Apostila de Irrigação e Drenagem

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SUMÁRIO
 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM ................................................................ 1 
1.1. INTRODUÇÃO ................................................................................ 1 
1.1.1. O ciclo da água e o homem ....................................................... 1 
1.1.2. A água e as plantas .................................................................. 1 
1.2. ESTRUTURA E PROPRIEDADES DA ÁGUA .............................. 3 
1.2.1. Estrutura .................................................................................... 3 
1.3. A ÁGUA NO SOLO ......................................................................... 8 
1.3.1. O solo como um sistema trifásico ............................................. 8 
1.3.2. Fase sólida do solo ................................................................... 9 
1.3.3. Textura do solo .......................................................................... 9 
1.3.4. Estrutura do solo ..................................................................... 11 
1.3.5. Porosidade do solo .................................................................. 12 
1.3.6. Densidade de partícula (Dp) .................................................. 14 
1.3.7. Densidade do solo ................................................................... 14 
1.3.8. Fase gasosa do solo ................................................................ 15 
1.3.9. Fase líquida do solo ............................................................... 16 
1.3.10. Conteúdo de água no solo .................................................... 16 
1.3.11. Determinação do conteúdo de água no solo ........................ 17 
1.3.12. Potencial da água no solo ..................................................... 18 
1.3.13. Potencial gravitacional ......................................................... 19 
1.3.14. Potencial osmótico ............................................................... 20 
1.3.15. Potencial de pressão ............................................................. 21 
1.3.16. Pressão positiva ou potencial de pressão ............................. 21 
1.3.17. Potencial matricial ............................................................... 22 
1.3.18. Curva característica da água no solo ................................... 25 
1.3.19. Fatores que afetam a infiltração da água no solo ................ 27 
1.3.20. Determinação da capacidade de infiltração ......................... 28 
1.3.21. Armazenamento da água no solo ......................................... 32 
1.3.22. Capacidade de campo ........................................................... 33 
1.3.23. Ponto de murcha ................................................................... 34 
1.3.24. Determinação quantidade total de água armazenada .......... 34 
1.3.25. Disponibilidade de água às plantas ...................................... 35 
 
1.3.26. Determinação da água disponível no solo ............................ 35 
 TEXTURA DO SOLO ........................................................................... 38 
1.4. EVAPOTRANSPIRAÇÃO ............................................................ 38 
1.4.1. Dinâmica do processo transpiratório ..................................... 39 
1.4.2. Determinação da evapotranspiração ..................................... 41 
1.5. TURNO DE IRRIGAÇÃO ............................................................ 44 
1.5.1. Considerações sobre o controle da irrigação ......................... 45 
1.5.2. Determinação do turno de rega para dimensionamento de sistemas 46 
2. IRRIGAÇÃO POR ASPERSÃO ....................................................... 48 
2.1.1. Introdução ............................................................................... 48 
2.1.2. Seleção do sistema de irrigação por aspersão ........................ 49 
2.1.3. Sistemas de irrigação por aspersão ....................................... 50 
2.1.4. Partes componentes de um sistema de aspersão ..................... 61 
2.1.5. Dimensionamento de um sistema de irrigação por aspersão . 67 
2.1.6. Dimensionamento de um sistema autopropelido .................... 71 
2.1.7. Dimensionamento de um pivô central ..................................... 74 
2.1.8. Dimensionamento de um sistema convencional ...................... 75 
3. CANAIS ................................................................................................ 80 
3.1. INTRODUÇÃO ................................................................................... 80 
3.2. SEÇÃO TRANSVERSAL ...................................................................... 80 
3.2.1. Seção transversal de mínimo custo ......................................... 81 
3.3. HIDRODINÂMICA ............................................................................. 82 
3.3.1. Velocidade de escoamento ...................................................... 85 
3.4. COEFICIENTE DE RUGOSIDADE ........................................................ 88 
3.5. INCLINAÇÃO DOS TALUDES ............................................................. 89 
3.6. DECLIVIDADE DO CANAL ................................................................. 90 
3.7. PERDAS POR PERCOLAÇÃO E EVAPORAÇÃO ...................................... 90 
3.8. DEMARCAÇÃO E CONSTRUÇÃO DOS CANAIS .................................... 90 
3.9. MANUTENÇÃO DOS CANAIS ............................................................. 91 
3.10. REVESTIMENTO DE CANAIS ............................................................ 92 
4. ESTAÇÕES DE BOMBEAMENTO ................................................. 94 
 
