida que o limite de contração é excedido. Quando se encontra acima do limite de plasticidade, o solo se tornará maleável e plástico. O solo permanecerá neste estado até que seu limite de liquidez seja alcançado, quando apresentará propriedades de um líquido viscoso. Estes conteúdos críticos de umidade (medidos em percentagem) são denominados limites de Atterberg. Engenheiros utilizam os limites de Atterberg no estudo da consistência do solo, para ajudar a predizer o comportamento de solos utilizados com o objetivo de construções. Índice de plasticidade - O índice de plasticidade (IP) é a diferença entre o limite de plasticidade (LP) e o limite de liquidez (LL), e indica a faixa de conteúdo de água na qual o solo possui propriedades plásticas. IP = LL - LP Os solos com alto índice de plasticidade (maior do que 25) são normalmente argilas expansivas pouco adequadas para construção de estradas e fundações. A figura 1.34 mostra a relação entre os limites de Atterberg e mudanças no volume do solo associadas ao aumento do conteúdo de água. As esmectitas, geralmente possuem elevados limites de liquidez e de plasticidade, especialmente se saturadas com sódio. Caulinita e outras argilas não expansivas têm baixos valores de limite de liquidez. Coeficiente de extensibilidade linear - A expansibilidade de um solo podem ser quantificada através do coeficiente de extensibilidade linear (COLE). Suponha que uma amostra de solo é umedecida até seu limite de plasticidade e moldada na forma de uma barra com dimensão LM. Se a barra de solo é seca ao ar, ela se contrairá até a dimensão LD. O COLE é a percentagem de redução de comprimento da barra de solo após a contração: COLE = LM-LD x 100 LM A Figura 1.44 indica como as mudanças de volume utilizadas para o cálculo do COLE estão relacionadas com os limites de Atterberg. 56 FIGURA 1.44 Uma descrição usual dos limites de Atterberg, que evidencia as principais mudanças no comportamento de solos coesivos com a variação do conteúdo de água (esquerda para direita). À medida que água é acrescenta a um certo volume de solo seco, primeiramente o ar será deslocado; quando mais água é adicionada o volume total do solo aumentará (se o solo possuir propriedades expansivas). Quando o limite de contração (LC) é atingido, o solo torna-se um semi-sólido friável. Com adição de mais água, o limite de plasticidade (LP) é alcançado, tornando o solo plástico e moldável. Ele permanece plástico até que o limite de liquidez (LL) seja atingido, a partir do qual o solo se comportará como um líquido viscoso. A mudança de volume para o cálculo do coeficiente de extensibilidade (COLE) é mostrada à esquerda. Sistema Unificado de Classificação Para Materiais de Solo Tem sido estabelecido um sistema de classificação de materiais de solo em ordem a estabelecer o comportamento de diferentes solos. Para cada tipo de solo é fornecida uma designação de duas letras embasadas em primeiro lugar na textura, limites de Atterberg, e conteúdo de matéria orgânica (Figura 1.45). O sistema primeiro agrupa os solos em solos de grãos-arenosos (mas de 50% retido numa peneira de 0.075) mm e solos de grãos-finos (mas de 50% passa numa peneira de 0.075) Os materiais arenosos são divididos de acordo ao tamanho dos grãos (grava e areia), quantidade de material fino presente e uniformidade do tamanho dos grãos. Os solos de grãos-finos são divididos em materiais siltosos, argilosos e orgânicos. Essas classes por sua vez são divididas de acordo ao limite liquido (acima ou embaixo de 50) e seu índice de plasticidade. A classificação de materiais ajuda aos engenheiros a predisser resistência, expansibilidade, compresibilidade, e outras propriedades que são necessárias no desenho em engenharia. 57 FIGURA 1.45. O Sistema Unificado de Classificação. Note que esse sistema é utilizado para classificar materiais do solo, não corpos naturais do solo. As das letras da designação (SW, MH, etc) auxiliam engenheiros na predição do comportamento dos materiais do solo quando utilizados com propósitos de construção. A primeira letra é uma das seguintes: G = gravel (cascalho), S = sand (areia), M = silts (silte), C = clays (argila), e OM = organich-rich materials (material rico em compostos orgânicos). A segunda letra indica se a areia ou o cascalho são bem separados (W) ou fracamente separados (P), e se o silte, argila e o material orgânico possuem alto (H) ou baixo índice de plasticidade (L). Entre os materiais mais finos (fine- grained soils), os que se localizam mais ao topo da tabela são mais recomendados para fundações e base para estradas. 1.11 CONCLUSÃO As propriedades físicas exercem uma marcada influência no comportamento do solo relacionado com o crescimento das plantas, hidrologia, manejo do ambiente e usos na engenharia. A natureza e propriedades das partículas individuais, seu tamanho e distribuição, e seu arranjo nos solos determina o volume do espaço poroso influenciando assim as relações água e ar. As propriedades individuais das partículas e sua distribuição (textura) estão sujeitas a pouco controle por parte do homem no campo. Porem, é possível exercer algum controle sobre o arranjo destas partículas em agregados (estrutura do solo) e na estabilidade dos agregados. As lavouras e o tráfego deverão ser 60 forma de V com um ângulo de apenas 105º. Como mostrado na Figura 2.1, isto resulta em uma molécula assimétrica com os pares de elétrons compartilhados passando mais tempo próximos ao oxigênio do que ao hidrogênio. Consequentemente, a molécula da água exibe polaridade, isto é, as cargas não são igualmente distribuídas. Pelo contrário, o lado no qual os átomos de hidrogênio estão localizados tende a ser eletropositivo e o lado oposto eletronegativo. O fato de que a água é constituída de moléculas polares é responsável por muitas propriedades que fazem com que ela desempenhe funções únicas no ambiente do solo. A polaridade ajuda a explicar como moléculas de água interagem entre si. Cada molécula de água não atua independentemente, mas está ligada a outras duas moléculas vizinhas. O hidrogênio (positivo) na extremidade de uma molécula atrai o oxigênio (negativo) de outra, resultando em um agrupamento em cadeia (polímero). Devido a união de suas moléculas, a água tem um ponto de ebulição alto, quando comparado a outros líquidos de baixo peso molecular (por exemplo, álcool metílico). A polaridade também explica porque moléculas de água são atraídas por íons carregados eletrostaticamente e à superfícies coloidais. Cátions tais como H+, Na+, K+ e Ca2+ tornam-se hidratados devido a sua atração pelo oxigênio (negativo) na extremidade da molécula de água. Do mesmo modo, superfícies de argila carregadas negativamente atraem a água, através do hidrogênio (positivo) na extremidade da molécula. A polaridade também promove a dissolução de sais na água, pelo fato de que os componentes iônicos têm maior atração pelas moléculas de água do que entre si. Quando moléculas de água são atraídas por íons carregados eletrostaticamente ou pelas superfícies das partículas de argila, elas se tornam mais próximas do que na água pura. Neste estado de arranjamento seu movimento livre é restrito e seu estado de energia é menor do que na água pura. Assim, quando íons ou partículas de argila tornam-se hidratados, energia deve ser liberada. Esta liberação de energia é evidenciada como o calor de solução, quando íons são hidratados, ou como calor de umedecimento, quando as partículas de argila são umedecidas. Este último fenômeno pode ser demonstrado colocando-se um pouco de argila seca na palma da mão e adicionando algumas gotas de água, um pequeno aumento na temperatura pode ser sentido. Pontes de Hidrogênio Através das pontes de hidrogênio, um átomo de hidrogênio pode ser compartilhado entre dois átomos eletronegativos tais como O e N, formando uma ligação de relativamente baixa energia. Devido à sua alta eletronegatividade, um átomo de oxigênio em uma molécula de água exerce atração pelo átomo de hidrogênio na molécula vizinha. Este tipo de ligação é responsável pela polimerização da água. As pontes de hidrogênio também são responsáveis pelos altos, ponto de ebulição, calor específico e viscosidade da água, em comparação com as mesmas propriedades de outros compostos hidrogenados, tais como H2S, que possui alto peso molecular mas não apresenta pontes de hidrogênio. Estas pontes também são responsáveis pela rigidez estrutural de alguns cristais de argila e pela estrutura de alguns compostos orgânicos, tais como proteínas. Coesão versus adesão As pontes de hidrogênio determinam as duas forças básicas responsáveis pela retenção e movimento da água no solo: a atração entre moléculas de água (coesão) e atração das moléculas de água pelas superfícies sólidas (adesão). Pela adesão (também chamada adsorção), algumas moléculas de água são firmemente retidas nas superfícies das partículas sólidas do solo. Por sua vez, estas moléculas de água retidas por adesão retém por coesão outras moléculas de água mais distantes das superfícies sólidas (Figura 2.2). Juntas, as forças de adesão e coesão tornam possível que as partículas sólidas do solo retenham água, controlando seu movimento e uso. A adesão e coesão também tornam possível a plasticidade das argilas. 