4.1. INTRODUÇÃO ................................................................................... 94 
4.2. PRINCÍPIO DE FUNCIONAMENTO ....................................................... 94 
4.3. TIPOS DE BOMBAS ............................................................................ 95 
4.3.1. Bombas radiais ou centrífugas ................................................ 96 
4.3.2. Bombas axiais e tipo Francis .................................................. 98 
4.3.3. Tipos de rotores ....................................................................... 98 
4.4. PARTES COMPONENTES. ................................................................... 98 
4.4.1. Tubulação de sucção ............................................................... 99 
4.4.2. Tubulação de recalque .......................................................... 100 
4.5. CURVAS CARACTERÍSTICAS ........................................................... 101 
4.5.1. Variações nas curvas características. ................................... 101 
4.6. ALTURA GEOMÉTRICA E MANOMÉTRICA ........................................ 103 
4.7. ALTURA DE SUCÇÃO MÁXIMA - CAVITAÇÃO .................................. 103 
4.7.1. Condição para que não ocorra cavitação ............................. 104 
4.8. SELEÇÃO DO TIPO E MODELO DA BOMBA ....................................... 105 
4.9. POTÊNCIA DAS ESTAÇÕES ELEVATÓRIAS ....................................... 106 
4.10. INSTALAÇÃO, ACOPLAMENTO E ACIONAMENTO DO CONJUNTO .... 107 
4.11. MOTORES .................................................................................... 108 
4.12. ASSOCIAÇÃO DE BOMBAS ........................................................... 109 
4.12.1. Bombas em série ................................................................. 109 
4.12.2. Bombas em paralelo ............................................................ 109 
4.13. PONTO DE FUNCIONAMENTO ........................................................ 110 
5. IRRIGAÇÃO POR SULCOS ........................................................... 111 
5.1. INTRODUÇÃO .................................................................................111 
5.2. LÂMINA APLICADA ........................................................................ 115 
5.3. TEMPO DE IRRIGAÇÃO.................................................................... 116 
5.4. QUANTIFICAÇÃO DA LÂMINA APLICADA ........................................ 117 
5.5. AVANÇO DA ÁGUA NOS SULCOS ..................................................... 117 
5.6. VAZÃO NO SULCO .......................................................................... 118 
5.7. LÂMINA INFILTRADA AO LONGO DO SULCO ................................... 119 
5.8. COMPRIMENTO DO SULCO .............................................................. 122 
5.9. PERDAS DE ÁGUA POR PERCOLAÇÃO .............................................. 122 
5.10. DISTRIBUIÇÃO DA ÁGUA NOS SULCOS .......................................... 124 
 