61 FIGURA 2.1 Representação bidimensional de uma molécula de água mostrando um grande átomo de oxigênio e dois átomos de hidrogênio muito menores. O ângulo H-O-H de 105º resulta em um arranjo assimétrico. Um lado da molécula de água (com dois hidrogênios) é eletropositivo e o outro eletronegativo. Isto explica a polaridade da água. Tensão superficial Outra importante propriedade da água, que influencia seu comportamento nos solos é a tensão superficial. Esta propriedade é normalmente evidenciada nas interfaces líquido - ar e resulta da maior atração das moléculas de água umas pelas outras (coesão) do que pelo ar (Figura 2.3). A tensão superficial é uma força que atua na superfície, em direção ao líquido, que faz com que a água se comporte como se sua superfície fosse coberta com uma membrana elástica, o que pode ser facilmente constatado observando-se insetos caminhando sobre a água em um lago (Figura 2.4). Devido a atração relativamente alta entre moléculas, a água apresenta uma alta tensão superficial (72,8 N/mm a 20°C) quando comparada com a maioria dos outros líquidos (por exemplo, álcool etílico, 22,4 N/mm). Como veremos, a tensão superficial é um fator importante no fenômeno da capilaridade, o qual determina como a água se move e é retida no solo. 2.2 Fundamentos da Capilaridade e Água no Solo O movimento ascendente da água num tubo capilar representa o fenômeno da capilaridade. Duas forças são responsáveis pela capilaridade: (1) atração da água por superfícies sólidas (adesão ou adsorção) e (2) tensão superficial da água, que é em grande parte devida à atração entre as moléculas de água (coesão). 62 FIGURA 2.2 As forças de coesão (entre moléculas de água) e adesão (entre água e superfícies sólidas) em um sistema solo - água. Essas forças são, em grande parte, resultado das pontes de hidrogênio representadas pelas linhas pontilhadas. A força de adesão ou adsorção diminui rapidamente com a distância da superfície sólida. A coesão entre moléculas de água resulta na formação de agrupamentos temporários que estão constantemente mudando de tamanho e forma, a medida que moléculas individuais de água são liberadas ou se unem à outras. A coesão entre moléculas de água também faz com que a fase sólida restrinja indiretamente a liberdade do movimento da água até determinada distância, além da interface sólido - líquido. FIGURA 2.3 Forças comparativas atuando nas moléculas de água na superfície e abaixo dela. As forças que atuam abaixo da superfície são iguais em todas as direções, pelo fato de que cada molécula de água é igualmente atraída por todas moléculas vizinhas. Entretanto, na superfície a atração do ar pelas moléculas de água é muito menor do que das moléculas de água entre si. Consequentemente, há uma força descendente nas moléculas superficiais que resulta em um efeito semelhante à um filme comprimido ou membrana contrátil. Este fenômeno é chamado tensão superficial. 65 controle do movimento da água em poros pequenos, se tornará evidente quando abordarmos os conceitos de energia da água no solo. 2.3 Conceitos da Energia da Água no Solo A retenção e o movimento da água no solo, sua absorção e translocação nas plantas, e sua perda para a atmosfera são fenômenos relacionados à energia. Diferentes tipos de energia estão envolvidos, incluindo energia potencial e cinética. A energia cinética é certamente um fator importante no movimento da água em um rio, mas o movimento da água nos solos é tão lento que o componente da energia cinética pode ser desprezado. A energia potencial é a mais importante na determinação do estado e movimento da água no solo. Por questão de simplicidade, usaremos neste texto o termo energia em referência à energia potencial. Ao considerarmos a energia, devemos ter em mente que todas as substâncias, incluindo a água, tendem à se mover ou mudar de um estado de maior energia para um de menor. Portanto, se conhecermos os níveis de energia em diferentes pontos no solo, pode-se prever a direção do movimento. São as diferenças nos níveis de energia entre locais vizinhos que influenciam o movimento da água. Forças que afetam a energia potencial A discussão sobre estrutura e propriedades da água nas seções anteriores, sugere três importantes forças afetando o nível de energia da água no solo. Em primeiro lugar a adesão ou a atração da água pelos sólidos do solo (matriz), promovem uma força mátrica (responsável pela adsorção e capilaridade) que reduz consideravelmente o estado de energia da água próximo às superfícies das partículas. Em segundo lugar, a atração da água aos íons e outros solutos, resulta em forças osmóticas, que tendem a reduzir o estado de energia da água na solução do solo. O movimento osmótico da água pura através de uma membrana semi- permeável em direção a uma solução (osmose) é uma evidência do menor estado de energia da água na solução. A terceira principal força que atua sobre a água no solo é a gravidade, que sempre puxa a água para baixo. O nível de energia da água no solo a uma dada elevação no perfil é maior do que da água a um nível inferior. Essa diferença de energia faz com que a água flua descendentemente. Potencial da água no solo A diferença entre os níveis de energia de um local ou condição (por exemplo, solo úmido) para outro (por exemplo, solo seco) determina a direção e a taxa de movimento da água no solo e nas plantas. Em solo úmido, a maior parte da água é retida nos poros maiores ou como filmes espessos de água envolvendo as partículas. Assim, a maioria das moléculas de água em um solo úmido não estão muito próximas da superfície das partículas e, desse modo, não são fortemente retidas pelos sólidos do solo (matriz). Nessa condição, as moléculas de água possuem uma considerável liberdade de movimento, então seu nível de energia é próximo ao da água pura. Por outro lado, em um solo seco, a água remanescente é localizada nos poros menores e em finos filmes de água, sendo fortemente retida pelos sólidos do solo. Assim as moléculas de água em um solo seco possuem pouca liberdade de movimento, e o seu nível de energia é muito menor que o da água em solos úmidos. Se amostras de solo úmido e seco são colocadas em contato, a água se movimentará do solo úmido (maior estado de energia) para o solo seco (menor estado de energia). A determinação do nível absoluto de energia da água no solo é uma tarefa difícil e muitas vezes, impossível. Felizmente, não é necessário conhecer o nível absoluto de energia da água para predizer como será seu movimento no solo e no ambiente. O conhecimento dos valores relativos de energia da água no solo é suficiente. Normalmente, o estado de energia da água num determinado local do perfil é comparado ao da água pura a pressão e temperatura constantes, sem a influência do solo e localizada em uma altura de referência. A diferença entre os níveis de energia da água pura no estado de referência e a água no solo é chamada potencial da água no solo (Figura 2.8), o termo potencial, do mesmo modo que o termo pressão, implica em uma diferença no estado de energia. Se todos os valores do potencial da água considerados têm um ponto de referência comum, (o estado de energia da água pura), as diferenças no potencial da água entre duas amostras de solo refletem a diferença em seus níveis absolutos de energia. Isso significa que a água se moverá de uma zona do solo possuindo um alto potencial para outra que tenha menor potencial. Este fato deve ser considerado sempre que se abordar o comportamento da água do solo. 66 QUADRO 2.1 - O MECANISMO DA CAPILARIDADE A ação da capilaridade é devida às forças combinadas de adesão e coesão, como verificado quando uma gota de água é colocada sobre uma superfície sólida. Substâncias sólidas que possuem uma superfície eletronegativa (devida por exemplo, aos átomos de oxigênio nos tetraedros de silício, presentes no quartzo ou vidro) atraem fortemente a extremidade eletropositiva do hidrogênio H na molécula de água. Essas substâncias são chamadas hidrofílicas (afinidade pela água), pois a atração das moléculas de água pelas superfícies sólidas (adesão) é maior que a atração entre as moléculas de água (coesão), a adesão fará com que uma gota de água colocada sobre uma superfície sólida hidrofílica, como vidro limpo, se espalhe ao longo desta superfície formando assim um ângulo agudo (< 90°) entre a interface água-ar e superfície sólida (Figura 2.5a). Esse ângulo de contato é específico para interações entre diferentes substâncias líquidas e sólidas (exemplo: água e vidro). Quanto maior a atração das moléculas de água pela superfície sólida, mais próximo de zero será o ângulo de contato. Por outro lado, moléculas de água colocadas sobre uma superfície hidrofóbica (que repele a água) adquirem forma esférica. O ângulo de contato resultante é obtuso (> 90°), indicando que a adesão não é tão forte quanto a coesão (Figura 2.5b). Se ao invés de uma superfície plana e uma gota d’água, considerarmos um tubo de diâmetro reduzido, de vidro limpo, colocado sobre a água, a adesão fará com que a água se espalhe sobre a superfície, formando o mesmo ângulo de contato α com o vidro, como observado no caso da gota d’água. Ao mesmo tempo, a coesão entre as moléculas de água cria uma tensão superficial, que faz com que uma superfície curva (chamada menisco), se forme na interface entre água e ar no interior do tubo (Figura 2.5c). Se o ângulo de contato é próximo a zero, a curvatura do menisco será semelhante a um semi círculo. A interface curva entre a água e ar faz com que a pressão seja menor no lado convexo (P2, Figura 2.5c) do que no lado côncavo do menisco. A pressão atmosférica (P1) atua sobre o menisco e a superfície livre da água no recipiente. Pelo fato da pressão no menisco P2 ser menor que a pressão na superfície livre da água, a água é empurrada no interior do tubo capilar. A ascensão da água no tubo se dará até que o menisco alcance uma altura h, no qual o peso da água no tubo equilibra a diferença de pressão P2-P1. Nesta condição, as forças empurrando a água no tubo estarão em equilibro com as forças puxando-a para baixo. As forças ascendentes são determinadas pelo produto da tensão superficial (T), o comprimento da superfície de contato entre o tubo e o menisco (circunferência do tubo = 2πr) e o componente ascendente dessa força (cos α). As forças descendentes são determinadas pelo produto da densidade da água (d), o volume da água acima da superfície livre (hπr2) e a aceleração da gravidade g. Deste modo, quando a ascensão capilar cessa, temos a seguinte igualdade: Forças ascendentes = Forças descendentes T