5.10.1. Sifões ................................................................................... 124 
 Figura 45 – Exemplos de variação da vazão do sifão em função de diferentes 
diâmetros do sifão e cargas hidráulicas aplicadas. ...................................... 125 
5.10.2. Tubos janelados ................................................................... 126 
5.10.3. Tubos em nível ..................................................................... 127 
5.11. CONSIDERAÇÕES FINAIS .............................................................. 128 
6. DRENAGEM DO SOLO .................................................................. 129 
6.1. INTRODUÇÃO ................................................................................. 129 
6.2. NECESSIDADE DE DRENAGEM E O CRESCIMENTO DAS PLANTAS ..... 130 
6.3. DRENAGEM SUPERFICIAL DO SOLO ................................................ 131 
6.3.1. Vantagens da drenagem superficial ...................................... 132 
6.3.2. Sistemas de drenagem superficial ......................................... 133 
6.3.3. Dimensionamento da drenagem superficial ......................... 136 
6.4. DRENAGEM SUBSUPERFICIAL DO SOLO ......................................... 140 
6.4.1. Espaçamento e profundidade dos drenos ............................. 141 
6.4.2. Determinação do espaçamento dos drenos ........................... 143 
6.5. TIPOS DE DRENOS E MATERIAIS UTILIZADOS .................................. 146 
6.5.1. Drenos abertos ..................................................................... 146 
6.5.2. Drenos fechados ou tubulares .............................................. 147 
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ............................................ 149
 1 
IRRIGAÇÃO E DRENAGEM 
1.1. INTRODUÇÃO 
1.1.1. O ciclo da água e o homem 
A água que enche um copo já foi utilizada milhares de vezes. Sua quantidade no 
mundo é invariavelmente a mesma, resultado de um ciclo constante da natureza, chamado de 
ciclo natural da água. A água que se encontra na superfície da terra passa à atmosfera por 
meio da evaporação e, em condições especiais, condensa-se e volta à terra em forma de 
precipitação pluvial. A água também retorna à superfície na forma de neve ou granizo, 
podendo ter vários destinos: evapora novamente e retorna à atmosfera; é utilizada pelas 
plantas e animais; infiltra no solo; é armazenada em lagos, etc. 
 
Apesar de a quantidade total de água que cai sobre a terra ser igual à evaporada, tanto 
as precipitações pluviais como a evaporação variam segundo as regiões. A evaporação 
relaciona-se com a quantidade de água superficial e com o grau de umidade que o ar pode 
 2 
absorver. De acordo com PEREIRA et al. (1997), o contínuo movimento do ar atmosférico 
impede a saturação do ar imediatamente acima de superfícies cobertas com água ou 
vegetação. Esse fenômeno mantém o déficit de saturação e o processo evaporativo. As 
precipitações pluviais, contudo, dependem mais das condições locais. Lugares situados a 
poucos quilômetros de distância podem acusar grandes diferenças na quantidade de chuva 
que recebem durante o ano. 
Desde os tempos mais remotos o homem tem se estabelecido em zonas abundantes 
em água, elemento indispensável, entre outras coisas, para que se possa cultivar o solo. No 
entanto, algumas vezes o solo foi explorado de maneira tão exaustiva que provocou seu 
empobrecimento e, por conseguinte, a diminuição da vegetação. Enquanto a população era 
relativamente escassa podia-se resolver facilmente o problema, deslocando-se para regiões 
férteis. Depois, o crescimento demográfico obrigou o homem a economizar água, utilizando 
entre outros dispositivos a canalização e a irrigação. 
 
1.1.2. A água e as plantas 
A água é o constituinte mais abundante nos tecidos vegetais vivos. Espécies como a 
cenoura e a alface podem conter de 85 a 95% de água, enquanto que muitas madeiras 
apresentam, geralmente, um baixo conteúdo de água. As sementes, por sua vez, apresentam 
conteúdos de água de 5 a 15% e estão entre os órgãos vegetais mais desidratados, 
necessitando absorver uma considerável quantidade de água para o processo de germinação. 
Várias funções na vida da planta são cumpridas pela água. Ela é o melhor solvente 
conhecido e, como tal, compõe o meio para o movimento das moléculas intra e 
intercelularmente e influencia grandemente a estrutura molecular e as propriedades das 
proteínas, membranas, ácidos nucléicos e outros constituintes celulares. Além disso, a água 
constitui o ambiente no qual ocorre a maioria das reações químicas na célula, participando 
de várias reações essenciais. 
A absorção da água pelas raízes constitui-se num meio para levar os minerais 
dissolvidos na solução do solo até a superfície radicular. Outro fator relevante é a alta 
capacidade de retenção de calor apresentada pela água, com sua presença assegurando lentas 
flutuações na temperatura da planta. 
A água é transportada do solo, através da planta, até a atmosfera, num deslocamento 
que pode ser imaginado como contínuo e não homogêneo. O movimento da água no interior 
da planta ocorre na fase líquida através de membranas e de células diferenciadas, até ser 
 3 
eliminada para a atmosfera pelos estômatos, na forma de vapor. Esse processo de passagem 
da água da fase líquida para a forma de vapor, na cavidade estomatal, é chamado de 
transpiração vegetal. Através da transpiração as plantas continuamente absorvem e perdem 
água. Em um dia ensolarado, com baixa umidade relativa do ar, as folhas das plantas podem 
perder até 100% da água interna em apenas uma hora. Outrossim, o equivalente a 100 vezes 
a massa seca da planta pode ser perdido pela mesma, na forma de vapor, durante seu ciclo de 
desenvolvimento. 
De todos os recursos que as plantas necessitam para crescer, a água é o mais 
abundante e, ao mesmo tempo, o mais limitante à produtividade agrícola. A freqüência das 
precipitações pluviais e a disponibilidade de água no solo influenciam diretamente a 
distribuição das espécies vegetais sobre a superfície da terra. Obviamente, regiões com 
maior disponibilidade de água no solo apresentam vegetação mais desenvolvida, isto é, com 
maior cobertura da superfície do solo. Em regiões áridas e semi-áridas a distribuição das 
espécies vegetais é mais esparsa, representando menor cobertura de solo. Em locais com 
precipitações pluviais elevadas e freqüentes, o excesso de água no perfil de solo é, 
normalmente, prejudicial para a maioria das espécies. 
O fato da água ser limitante para o desenvolvimento vegetal e, conseqüentemente, 
para a produtividade das culturas, justifica a prática da irrigação. Em regiões áridas ou semi-
áridas, onde as precipitações são mal distribuídas, a irrigação tem sido utilizada para 
possibilitar um melhor desempenho da atividade agrícola. Entretanto, mesmo em locais com 
precipitaçõesbem distribuídas podem ocorrer períodos de excesso ou de falta de água. Na 
região Sul do Brasil as precipitações pluviais normalmente são bem distribuídas e atendem 
às necessidades das culturas. Podem ocorrer, no entanto, períodos de estiagem que 
ocasionam perdas parciais ou totais das culturas. 
 
1.2. ESTRUTURA E PROPRIEDADES DA ÁGUA 
A fórmula química da água é H2O, o que significa que cada molécula é constituída 
de dois átomos de hidrogênio e um de oxigênio. Existem três isótopos de hidrogênio (H1, H2 
e H3), bem como três isótopos de oxigênio (O16, O17 e O18) que podem formar 18 
combinações diferentes. Com exceção do H1 e do O16, os demais isótopos são muito raros. O 
átomo de deutério (H2) pesa o dobro do hidrogênio normal porque seu núcleo contém mais 
 4 
um nêutron; quando substitui o hidrogênio normal a água formada recebe o nome de água 
pesada, freqüentemente é empregada em trabalhos envolvendo radioatividade. 
Em sua forma mais comum a água é líquida, mas pode ocorrer também em estado 
sólido ou gasoso. Vários trabalhos têm sido conduzidos por especialistas na estrutura da 
água e, em três pontos parece haver concordância. O primeiro deles é que o vapor de água 
consiste de moléculas simples, isto é, moléculas que não se associam entre si, a não ser em 
casos raros onde moléculas podem colidir e formar dímeros. O segundo diz respeito à 
estrutura do gelo comum, assim chamado por existirem 8 outras formas de gelo que não se 
formam naturalmente e têm interesse apenas acadêmico. O terceiro e último ponto, 
finalmente, é o da água líquida possuir uma estrutura “desmoronada” do gelo comum, com 
ligações ou pontes de hidrogênio mantendo suas moléculas juntas. 
Uma rápida explicação sobre a estrutura e propriedades da água pode ajudar a 
entender suas características singulares, bem como seu estado e movimento na atmosfera, 
plantas e solo. 
 