x 2πr x cos α = d x h x πr2 g Note que se o raio do tubo tivesse metade do diâmetro (0,5r), a força de ascensão seria reduzida à metade, mas as forças descendentes seriam 0,25 vezes maiores (0,5r)2= 0,5r * 0,5r = 0,25r) assim, a ascensão seria o dobro. Esta é a razão pela qual a ascensão capilar é maior em tubos de menor diâmetro. A equação de equilíbrio entre as forças ascendentes e descendentes pode ser matematicamente rearranjadas isolando-se a altura de ascensão capilar: h = 2 T cosα / rdg A maior parte das interações entre água e sólidos no solo é do tipo hidrofílica como mostrado na Figura 2.5a e c. A atração entre água e superfície das partículas do solo é normalmente tão forte, que o ângulo de contato é muito próximo a zero, fazendo com que o coseno seja aproximadamente igual a 1. O cos α pode então ser ignorado sob tais circunstâncias. Os outros três fatores que afetam a ascensão capilar (T, d e g) são constantes a uma dada temperatura e podem ser combinados em uma única constante. Assim, a equação simplificada da capilaridade, pode ser escrita da seguinte forma: h (cm) = 0,15 (cm2) / r (cm) Como esperado, a ascensão capilar só ocorrerá se o tubo for feito de material hidrofílico. Se um tubo hidrofóbico (por exemplo um tubo encerado) é colocado dentro de um recipiente com água, o menisco será convexo, ao invés de côncavo, e deste modo ocorrerá a depressão capilar (Figura 2.5d). Esta situação ocorre em certas camadas de solo que repelem a água. 67 FIGURA 2.6 Movimento capilar ascendente da água através de tubos de diferentes diâmetros e solos com diferentes tamanhos de poros. a) A equação da capilaridade pode ser esquematizada para mostrar que a altura de ascensão (h) duplica quando o raio do tubo é reduzido à metade. A mesma relação pode ser demonstrada utilizando tubos de vidro de diferentes diâmetros. b) O mesmo princípio relaciona o tamanho dos poros no solo e a ascensão capilar, mas a ascensão da água no solo é irregular, devido a tortuosidade e variabilidade em tamanho dos poros (e também devido ao ar aprisionado nos poros). c) Quanto mais fina a textura do solo, menor o diâmetro médio de poros e, assim, maior a ascensão capilar acima do lençol freático. Entretanto, devido a maior intensidade das forças de atrito nos poros menores, a ascensão capilar é menor nos solos de textura fina do que nos solos arenosos. O potencial da água no solo é devido à diversas forças, cada uma delas é um componente do potencial total da água no solo Ψt. Estes componentes são originados das diferenças nos níveis de energia resultantes das forças gravitacional, mátrica, pressão e osmótica, e são chamados de potencial gravitacional Ψg, potencial mátrico Ψm, potencial de pressão e potencial osmótico Ψo, respectivamente. Todos esses componentes agem simultaneamente influenciando o comportamento da água no solo. A relação geral entre o potencial da água no solo e os níveis de potenciais mostrados na Figura 2.8 pode ser expressa como: Ψt= Ψg + Ψm + Ψo +…. Onde as reticências (...) indicam a possível contribuição de outros potenciais não ainda mencionados. 70 Enquanto cada uma destas pressões é significante em situações específicas de campo, o potencial mátrico é importante em todos as condições de solos não saturados pois neste caso as interações entre os sólidos do solo e água estão sempre presentes. O movimento da água no solo, a disponibilidade de água às plantas, e as soluções para muitos problemas em engenharia civil são em grande parte determinados através do potencial mátrico. Consequentemente, o potencial mátrico receberá especial atenção neste texto, juntamente com os potenciais gravitacional e osmótico. O potencial mátrico (Ψm), que é resultado do fenômeno de adesão (ou adsorção) e da capilaridade, influencia a retenção e/ou movimento de água no solo. Diferenças de Ψm entre duas zonas adjacentes de um solo estimulam o movimento da água de zonas mais úmidas (alta estado de energia) para as zonas mais secas (baixa estado energia) ou de poros maiores para menores. Apesar deste movimento ser lento, ele é extremamente importante, especialmente no suprimento de água para as raízes das plantas. Potencial Osmótico O potencial osmótico é atribuído à presença de solutos na solução de solo. Os solutos podem ser sais inorgânicos ou componentes orgânicos. Sua presença reduz a energia potencial de água, principalmente por reduzirem a liberdade de movimento das moléculas de água que se agrupam em torno de cada íon soluto ou molécula. Quanto maior a concentração de solutos, menor o potencial osmótico. Como sempre, a água tenderá a se mover de onde seu nível de energia for menor, neste caso a zona com maior concentração de solutos. FIGURA 2.10 O potencial mátrico é também um potencial de pressão. O potencial mátrico é sempre negativo e o potencial de pressão é sempre positivo. Quando água se encontra em solos não saturados acima do lençol freático (parte superior da zona saturada) está sujeita à influência do potencial mátrico. A água abaixo do lençol freático em solo saturado está sujeita ao potencial de pressão. No exemplo mostrado, o potencial mátrico decresce linearmente com a elevação acima do lençol freático, significando que a ascensão da água por atração capilar a partir do lençol freático é a única fonte de água neste perfil. Chuva ou irrigação (linha pontilhada) alterariam ou curvariam a linha reta, mas não mudariam a relação fundamental descrita. Entretanto, a água se moverá em resposta à diferenças de potencial osmótico (osmose) somente na existência de uma membrana semi permeável entre as zonas de alto e baixo potencial osmótico, permitindo o fluxo da água, mas impedindo o movimento do soluto. Na ausência de membranas, ao invés da água, o soluto geralmente se move para equilibrar a concentração. 71 Pelo fato das zonas do solo não serem separadas por membranas, o potencial osmótico (Ψo) tem pouco efeito sobre o movimento em massa da água no solo. Seu principal efeito se dá sobre a absorção de água pelas células das raízes das plantas, que estão isoladas da solução do solo pelas suas membranas celulares semi-permeáveis. Em solos com alta concentração de sais solúveis, o Ψo pode ser mais baixo (ter um alto valor negativo) na solução de solo do que nas raízes das plantas. Isto leva a restrições na absorção de água pelas plantas. Em solos muito salinos, o potencial osmótico da água no solo pode ser tão baixo que causará o colapso (plasmólise) das células em plântulas jovens, a medida que a água sai das células em direção a uma zona de menor potencial osmótico, no solo. O movimento aleatório das moléculas de água faz com que algumas delas escapem de um volume de água, entrem na atmosfera, e se tornem vapor d’água. Como a presença de solutos restringe o movimento das moléculas, algumas delas escapam com o aumento da concentração de solutos. Deste modo, a pressão de vapor da água é menor no ar sobre água salina do que no ar sobre água pura. Por afetar a pressão de vapor da água, o potencial osmótico afeta o movimento de vapor d’água nos solos. O processo de osmose e a relação entre os componentes mátrico e osmótico do potencial total de água no solo, são mostrados na Figura 2.11. FIGURA 2.11 Relações entre os potenciais: osmótico, mátrico, e a combinação de ambos. Assumindo um recipiente com solo separado da água pura por uma membrana permeável apenas à água (veja o detalhe mostrando a osmose através da membrana) (esquerda). A água pura é conectada a uma vasilha de mercúrio através de um tubo. A água se moverá para o solo em resposta às forças mátricas que a atraem aos sólidos do solo e as forças osmóticas que atraem a água aos solutos. No equilíbrio, a altura da coluna de mercúrio acima do nível da vasilha A é a medida dos potenciais da água no solo (mátrico mais osmótico). Assumindo um segundo recipiente colocado entre a água pura e o solo, separado do solo por uma fina tela permeável a solutos e água (direita). Os íons se moverão para o solo deste segundo recipiente até a que concentração de solutos na água e no solo tenha se equilibrado. Então a diferença entre as energias potenciais da solução e da água pura fornece uma medida do potencial osmótico. O potencial mátrico, como medido pela coluna de mercúrio acima da vasilha B, seria então a diferença entre os componentes do potencial de água no solo, combinados, e o potencial osmótico. O potencial gravitacional (não mostrado) é o mesmo para todos os recipientes e não afeta o movimento de água por este ser na direção horizontal. [Modificado de Richards (1965)] 72 Unidades dos níveis de Energia Diversas unidades podem ser usadas para expressar as diferenças nos níveis de energia da água no solo. Uma delas é a altura de uma coluna de água (normalmente em centímetros). Já abordamos esta forma de expressão desde que, o termo h da equação da capilaridade indica o potencial mátrico da água em um poro capilar. Uma segunda unidade é a pressão atmosférica padrão ao nível do mar, que é igual a 760 mm Hg ou 1020 cm de água. A unidade chamada bar é aproximada a pressão atmosférica padrão. A energia pode ser expressa por unidade de massa (joules kg-1) ou por unidade de volume (newton m-2). No sistema internacional de unidades (SI), 1 Pascal (Pa) eqüivale a 1 Newton (N) agindo sobre uma área de 1 m2. Neste texto será adotada a unidade Pa ou quilopascal (kPa) para expressar o potencial da água no solo. Como em outras publicações podem ser adotadas outras unidades, a Tabela 2.1 mostra as transformações para outras unidades comumente utilizadas, que expressam o potencial da água no solo. 2.4 Conteúdo de Umidade e Potencial da Água no Solo A discussão prévia sugere uma relação inversa entre o conteúdo de água no solo e a energia com que a água é retida no solo. A água flui mais facilmente de um solo úmido para outro com menor umidade. Muitos fatores afetam a relação entre o potencial da água no solo (Ψ) e o conteúdo de umidade (θ). Umidade do Solo versus Potencial Mátrico A relação entre o potencial da água no solo (Ψ) e conteúdo de água (θ) de três solos com diferentes texturas é mostrada na Figura 2.12. Tais curvas são também conhecidas como curva característica de retenção de água no solo ou simplesmente curva característica. A forma suavizada das curvas indica uma mudança gradual no potencial da água no solo, com o aumento do conteúdo de água e vice-versa. O solo argiloso retém muito mais água, a um determinado potencial, do que o solo franco ou o arenoso. Deste modo, a um dado conteúdo de água, ela é retida mais fortemente no solo argiloso do que nos outros dois, (note que o potencial da água no solo é plotado em escala logarítmica). A quantidade de argila no solo determina a proporção de microporos. Como veremos, quase metade da água retida por solos argilosos, está firmemente retida nos microporos e não está disponível para as plantas. A textura do solo exerce uma influência significativa sobre a retenção de umidade no solo. A estrutura do solo também influencia a relação entre o conteúdo de água e energia. Um solo bem estruturado possui maior porosidade total e maior capacidade de retenção de água do que um mal estruturado ou que tenha sido compactado. Quanto maior a porosidade total maior a capacidade de retenção de água. Além disso, o aumento na porosidade de solos bem estruturados é resultado principalmente de uma maior quantidade de macroporos, nos quais a água é retida com pouca energia. Solos compactados retêm menor quantidade total de água, tendo maior proporção de poros pequenos e médios que retém água com maior energia do que os poros maiores. Assim, a estrutura do solo influencia predominantemente o formato da curva característica, nos potenciais entre 0 e 100 kPa. O formato da porção restante da curva é geralmente influenciado pela textura do solo. As curvas características de água no solo (Figura 2.12) possuem significado prático para vários processos e medidas de campo. Estas curvas serão úteis quando considerarmos os aspectos aplicados do comportamento da água no solo, nas seções seguintes. Histerese A relação entre conteúdo de água no solo e potencial, determinada à medida que o solo seca, será diferente da mesma relação determinada à medida que o solo é reumedecido. Esse fenômeno, conhecido como histerese, é ilustrado na Figura 2.13. A histerese é causada por vários fatores, incluindo a desuniformidade dos poros do solo. Quando o solo é umedecido, alguns dos poros de menor tamanho não são preenchidos, deixando ar aprisionado, o que impede a entrada da água. Alguns macroporos em um solo podem estar cercados apenas por microporos, criando um efeito gargalo de garrafa. Neste caso, o macroporo não será drenado até que o potencial mátrico seja baixo o suficiente para esvaziar os poros menores que o cercam (Figura 2.13). Também a expansão e contração de argilas, à medida que o solo seca e é reumedecido, provoca mudanças na estrutura do solo que afetam as relações entre solo e água. Devido ao fenômeno da histerese, é 75 Consideraremos diferentes métodos para realização destes dois tipos de medida da água no solo. Pesquisadores, técnicos e engenheiros podem combinar estes métodos no estudo da armazenagem e movimento da água no solo, no manejo de sistemas de irrigação e para predizer o comportamento físico do solo. Medida do conteúdo de água O conteúdo volumétrico de água θ é definido como o volume de água presente em um dado volume de solo seco (normalmente 1 m3) (Figura 2.12). Uma expressão comparável é o conteúdo gravimétrico de água θm, ou a massa de água presente em uma dada massa de solo seco (normalmente 1 kg). Estas expressões têm vantagens em diferentes usos. Na maioria dos casos usaremos o conteúdo volumétrico de água θ. Devido ao fato de, no campo, considerarmos o sistema radicular das plantas explorando uma certa profundidade do solo e, por expressarmos a precipitação (e às vezes irrigação) como uma altura de água (mm de chuva), é conveniente expressar o conteúdo volumétrico de água no solo como uma razão entre altura de água por profundidade de solo. Convenientemente, os valores numéricos destas duas expressões são os mesmos. Por exemplo, para um solo contendo 0,1 m3 de água por m3 de solo (10 % do volume) esta razão é igual a 0,1 m de água por metro de profundidade de solo3. Método Gravimétrico - O método gravimétrico é uma medição direta do conteúdo de umidade do solo e é o método padrão pelo qual todos os indiretos são calibrados. A água presente em uma dada massa (e, volume, se a densidade do solo é conhecida) de solo seco é determinada. Uma amostra de solo úmido é pesada e então seca em estufa à temperatura de 105 ºC por aproximadamente 24 horas4 e então pesada novamente. A massa perdida representa o conteúdo de água. O Quadro 2.2 fornece exemplos de como θ e θm podem ser calculados. O método gravimétrico é um método destrutivo (uma amostra de solo deve ser removida para cada medida) e não pode ser automatizado, tornando-o assim pouco adequado para monitorar mudanças na umidade do solo. Muitos outros métodos indiretos de medida do conteúdo de água não são destrutivos, são facilmente automatizados e muito úteis no campo (Tabela 2.2). Moderação de Nêutrons – Uma sonda de nêutrons, colocada no solo através de um tubo de acesso previamente instalado (Figura 2.14), contêm uma fonte de nêutrons rápidos e um detector de nêutrons lentos. Quando os nêutrons rápidos colidem com os átomos de hidrogênio (a maioria é parte das moléculas de água), eles reduzem sua velocidade e são dispersos. O número de nêutrons lentos medidos pelo detector corresponde ao conteúdo de água do solo. Uma vez que estes medidores tenham sido calibrados para o solo em questão, eles são versáteis e dão medidas precisas, em solos minerais (Tabela 2.2). Entretanto, em solos orgânicos, o método é menos preciso porque os nêutrons colidem com átomos de hidrogênio, combinados às substâncias orgânicas, ao invés da água. Método eletromagnético - Uma técnica relativamente recente, conhecida como reflectometria de microondas (TDR – Time domain reflectometry) mede dois parâmetros; (1) o tempo necessário para que um impulso eletromagnético se propague através de duas barras de transmissão paralelas, de metal, enterradas no solo e (2) o grau de dissipação do impulso quando ele colide com o solo. O tempo de movimento está relacionado à constante dielétrica do solo, que é proporcional à quantidade de água. A dissipação do sinal está relacionada a concentração de sais na solução do solo. Assim, salinidade e conteúdo de umidade podem ser medidos utilizando o TDR. 3 Quando se mede quantidade de água adicionada ao solo por irrigação, é comum utilizar unidades de volume como m3 e hectare-metro (o volume de água que cobriria um hectare de terra na profundidade de 1 m). Geralmente os agricultores nas regiões irrigadas dos EUA utilizam as unidades inglesas pé3 ou acre-pé (o volume de água necessário para cobrir um acre de terra a profundidade de 1 pé). 4 Deve-se permitir tempo suficiente de secagem até que o solo pare de perder água e atinja uma massa constante. Para economizar tempo, pode ser utilizada uma estufa de microondas. Em torno de 12 pequenas amostras de solo (20 g cada) em beckers de vidro podem ser secas em uma mesa giratória em uma estufa de microondas de 1000 W, utilizando-se três ou mais períodos de 3 minutos com a potência ajustada para alta. 76 As barras metálicas do TDR podem ser portáteis (inseridas no solo para cada leitura) ou podem ser instaladas a várias profundidades e conectadas a um medidor ou coletor de dados computadorizado. O TDR pode ser ligado a componentes eletrônicos sofisticados e programas de software capazes de medir e interpretar mudanças de voltagem em minutos e em intervalos de tempo de picossegundos (Figura 2.15). Embora caro, o TDR pode ser utilizado na maioria dos solos para a obtenção de leituras precisas em uma ampla faixa de conteúdos de umidade. QUADRO 2.2 DETERMINAÇÃO DO CONTEÚDO DE ÁGUA NO SOLO PELO MÉTODO GRAVIMÉTRICO Os procedimentos para determinação do conteúdo de água no solo pelo método gravimétrico são relativamente simples. Assumindo que se deseja determinar o conteúdo de água de uma amostra de 100 g de solo úmido. Deve- se secar a amostra em estufa, à temperatura constante de 105 oC e então pesá-la novamente. Considerando que a massa de solo seco é igual a 70 g, isto indica que 30 g de água foram removidas do solo úmido. Expressando em quilogramas, isto eqüivale a 30 kg de água em 70 kg de solo seco. Como o conteúdo de água do solo em massa (θ m) é geralmente expresso em termos de kg de água associados a 1 kg de solo seco (não 1 kg de solo úmido), podem ser realizados os seguintes cálculos: 30 kg de água = x kg de água _ 70 kg de solo seco 1 kg de solo seco x = 30/70 = 0,428 kg de água/kg solo seco = θ m Para calcular o conteúdo volumétrico de água (θ), é necessário conhecer a densidade do solo seco, a qual neste caso será considerado como sendo 1,3 Mg m-3. Em outras palavras, um metro cúbico deste solo tem uma massa de 1300 kg. Dos cálculos acima sabemos que a massa de água associada com 1300 kg é igual a 0,428 x 1300 ou 556 kg. Considerando que 1 m3 de água tem massa de 1000 kg, os 556 kg de água ocuparão 556/1000 ou 0,556 m3. Assim, o conteúdo volumétrico de água é 0,556 m3 m-3 de solo seco: 1300 kg de solo x ____m3 água___ x 0,428 kg de água = 0,556 m3 água m3 de solo 1000 kg de água kg de solo m3 de solo A relação entre o conteúdo gravimétrico e volumétrico de água no solo pode ser expressa como: θ = Ds x θ m Medida dos Potenciais da Água no Solo Tensiômetros - A tensão com que a água é retida é uma expressão do potencial da água do solo (ψ). Tensiômetros de campo medem esta tensão. Tensiômetros de campo (Figura 2.16) medem sua atração ou tensão. O tensiômetro é basicamente um tubo preenchido com água fechado na sua extremidade inferior com uma placa porosa de cerâmica e com sua extremidade superior fechada hermeticamente. Uma vez instalado o tensiômetro no solo, a água contida em seu interior move-se através da placa porosa, em direção ao solo, até que o potencial no tensiômetro se iguale ao potencial mátrico da água no solo. À medida que a água sai do tensiômetro, desenvolve-se um vácuo na extremidade superior, o qual pode ser medido em um manômetro ou através de um dispositivo eletrônico. Se o solo for novamente umedecido por chuva ou irrigação, a água entrará no tensiômetro através da placa porosa, reduzindo o vácuo ou a tensão registrada pelo medidor. Tensiômetros são operantes entre potenciais de 0 a -85 kPa, esta faixa inclui mais da metade da água armazenada na maioria dos solos. Tensiômetros de laboratório, chamados mesas de tensão, operam em uma faixa similar de potenciais. Quando o solo seca além de -80 a -85 kPa, os tensiômetros falham, porque o ar passa através dos poros de cerâmica, reduzindo o vácuo. Um dispositivo eletrônico pode ser adaptado a um tensiômetro de campo, para controlar automaticamente um sistema de irrigação. 