1.2.1. Estrutura 
Estrutura do vapor de água 
Uma molécula isolada de água, na forma de vapor, é composta de um átomo de 
oxigênio e dois de hidrogênio (Figura 1). O átomo de hidrogênio consiste de um próton 
positivamente carregado e de um elétron negativamente carregado. O átomo de oxigênio tem 
oito prótons e oito elétrons, seis dos quais se encontram na camada externa da eletrosfera. 
Para alcançar um estado de gás nobre, o oxigênio precisa, portanto, de mais dois elétrons, 
enquanto que o hidrogênio, de apenas mais um elétron. Assim, estes átomos têm afinidade 
entre si e na molécula de água, onde um átomo de oxigênio compartilha dois elétrons de dois 
átomos de hidrogênio para que a camada externa de sua eletrosfera fique com oito elétrons e 
a dos átomos de hidrogênio com dois elétrons. Portanto, existem duas ligações covalentes O 
- H na molécula de água. 
 
 5 
 
Figura 1 – Molécula de vapor de água, modificada de LIBARDI (1999). 
 
Estrutura do gelo comum 
A disposição assimétrica dos hidrogênios causa um desequilíbrio nas cargas 
eletrostáticas da molécula de água. Em um dos lados da molécula há um excesso de carga 
positiva, ao passo que no lado oposto há um excesso de carga negativa (Figura 2). 
 
Figura 2 – Arranjo da molécula de água, com o núcleo do átomo de oxigênio no centro 
do tetraedro e a posição média dos dois núcleos de hidrogênios e cada um dos 
dois pares de elétrons não compartilhados nos seus ápices, modificado de 
LIBARDI (1999). 
 
Quando duas moléculas de água se aproximam, existe uma atração entre um vértice 
positivo de um tetraedro e um vértice negativo de outro tetraedro. Ocorre então uma ligação 
de natureza eletrostática, onde um próton de hidrogênio é envolvido, daí esta se chamar 
ligação ou ponte de hidrogênio. Para cada molécula particular de água numa estrutura de 
 6 
gelo (Figura 3), verifica-se a existência de quatro moléculas de água vizinhas, resultando em 
quatro pontes de hidrogênio num arranjo tetraedral das moléculas. 
 
 
Figura 3 – Arranjo tetraedral das moléculas de água no gelo. Modificado de LIBARDI 
(1999). 
 
Em uma vista mais distante dos cristais de gelo (Figura 4), é possível perceber a 
grade hexagonal formada por suas moléculas, que é uma estrutura um tanto aberta. 
 
 
Figura 4 – Estrutura esquemática de um cristal de gelo. As pontes de hidrogênio unem as 
moléculas de água adjacentes. Os átomos de oxigênio são representados em 
escuro e os de hidrogênio em branco, adaptada de HILLEL (1970). 
 
Estrutura da água líquida 
A temperatura agita ativamente as moléculas de um corpo, tornando seus 
movimentos mais amplos; por isso, o corpo se dilata. Na água, entretanto, abaixo dos 4°C o 
 7 
aquecimento provoca uma contração, porque as pontes de hidrogênio fazem com que o gelo 
se cristalize num estrutura porosa. Quando o gelo derrete, sua estrutura, antes rígida, sofre 
ruptura parcial de maneira que outras moléculas podem entrar nos espaços intermoleculares, 
passando cada molécula a contar com mais que quatro vizinhos próximos. Essa é a razão 
pela qual a água na fase líquida é mais densa que o gelo à mesma temperatura (HILLEL, 
1979). 
 
Propriedades 
Solvência 
A água dissolve um maior número de moléculas do que qualquer outro solvente. 
Segundo TAIZ & ZEIGER (1991), isto deve-se em parte ao pequeno tamanho de suas 
moléculas e em parte à sua natureza polar, a qual a torna particularmente um bom solvente 
para substâncias ionizáveis. As moléculas de água orientam-se em torno dos íons e solutos 
polares em solução e protegem, efetivamente, suas cargas elétricas. Esta “proteção” decresce 
as interações eletrostáticas entre as substâncias carregadas e aumenta, assim, sua 
solubilidade. Além disso, os pólos das moléculas de água podem orientar-se próximos a 
grupos de macromoléculas carregados ou parcialmente carregados, formando as chamadas 
películas de hidratação. As pontes de hidrogênio entre as macromoléculas e a água reduzem 
as interações entre as macromoléculas, colocando-as em solução. 
 