77 Tabela 2.2 Métodos para medida da água no solo Note que mais de um método pode ser necessário para abranger toda a amplitude de variação da umidade no solo. Medidas de água no solo Utilização Método Conteúdo Potencial Amplitude útil (kPa) Campo Laboratório Comentários 1. Gravimétrico x 0 a < -10000 x Amostragem destrutiva; lenta (1 a 2 dias) exceto com utilização de microondas. Método padrão para calibração. 2. Blocos de resistência elétrica x -100 a <-1500 x Pode ser automatizado; não é sensível a conteúdos de umidade próximos ao ótimo para as plantas. 3. Moderação de nêutrons x 0 a <-1500 x Necessita licença para o uso (radiação); equipamento de alto custo; apresenta deficiências em solos com alto teor em matéria orgânica; requer tubo de acesso. 4. Reflectometria de microondas (TDR) x 0 a <-10000 x x Pode ser automatizado; precisão de 1 kPa; requer guias de onda; instrumento de alto custo. 5. Tensiômetro x 0 a -85 x Precisão de 0,1 a 1 kPa; faixa limitada; barato; pode ser automatizado; necessita de manutenção periódica. 6. Psicrômetro x 50 a <-10000 x x Razoavelmente caro; ampla faixa de leitura; precisão de ±50 kPa. 7. Câmara de pressão x 50 a <-10000 x Utilizado em conjunto com o método gravimétrico para construção da curva característica de água no solo. Psicrômetro – Como as plantas devem superar forças mátricas e osmóticas ao absorver água do solo, muitas vezes é necessário um instrumento que meça ambas as forças. A umidade relativa do ar do solo é afetada pelas forças mátricas e osmóticas, as quais restringem a saída de moléculas da água no estado líquido. Em um psicrômetro, um par termo elétrico localizado em uma pequena (aproximadamente 5 mm) câmara porosa de cerâmica é resfriado o suficiente para provocar a condensação de uma gota de água do ar sobre este par. Quando a corrente é desligada, a gota de água evapora a uma taxa inversamente proporcional a umidade relativa do ar, a qual, por sua vez é relacionada ao potencial de umidade no solo. A voltagem gerada pela evaporação da gota de água é convertida em uma leitura de potencial de água no solo (ψm + ψo). O psicrômetro é mais útil em solos relativamente secos, onde a imprecisão de ±50 kPa envolve quantidades desprezíveis de água. Câmara de pressão – Uma câmara de pressão (Figura 5.17) é utilizada para submeter o solo a potenciais mátricos tão baixos quanto –10.000 kPa. Após a aplicação de um potencial mátrico específico a um conjunto de amostras de solo, seu conteúdo de água é determinado gravimetricamente. Esta importante ferramenta de laboratório torna possível medidas precisas do conteúdo de água, em uma ampla faixa de potenciais mátricos, 80 FIGURA 2.17 Câmara de pressão usada para determinar o conteúdo e o potencial mátrico do solo. Uma fonte exterior de gás cria uma pressão dentro da câmara. A água é forçada a sair do solo através de uma placa porosa colocada no interior da câmara na pressão atmosférica. A pressão aplicada quando o fluxo de água cessa dar uma medida do potencial da água no solo. Este equipamento mede valores de potencial muito mais baixos (solos secos) do que os tensiômetros e placas de tensão. FIGURA 2.18 Corte longitudinal de um solo, mostrando um bloco de resistência elétrica, confeccionado com gesso, localizado à aproximadamente 45 cm abaixo da superfície. Fios conectam os blocos a um medidor de resistência elétrica. Os blocos podem ser enterrados à diferentes profundidades na zona radicular das culturas (Foto cortesia de R. Weil). 81 2.5 Descrição Qualitativa da Umidade do Solo O valor do potencial e o comportamento da água no solo são dependentes das moléculas mais distantes das superfícies das partículas e, portanto com maior potencial. À medida que a umidade é retirada, o solo e a água passam por uma série de mudanças graduais no comportamento físico e em suas relações com as plantas. Estas mudanças são devidas, principalmente, ao fato de que a água remanescente no solo seco está presente nos microporos, e em finos filmes onde o seu potencial é reduzido, principalmente pela ação das forças mátricas. Portanto, o potencial mátrico é responsável por uma proporção crescente do potencial total da água no solo, enquanto que a proporção atribuída ao potencial gravitacional decresce. Para estudar estas mudanças e introduzir termos normalmente utilizados para descrever os diferentes graus de umedecimento do solo, observaremos o conteúdo de umidade e energia da água no solo durante e após uma chuva pesada ou irrigação. Os termos a serem introduzidos descrevem os diversos estágios de umedecimento do solo, e não devem ser interpretados como diferentes formas de água do solo. Devido ao fato destes termos serem basicamente qualitativos e não apresentarem bases científicas precisas, seu uso é motivo de controvérsia. Entretanto, seu uso para fins didáticos é bastante conveniente, pois eles são amplamente utilizados em fins práticos e ajudam no entendimento de importantes conceitos a respeito do comportamento da água no solo. Capacidade Máxima de Retenção de Água Quando todos os poros do solo estão preenchidos com água da chuva ou irrigação, o solo encontra-se saturado (Figura 2.19) e, portanto na sua capacidade máxima de retenção de água. O potencial mátrico é próximo a zero, sendo basicamente o mesmo que da água pura. O conteúdo volumétrico de água é basicamente igual a porosidade total. O solo permanecerá na sua capacidade máxima de retenção enquanto ocorrer o processo de infiltração, a água nos macroporos (muitas vezes, chamada água gravitacional) percolará sob influência principalmente de forças gravitacionais (potenciais hidrostático e gravitacional). A velocidade de infiltração é reduzida nos macroporos, principalmente pelas forças de atrito associadas à viscosidade da água. Como a viscosidade da água decresce, com o aumento da temperatura, a drenagem será mais rápida em solos com maiores temperaturas. Dados sobre a capacidade máxima de retenção e profundidade média nos solos em uma bacia são úteis para predizer quanto da água da chuva pode ser temporariamente armazenada no perfil. Capacidade de campo Uma vez que a chuva ou irrigação, tenha cessado, a drenagem nos macroporos ocorrerá rapidamente, em resposta ao gradiente hidráulico (principalmente pela ação gravidade). Após um período de um a três dias, este movimento descendente rápido se tornará desprezível, à medida que as forças mátricas se tornam o fator determinante no movimento da água remanescente (Figura 2.20). O solo é então dito estar na sua capacidade de campo. Nesta condição, toda a água foi drenada dos macroporos, tendo o ar ocupado estes espaços. Os microporos, ou poros capilares, ainda estarão preenchidos com água, podendo fornecer água às plantas. O potencial mátrico na capacidade de campo possui pequena variação entre solos, mas é geralmente da ordem de –10 a –30 kPa. O movimento de água continuará por fluxo insaturado, mas a taxa de movimento é muito lenta, devido principalmente às forças capilares, operantes somente nos microporos (Figura 2.19). Nesta situação, a água é encontrada em poros pequenos o suficiente para evitar que ela seja drenada por forças gravitacionais, mas grandes o suficiente para permitir o fluxo capilar em resposta ao gradiente de potencial mátrico, sendo algumas vezes chamada de água capilar. Toda a água contida no solo é afetada pelas forças gravitacionais, no entanto, o termo água gravitacional refere-se a porção da água no solo que é prontamente drenada entre o estado de capacidade máxima de retenção e capacidade de campo. A maior parte da lixiviação ocorre à medida que a água gravitacional é drenada dos macroporos, antes que a capacidade de campo seja alcançada. Deste modo, a água gravitacional inclui grande parte da água que transporta substâncias químicas como íons, pesticidas e contaminantes orgânicos para o lençol freático e deste para lagos e rios. A capacidade de campo é um termo muito útil, pois refere-se a um grau aproximado de umidade no solo, no qual diversas propriedades importantes estão em estado de transição: 82 a) Na capacidade de campo, o solo retém a quantidade máxima de água útil para as plantas. Quantidades adicionais, apesar de retidas com menor energia, são de uso limitado às plantas, por serem retidas por um curto período de tempo, antes da drenagem, e por causarem restrições à aeração adequada. A drenagem da água gravitacional do solo é geralmente um requisito para o crescimento ótimo das plantas (com exceção de plantas hidrofílicas, como o arroz). b) Na capacidade de campo, o solo está próximo ao limite de plasticidade - isto é, o solo se comporta como um semi-sólido friável à conteúdos de umidade abaixo da capacidade de campo, e como um material plástico e moldável à conteúdos de água acima da capacidade de campo. Deste modo, a umidade do solo na capacidade de campo é próxima a umidade do solo ideal para cultivo ou escavação. c) Na capacidade de campo, a porosidade de aeração é adequada para a maioria dos microrganismos aeróbios e para o crescimento da maioria das plantas. Ponto de murcha permanente Uma vez que um solo não vegetado tenha sido drenado até a capacidade de campo, o processo de secagem continua lentamente, especialmente se a superfície do solo é coberta para reduzir a evaporação. Entretanto, caso haja plantas crescendo no solo, elas removerão água da zona radicular e o solo continuará secando. Primeiramente, as raízes removerão a água dos macroporos, onde seu potencial é relativamente alto. À medida que esses poros são esvaziados, as raízes absorverão água de poros progressivamente menores e finos filmes de água nos quais o potencial mátrico é baixo e as forças de atração da água às superfícies sólidas são maiores. Assim, se tornará progressivamente mais difícil para as plantas remover água do solo a uma taxa suficiente para suprir suas necessidades. Quando o solo seca, a taxa de absorção de água pelas plantas não será adequada para a manutenção de suas necessidades, e elas poderão murchar durante o dia para conservar sua umidade. Inicialmente, as plantas recuperarão sua turgescência à noite quando a água não está sendo perdida através das folhas e as raízes podem suprir a demanda hídrica das plantas. Posteriormente, a planta permanecerá murcha durante à noite e o dia, quando as raízes não puderem gerar potenciais baixos o suficiente para absorver a água do solo. Embora, ainda não estejam mortas, as plantas estarão permanentemente murchas e morrerão se não houver fornecimento de água. Para a maioria das plantas, estas condições desenvolvem-se quando o potencial da água no solo apresenta um valor em torno de - 1500 kPa (-15 Bars). Algumas plantas, especialmente xerófitas (plantas típicas do deserto) podem continuar removendo água a potenciais de até mesmo -1800 a 2000 kPa, mas a quantidade de água disponível entre -1500 kPa e -2000 kPa é muito pequena (Figura 2.21). O conteúdo de água no solo neste estágio é chamado de ponto de murcha permanente e, por convenção assume-se que seja a quantidade de água retida pelo solo a um potencial de -1500 kPa. O solo terá uma aparência de pó seco, apesar de alguma quantidade de água estar retida nos menores microporos e em filmes muito finos (com espessura de aproximadamente 10 moléculas), ao redor das partículas individuais do solo (Figura 2.21). A água disponível à planta é considerada como a água retida no solo entre a capacidade de campo e o ponto de murcha permanente (entre -10 a -30 kPa e -1500 kPa) (Figura 2.21). A quantidade de água capilar remanescente no solo, que não estar disponível as plantas podem ser considerável, especialmente, em solos de textura fina e ricos em matéria orgânica. Coeficiente Higroscópico Apesar das raízes das plantas geralmente não absorverem água do solo além do ponto de murcha permanente, se o solo é exposto ao ar, a água continuará a ser perdida por evaporação. Quando o conteúdo de umidade do solo é reduzido abaixo do ponto de murcha permanente, as moléculas de água que permanecem são firmemente retidas, a maioria sendo adsorvidas às superfícies coloidais. Este estado é alcançado, quando a atmosfera acima de uma amostra de solo estiver essencialmente saturada com vapor d’água (98 % de umidade relativa) e o equilíbrio é estabelecido a um potencial de -3100 kPa. A água está teoricamente em filmes de apenas 4 a 5 moléculas de espessura e retida tão firmemente que a maior parte é considerada não líquida e pode mover-se apenas na fase de vapor. O conteúdo de umidade do solo neste ponto é chamado coeficiente higroscópico. Solos com alto conteúdo de materiais coloidais (argila e húmus) reterão mais água nestas condições do que solos arenosos, com baixo conteúdo de argila e húmus. (Tabela 2.3). A água do solo não 85 potencial com a umidade do solo indica que não existe diferentes formas de água no solo. Ao mesmo tempo, termos como gravitacional e disponível ajudam na descrição qualitativa da umidade no solo. 2.6 Fatores que Afetam a Quantidade de Água Disponível às Plantas A quantidade de água disponível no solo para as plantas é determinada por um grande número de fatores, incluindo as relações entre conteúdo de água e potencial para cada horizonte do solo, resistência à penetração e efeitos da densidade sobre o crescimento radicular, profundidade do solo, profundidade do sistema radicular, e estratificação do perfil. Potencial Mátrico O potencial mátrico ψm influencia a quantidade de água que as plantas podem absorver, através de seu efeito nas quantidades de água retidas na capacidade de campo e ponto de murcha permanente. Estas duas características, que determinam a quantidade de água que um solo pode fornecer as plantas em crescimento, são influenciadas pela textura, estrutura e conteúdo de matéria orgânica no solo. A influência da textura na capacidade de campo, ponto de murcha e água disponível é mostrada na Figura 2.22. Observe que a medida que a textura se torna mais fina, há um aumento na armazenagem de água disponível de solos arenosos para francos e franco siltosos. Solos argilosos, normalmente fornecem menos água disponível do que franco siltosos bem granulados, pelo fato de solos argilosos possuírem um elevados valores de ponto de murcha permanente. A influência da matéria orgânica merece atenção especial. O conteúdo de água disponível de um solo mineral bem drenado, contendo 5% de matéria orgânica, é geralmente maior do que quando comparado a um solo semelhante, contendo 3% de matéria orgânica. Há uma controvérsia, a respeito de até que ponto o efeito favorável é devido à capacidade de fornecimento de água da matéria orgânica, e quanto é devido aos efeitos indiretos da matéria orgânica sobre a estrutura e porosidade total do solo. Evidências sugerem que os fatores diretos e indiretos contribuem para os efeitos favoráveis da matéria orgânica sobre a disponibilidade de água no solo. Os efeitos diretos são devido à alta capacidade de retenção de água da matéria orgânica, a qual é muito maior do que a de um igual volume de material mineral. Apesar do conteúdo de água retido pela matéria orgânica no ponto de murcha permanente ser consideravelmente maior que aquele retido pelo material mineral, a quantidade de água disponível para a absorção das plantas ainda é maior na fração orgânica. A Figura 2.23 apresenta os dados de uma série de experimentos que justificam esta conclusão. A matéria orgânica afeta indiretamente a quantidade de água disponível para as plantas, através de sua influência sobre a estrutura e espaço poroso total do solo. A matéria orgânica ajuda a estabilizar a estrutura, aumentando o volume total e tamanho de poros do solo. Isto resulta em um aumento da infiltração e capacidade de retenção de água, com aumento simultâneo da quantidade de água retida no ponto de murcha. O reconhecimento dos efeitos benéficos da matéria orgânica sobre disponibilidade de água às plantas é essencial para um correto manejo do solo. TABELA 2.3 Conteúdo volumétrico de umidade (θ) à capacidade de campo, coeficiente higroscópico e conteúdo de água capilar para três solos representativos. Observe que o solo argiloso retém mais água na capacidade de campo, mas grande parte desta água é retida firmemente no solo a um potencial -31 bars pelos colóides do solo (coeficiente higroscópico) θ, % Solo Capacidade de Campo 10-30 kPa Coeficiente Higroscópico, -3100 kPa Água Capilar, (coluna 1- coluna 2) Franco arenoso 12 3 9 Franco siltoso 30 10 20 Argiloso 35 8 17 86 FIGURA 2.22 Relação geral entre características da água e textura do solo. Note que o valor do ponto de murcha permanente aumenta à medida que a textura torna-se mais fina. A capacidade de campo aumenta até a textura franco siltosa, e após torna-se constante. Lembre-se que estas são curvas representativas, solos em particular podem apresentar valores diferentes destes mostrados. FIGURA 2.23 Efeitos do conteúdo de matéria orgânica sobre a capacidade de campo e ponto de murcha permanente em solos franco siltosos. A diferença entre as duas linhas mostradas é o conteúdo de umidade disponível, o qual foi obviamente mais alto em solos com maiores teores de matéria orgânica. [Redesenhado de Hudson (1994); usado com permissão da Soil & Water Conservation Society] 87 Efeitos da Compactação sobre o Potencial Mátrico, Aeração e Crescimento Radicular A compactação do solo geralmente reduz a quantidade de água disponível para as plantas (Figura 2.24). Quatro fatores são responsáveis por este efeito. Primeiramente, a compactação reduz os macroporos e os microporos resultando em poros ainda menores. À medida que as partículas de argila são aproximadas, pelo processo de compactação, a resistência do solo pode tornar-se superior a 2000 kPa, o nível considerado limitante à penetração radicular. Em segundo lugar, a redução na macroporosidade geralmente significa que menos água é retida na capacidade de campo. Terceiro, com a redução da quantidade de macroporos, haverá menor porosidade de aeração, quando o solo estiver próximo da capacidade de campo. Quarto, o surgimento de microporos muito pequenos aumentará o valor do ponto de murcha permanente e também diminuirá a água disponível. Least Limiting Water Range (Intervalo Hídrico Ótimo). Estes quatro fatores associados com a compactação do solo são integrados na Figura 2.24, que compara dois diferentes conceitos de água disponível para as raízes das plantas. A Figura 2.24 ilustra o efeito da compactação (densidade do solo) na variação do conteúdo de água definindo a água disponível para as plantas e o intervalo hídrico ótimo. A água disponível para as plantas é definida como o potencial mátrico entre a capacidade de campo (-10 a -30 kPa) e o ponto de murcha permanente (-1500 kPa). Então, a água