Propriedades adesivas e coesivas 
Somando-se a todas as propriedades apresentadas anteriormente, as pontes de 
hidrogênio da água ocasionam também a adesão, que refere-se à atração da água por uma 
fase sólida tal como uma parede celular, uma superfície de vidro ou uma partícula de solo. A 
coesão, por outro lado, é o fenômeno de atração mútua entre moléculas de mesma natureza 
que, na água, também é proporcionada pelas pontes de hidrogênio. 
As moléculas de um líquido atraem-se: aquelas localizadas em seu interior são 
atraídas em todas as direções pelas moléculas vizinhas; as da superfície ou interface ar-água, 
entretanto, estão mais fortemente atraídas às moléculas vizinhas de água do que à fase 
gasosa. Depois do mercúrio, a água é o líquido de maior tensão superficial, o que a torna tão 
resistente que alguns insetos podem, literalmente, andar sobre ela. 
 8 
Porque a tensão superficial decresce com a temperatura? De acordo com HILLEL 
(1970) a expansão térmica tende a reduzir a densidade do líquido e, portanto, diminui as 
forças coesivas de seu interior e da superfície. A redução da tensão superficial é 
acompanhada por um incremento no valor da pressão de vapor. Substâncias dissolvidas no 
líquido podem influenciar o valor da tensão superficial, fazendo-o variar em qualquer 
direção. Se a afinidade das moléculas do soluto, ou íons, para com as moléculas da água for 
maior do que a destas entre si, o soluto tende a ser puxado para o meio da solução, o que 
causa um aumento da tensão superficial. Se, ao contrário, a força coesiva das moléculas 
entre si for superior do que sua atração pelas moléculas do soluto, estas tenderão a se 
concentrar mais para a superfície e reduzem a tensão superficial. 
Coesão, adesão e tensãosuperficial ocasionam o fenômeno conhecido como 
capilaridade. Juntas, adesão e tensão superficial exercem uma tensão nas moléculas de água 
na superfície e abaixo desta, causando um movimento ascendente no tubo capilar até que a 
força de adesão seja balanceada pelo peso da coluna de água. 
 
Viscosidade 
Segundo (HILLEL, 1970), viscosidade é a propriedade dos fluídos de resistir ao 
deslizamento de uma camada de moléculas sobre outra camada adjacente. O mesmo autor 
afirma que essa resistência, que é em certo sentido um atrito interno do fluído ou líquido, é 
proporcional à velocidade relativa das camadas que deslizam. O coeficiente de viscosidade é 
definido como a força por unidade de área necessária para manter a diferença de velocidade 
de um centímetro por segundo entre as duas camadas paralelas do fluído, que estejam 
separadas por um centímetro. Os fluídos de baixa viscosidade movem-se facilmente e diz-se 
que têm grande fluidez. 
1.3. A ÁGUA NO SOLO 
1.3.1. O solo como um sistema trifásico 
Na Figura 5 é apresentado um esquema hipotético do sistema trifásico do solo. 
 
 9 
 
Figura 5 – O solo como um sistema trifásico. Santa Maria, UFSM. 2000. 
 