disponível para as plantas é aquela que não é retida com força pelas raízes e nem pelo solo e drena facilmente de acordo com a gravidade. O intervalo hídrico ótimo determina o conteúdo de água ótimo para o desenvolvimento das plantas, de acordo com as condições do solo, de forma que não haja restrição severa ao crescimento das raízes. Suprimento de Oxigênio em Solos Úmidos. De acordo com o conceito do Intervalo Hídrico Ótimo, os solos são demasiadamente úmidos para o crescimento normal das raízes, quando o seu espaço poroso é totalmente preenchido com água, e menos de 10% dos poros estão preenchidos com ar. Para este conteúdo de água, a falta de oxigênio dificulta a respiração e limita o crescimento das raízes. Em solos bem estruturados, este conteúdo de água corresponde à umidade próxima a capacidade de campo. Entretanto, em solos compactados com poucos poros grandes (ou largos) o suprimento de oxigênio pode se tornar limitante antes do conteúdo de água atingir a capacidade de campo (conteúdo de água mais baixo), devido alguns poros pequenos ser preenchidos com ar. Resistência do solo quando seco. O conceito do intervalo hídrico ótimo diz que os solos são demasiadamente secos para o crescimento normal das raízes quando a resistência do solo (determinada pela pressão requerida para inserir uma haste pontuda no solo) excede, aproximadamente, 2000 kPa. Em solos bem estruturados este valor de resistência ocorre a conteúdos de água próximos ao ponto de murcha permanente, mas em solos compactados, a resistência atinge o valor de 2000 kPa em elevados conteúdos de água (Figura 2.24). Em resumo, o conceito do intervalo hídrico ótimo sugere que, em solos compactados, o crescimento das raízes é limitado pela ausência de oxigênio quando o solo está muito úmido e pela incapacidade das raízes em penetrar no solo quando o mesmo está seco. Potencial Osmótico A presença de sais solúveis, resultante da aplicação de fertilizantes ou de compostos que ocorrem naturalmente no solo pode influenciar a absorção de água pelas plantas. Para solos com altos teores de sais, o estresse hídrico será também causado pelo potencial osmótico ψo, além do potencial mátrico. O potencial osmótico tende a reduzir o conteúdo de água disponível nestes solos, pois mais água é retida no ponto de murcha permanente do que ocorreria apenas no caso do potencial mátrico. Na maioria dos solos das regiões úmidas, os efeitos do potencial osmótico são insignificantes, mas são de considerável importância para certos solos de regiões secas que acumulam sais solúveis provenientes da irrigação ou processos naturais. Profundidade do solo e Desenvolvimento das raízes Até então, nos referimos à capacidade de retenção de água disponível como a percentagem do volume de solo constituída de poros que podem reter água à potenciais entre a capacidade de campo e o ponto de murcha permanente. O volume total de água disponível dependerá do volume total do solo 90 2.7 Mecanismos de Fornecimento de Água às Plantas Somente uma pequena proporção da água no solo está próxima às superfícies de absorção das raízes das plantas. Como as raízes têm acesso às grandes quantidades de água usadas no crescimento das plantas? Dois fenômenos parecem ser responsáveis por este acesso: o movimento capilar da água no solo para as raízes das plantas e o crescimento das raízes no solo úmido. Taxa de Movimento Capilar Quando as raízes das plantas absorvem água, elas reduzem o conteúdo de água, reduzindo assim, o potencial da água no solo, imediatamente ao seu redor (Figura 2.25). Em resposta a essa redução no potencial, a água tende a se mover em direção às raízes das plantas. A taxa de movimento depende da intensidade do gradiente de potencial desenvolvido e da condutividade dos poros do solo. Em alguns solos arenosos, o ajuste pode ser comparativamente rápido e o fluxo considerável, se o solo estiver próximo da capacidade de campo. Em solos de textura fina e argilas mal estruturadas, o movimento será lento e somente uma pequena quantidade de água será fornecida. Entretanto, como indicado pelas mudanças relativas na condutividade hidráulica, em condições mais secas com a água retida à potenciais mais baixos, solos argilosos terão capacidade de fornecer mais água por capilaridade do que solos arenosos, devido ao fato de que solos arenosos terão poucos poros ainda preenchidos por água, nesta condição. A distância total do fluxo diário por capilaridade, pode ser de apenas alguns centímetros (Figura 2.26). Isto pode sugerir que o movimento capilar não é significante no fornecimento de água às plantas. Entretanto, caso as raízes tenham penetrado em grande parte do volume do solo, de tal forma que a distância entre as raízes individuais seja de apenas alguns centímetros, o movimento de água, a grandes distâncias pode não ser necessário. Mesmo durante períodos quentes e secos, quando as demandas evapotranspiratórias são altas, o movimento capilar pode ser um importante meio de fornecimento de água às plantas. O movimento capilar é especialmente importante durante períodos de umidade reduzida quando a extensão radicular é pequena. FIGURA 2.25 Ilustração dos níveis de água no solo ao redor de raízes de rabanete, após apenas duas horas de transpiração. A água se moveu por capilaridade de uma distância de até pelo menos 9 mm da superfície da raiz. [Modificado de Hamza & Aylmore (1992); usado com permissão de Kluwer Academic Publishers, Holanda] 91 Taxa de Crescimento Radicular O movimento capilar da água é complementado pelas rápidas taxas de crescimento radicular, às quais asseguram que o contato solo - raiz está sendo constantemente estabelecido. A penetração radicular deve ser rápida o suficiente para atender as necessidades de uma planta crescendo em um solo com um conteúdo de umidade ótimo. O emaranhado de raízes, radicelas, e pêlos radiculares, sob florestas ou pastagens naturais demonstram o sucesso da adaptação das plantas terrestres para explorar a armazenagem de água no solo. A principal limitação do crescimento radicular é a pequena proporção de solo com a qual as raízes têm contato. Embora, a superfície radicular seja considerável, o contato solo – raiz, normalmente se dá em menos de 1 % do volume do solo. Isto sugere que a maior parte da água deve mover-se no solo em direção as raízes mesmo que à distância de movimento seja de apenas alguns milímetros. Isto também sugere um efeito complementar da capilaridade e do crescimento radicular, como meio de fornecimento de água às plantas. FIGURA 2.26 O contato íntimo entre solo e raiz e a rápida depleção da água próximo às raízes é ilustrada nestas duas imagens de ressonância magnética, de uma fatia de 2 mm por 25 mm de seção transversal de um solo arenoso úmido ao redor de raízes de plântulas de pinus. (Esquerda) Imagem de uma raiz principal (grande círculo branco) e duas raízes laterais (área alongada à direita e área em formato de L à esquerda), apenas duas horas após o suprimento de água. Note a depleção na área imediatamente ao redor da raiz principal (área escura à direita da raiz). (Direita) Após 24 horas, a zona de depleção de água (área escura ao redor da raiz) se expandiu ao redor da raiz principal e das raízes laterais à direita. O movimento de água para as raízes é óbvio. Distribuição Radicular A distribuição das raízes no perfil do solo determina, até certo ponto, a habilidade das plantas em absorver água. A maioria das plantas, anuais e perenes, possui predominância de raízes nos primeiros 25 - 30 cm do perfil de solo. Plantas perenes como alfafa e árvores possuem algumas raízes profundas (> 3 m) e são capazes de absorver uma considerável quantidade de água de camadas do subsolo. Entretanto, mesmo nestes casos, é provável que a maior parte da absorção ocorra nas camadas superiores do solo, desde que estas sejam bem supridas com água. Por outro lado, se as camadas superiores são deficientes em umidade, mesmo plantas anuais, como milho e soja, absorverão a maior parte da água dos horizontes inferiores, a menos que condições físicas ou químicas adversas inibam a exploração destes horizontes mais profundos. 92 Contato Solo-Raiz Conforme as raízes crescem no perfil, elas movem-se através dos poros de tamanho suficiente para acomodá-las. O contato entre as células das raízes e o solo permite o movimento imediato da água do solo para as plantas, em resposta à diferença nos níveis de energia (Figura 2.27). Entretanto, quando a planta está sobre estresse hídrico, à raiz tende a se contrair, à medida que as células corticais perdem água em resposta a este estresse. Tais condições ocorrem durante períodos quentes e secos e são mais severas durante o dia, quando a perda de água através das folhas é máxima. O diâmetro das raízes, sob estas condições, pode reduzir-se em até 30 %. Isto diminui consideravelmente o contato direto entre o solo-raiz, bem como o movimento de água e nutrientes para as plantas. Apesar do vapor de água ainda poder ser absorvido pelas plantas, a taxa de absorção é muito baixa para manter a maioria das plantas, com exceção de plantas tolerantes à seca. FIGURA 2.27 Seção transversal de uma raiz rodeada por solo. (a) Durante períodos de umidade adequada e baixo estresse hídrico a raiz preenche completamente os poros do solo e está em contato íntimo com filmes de água no solo. (b) Quando as plantas estão sob estresse hídrico severo, como em períodos quentes e secos, a raiz se contrai (principalmente nas células corticais), reduzindo significativamente o contato solo - raiz. Esta contração da raiz pode ocorrer durante dias quentes, mesmo quando o conteúdo de água no solo é adequado. 2.8 O Sistema Contínuo Solo- Planta - Atmosfera O fluxo de água através do sistema contínuo solo - planta - atmosfera é um componente principal do ciclo hidrológico. A Figura 2.28 relaciona os processos: intercepção, escorrimento superficial, percolação, drenagem, evaporação, absorção da água pela planta, movimento de água para as folhas e transpiração da água das folhas para a atmosfera. Estudando o sistema contínuo solo - planta - atmosfera, pesquisadores descobriram que os mesmos princípios básicos governam a retenção e o movimento da água, quer seja no solo, na planta ou na atmosfera. Anteriormente, demonstrou-se que a energia potencial é o principal fator que determina o movimento da água no solo. O mesmo pode ser dito para o movimento da água entre o solo e as raízes das plantas e entre as plantas e a atmosfera (Figura 2.28). Para que a planta absorva água do solo, o potencial da água deve ser mais baixo na raiz da planta do que no solo adjacente à raiz. Do mesmo modo, o movimento ascendente no caule para as células da folha se dá em resposta a diferenças no potencial da água, sendo que o mesmo fenômeno ocorre no movimento da superfície da folha para a atmosfera. Para ilustrar que o movimento da água ocorre em direção a locais com 95 3.2 Aeração do Solo no Campo A disponibilidade de oxigênio no campo é regulada por três fatores principais: (1) macroporosidade do solo (afetada pela textura e estrutura), (2) conteúdo de água do solo (afetada pela proporção do espaço poroso preenchido com ar), e (3) consumo de O2 pela respiração dos organismos (incluindo raízes das plantas e microrganismos). O termo má aeração do solo refere-se a condição em que a disponibilidade de O2 na zona radicular é insuficiente para suprir o crescimento ótimo das plantas. Normalmente, a má aeração torna-se um sério impedimento ao crescimento vegetal quando mais que 80 a 90% do espaço poroso está preenchido com água (restando menos de 10 a 20% do espaço poroso preenchido com ar). O alto conteúdo de água no solo não somente deixa pouco espaço poroso para aeração, mas o mais importante, é que a água prejudica a troca de gases com a atmosfera. A compactação também pode afetar as trocas gasosas, mesmo que o solo não esteja muito úmido e tenha uma grande percentagem de poros preenchidos por ar. Excesso de umidade O caso extremo de excesso de água ocorre quando todos ou quase todos os poros do solo estão preenchidos com água, nesta condição o solo é dito saturado. Condições de saturação são típicas de solos de várzea, e podem também ocorrer por curtos períodos de tempo em depressões ou áreas planas em terras altas. Em solos bem drenados, condições de saturação podem ocorrer temporariamente durante chuvas pesadas, quando água em excesso é aplicada por irrigação, ou se o solo úmido foi compactado por cultivo ou maquinaria pesada. A saturação completa do solo não é um problema para algumas espécies de plantas, cujas raízes tem meios de obter oxigênio, mesmo quando submersas. Plantas adaptadas a sobreviver sob condições de alagamento são chamadas de hidrófilas. Por exemplo, um grande número de gramíneas, incluindo arroz, transportam oxigênio para a respiração das raízes através de estruturas ocas em seus caules e raízes conhecidas como aerênquimas. Plantas de mangue e outras árvores hidrófilas produzem raízes aéreas e outras estruturas que permitem que suas raízes obtenham O2 mesmo crescendo em solos saturados. A maioria das plantas, entretanto, são dependentes do suprimento de oxigênio do solo, e portanto sofrem drasticamente se a boa aeração do solo não é mantida por meio da drenagem ou outros meios. Algumas plantas sucumbem a deficiência de O2 ou toxidez de outros gases em algumas horas depois do solo ser saturado. Trocas Gasosas Quanto mais rapidamente as raízes e organismos consomem O2 e liberam dióxido de carbono, maior é a necessidade de trocas gasosas entre o solo e a atmosfera. Estas trocas são facilitadas por dois mecanismos, fluxo de massa e difusão. O fluxo em massa é menos importante do que a difusão no volume total de trocas gasosas que ocorrem. Entretanto, ele é aumentado por variações no conteúdo de umidade, que forçam o ar para dentro ou para fora do solo, ou pelo vento e por mudanças na pressão barométrica. A maior parte do volume total de troca gasosa ocorre por difusão. Através deste processo, cada gás move-se em uma direção determinada pela sua pressão parcial. A pressão parcial de um gás em uma mistura é simplesmente a pressão que este gás exerceria se ele preenchesse sozinho o volume ocupado pela mistura. Então, se a pressão do ar é 1 atmosfera (aproximadamente 100 kPa), a pressão parcial do oxigênio, que ocupa 21% (.21L/L) do volume de ar, será de aproximadamente 21 kPa. A difusão permite um considerável movimento do gás de uma área para outra mesmo não havendo gradiente de pressão para a mistura total de gases. Entretanto, há um gradiente de concentração para cada gás individualmente, que pode ser expresso como um gradiente de pressão parcial. Como conseqüência, uma alta concentração de oxigênio na atmosfera resultará em um movimento deste gás em particular para o interior do solo. O dióxido de carbono e o vapor de água normalmente se movem em direções opostas, pelo fato de que a pressão parcial destes dois gases é geralmente mais alta no ar do solo do que na atmosfera. A representação destes princípios envolvidos na difusão é dada na Figura 3.1. 96 3.3 Caracterização da Aeração do Solo O estado de aeração do solo pode ser caracterizado de diversas maneiras, incluindo: (1) o conteúdo de oxigênio e outros gases na atmosfera do solo, (2) a porosidade de aeração do solo e (3) o potencial químico de oxidação - redução (redox). Composição do Ar do Solo Oxigênio - A atmosfera contém aproximadamente 21% de O2, 0,035% de CO2 e mais de 78% de N2. Em comparação, o ar do solo tem em torno do mesmo nível de N2, mas o nível de O2 é consideravelmente menor e o de CO2 sendo maior. O conteúdo de oxigênio pode ser pouco menor do que 20% em camadas superficiais do solo, com estrutura estável e predominância de macroporos. Poderá ser menor que 5% ou próximo de zero nos horizontes mais profundos de um solo má drenado, com poucos macroporos. Uma vez que o O2 é exaurido, o ambiente do solo é dito anaeróbico. FIGURA 3.1 O processo de difusão de gases entre um poro do solo e a atmosfera. A pressão total dos gases é a mesma em ambos os lados. A pressão parcial do oxigênio é maior na atmosfera. Assim o oxigênio tende a se difundir para o interior do poro do solo, onde poucas moléculas de oxigênio por unidade de volume são encontradas. Por outro lado, as moléculas de dióxido de carbono, movem-se em direção oposta devido a maior pressão parcial deste gás no poro do solo. Esta difusão de O2 no poro do solo e de CO2 na atmosfera continuará enquanto a respiração das células das raízes e microrganismos consumir O2 e liberar CO2. Baixos teores de O2 são típicos de solos alagados. Mesmo em solos bem drenados, reduções consideráveis no conteúdo de O2 do ar do solo podem ocorrer após chuvas pesadas, especialmente se o oxigênio é rapidamente consumido por plantas em crescimento ou microrganismos decompondo suprimentos disponíveis de material orgânico (Figura 3.2). A depleção do suprimento de oxigênio ocorre mais rapidamente quando o solo é aquecido. O conteúdo de O2 dissolvido na água de muitos solos, apesar de pequeno, é significante. Quando todos os poros estão preenchidos com água, os microorganismos do solo podem extrair a maior parte do oxigênio dissolvido na água para propósitos metabólicos, esta pequena quantidade de O2 dissolvida logo é exaurida e, se o excesso de água não é removido, a atividade de microrganismos aeróbios e o crescimento de plantas são ameaçados. 97 Dióxido de Carbono - Como o conteúdo de N2 do ar do solo é relativamente constante, há uma relação inversa entre os conteúdos dos principais componentes do ar do solo (O2 e CO2), com decréscimo de O2 à medida que CO2 aumenta. Apesar das diferenças nas quantidades de CO2 não serem surpreendentes, elas podem ser comparativamente significantes. Assim, quando o ar do solo contém apenas 0,35% de CO2, este gás é 10 vezes mais concentrado do que na atmosfera. Conteúdos de CO2 superiores a 10%, podem ser tóxicos a alguns processos da planta. Outros Gases - O ar do solo normalmente possui um conteúdo de vapor de água muito maior do que a atmosfera, sendo essencialmente saturado, exceto na superfície do solo ou muito próximo dela. Também, sob condições de alagamento, concentrações de gases como metano (CH4) e sulfito (H2S), que são formados à medida que a matéria orgânica se decompõe são notadamente maiores no ar do solo. Outro gás produzido pelo metabolismo anaeróbio dos microorganismos é o etileno (C2H4). Este gás é particularmente tóxico para raízes das plantas, até mesmo em concentrações menores que 1 µ L/L (0,0001 %). O crescimento de raízes de um grande número de plantas mostrou-se inibido pelo etileno acumulado, quando as taxas de trocas gasosas entre a atmosfera e o solo são muito lentas. Porosidade de Aeração A composição ideal do solo para o crescimento de plantas apresenta uma relação 50:50 de ar e água no espaço poroso, ou 25% de ar no solo, em volume (assumindo uma porosidade total de 50%). Estudos mostram que, na maioria dos solos, a atividade microbiológica e o crescimento de plantas são severamente inibidos, quando a porosidade de aeração é menor do que 20% ou 10% do volume total do solo (a altos conteúdos de água). Uma das principais razões pelas quais altos conteúdos de água causam deficiência de oxigênio nas raízes é que o poros preenchidos por água bloqueiam a difusão do oxigênio no interior do solo, para repor aquele utilizado pela respiração. A difusão do oxigênio em um poro preenchido com ar é 10.000 vezes mais rápido, do que no mesmo poro preenchido por água. FIGURA 3.2 Conteúdo de oxigênio do ar do solo antes e após chuvas pesadas em um solo cultivado com algodão. A água da chuva substituiu o ar do solo. A pequena quantidade de oxigênio remanescente foi consumida na respiração das raízes e organismos do solo. O teor de dióxido de carbono (não representado) aumentou proporcionalmente.