Onde: Vt é o volume total, Va é o volume de ar, Vw é o volume de água, Vs é o 
volume de sólidos, Vn é a porosidade total, Mt é a massa total, Ma é a massa de ar 
(desprezível), Mw é a massa de água e Ms é a massa dos sólidos do solo. 
O solo pode ser definido como um material natural, não consolidado, depositado 
sobre a superfície terrestre e submetido a vários fatores ambientais. A principal função do 
solo é servir de substrato para o crescimento e fornecer sustentação mecânica para as 
plantas, além de suprir o requerimento das mesmas quanto a nutrientes, água, calor e ar. 
Fisicamente o solo pode ser definido como um sistema trifásico, heterogêneo e disperso. A 
fase sólida é constituída principalmente pelas partículas que compõem a matriz do solo, a 
fase líquida é constituída basicamente pela água e a fase gasosa pelo ar e pelo vapor de água. 
A ocorrência dessas três fases proporciona o aparecimento de inúmeros fenômenos, tais 
como: expansão, contração, agregação, aderência, capilaridade, adsorção, troca iônica, etc. 
A parte sólida do solo (matriz do solo) é constituída pelas partículas minerais e orgânicas de 
diferente composição mineralógica e química. A inter-relação das partículas do solo em 
função do tamanho, da disposição e da forma dessas partículas, juntamente com a parte 
líquida do solo, determina a retenção da água no solo e a composição do ar do solo. 
 10 
1.3.2. Fase sólida do solo 
A parte sólida do solo constitui-se de partículas de material mineral e orgânico, 
chamadas de partículas elementares. Estas partículas possuem diferentes formas, tamanhos e 
composições. Com relação à origem, as partículas do solo podem ser classificadas em 
matéria primária (constituição idêntica da rocha mãe do solo) e secundária (matéria nova 
formada durante o processo de formação do solo). 
1.3.3. Textura do solo 
A distribuição do tamanho das partículas é denominada textura do solo. Algumas 
partículas são grandes o suficiente para serem observadas a olho nu; outras, no entanto, são 
extremamente pequenas e chegam a apresentar propriedades coloidais. Tradicionalmente, as 
partículas de solo são divididas em três frações de tamanho, chamadas frações texturais: a 
areia, o silte e a argila. A análise mecânica do solo é utilizada para fazer a separação das 
partículas do solo por tamanho. 
A textura integra o grupo das principais características dos horizontes (OLIVEIRA 
et al., 1992) e refere-se à proporção relativa das frações granulométricas que formam a 
massa do solo. A conjugação da textura com outras características do solo, sobretudo 
composição mineralógica das argilas e teor de matéria orgânica, está intimamente 
relacionada à estrutura, consistência, permeabilidade, capacidade de troca de cátions, 
retenção de água e fixação de fosfatos. Isso confere à textura grande atenção por parte de 
técnicos e pesquisadores, especialmente aqueles ligados à classificação do solo, sendo seu 
emprego comum nos sistemas taxonômicos como um dos principais critérios para distinção 
de classes de solos. 
Existem inúmeros sistemas utilizados para classificar os solos quanto ao tamanho 
das partículas sendo o mais utilizado o da Sociedade Internacional de Ciência do Solo. Na 
Tabela 1 é apresentada a classificação textural do solo em função do tamanho de suas 
partículas. 
As partículas do solo podem apresentar cargas elétricas positivas ou negativas não 
neutralizadas. Estas cargas elétricas são importantes nas inter-relações entre a solução do 
solo e as partículas do solo. Solos com excesso de cargas negativas não balanceadas são 
chamados de trocadores de cátions e a capacidade de absorver cátions pode ser avaliada 
através da CTC (capacidade de troca catiônica). Possuindo cargas positivas em excesso, um 
solo é denominado trocador de ânions e a CTA (capacidade de troca aniônica) é a expressão 
quantitativa deste excesso de cargas. 
 11 
 
Tabela 1 – Classificação textural das partículas do solo de acordo com a Sociedade 
Internacional de Ciência do Solo. 
Fração Tamanho 
Cascalho > 2,0 mm 
Areia grossa 0,2 – 2,0 mm 
Areia fina 0,02 – 0,2 mm 
Silte 0,002 – 0,02 mm 
Argila < 0,002 mm 
 
Em muitos solos a fração argila é composta de minerais cuja composição e 
propriedades diferem enormemente das observadas para a fração silte e areia. Um solo 
nunca é composto por somente uma fração de tamanho de partículas. Os solos podem ser 
diferenciados em função da porcentagem das frações argila, silte e areia constituintes do 
solo (Figura 6). 
 
Figura 6 – Triângulo para determinação das classes texturais de solos, em função das 
porcentagens de areia (0,05 a 2,0 mm), silte (0,002 a 0,05 mm) e argila 
(<0,002 mm). 
 
1.3.4. Estrutura do solo 
A estrutura de um solo refere-se à aglutinação das partículas primárias em 
partículas compostas o que dá origem aos agregados do solo. De acordo com BRADY 
(1983), estrutura é um termo de campo utilizado para descrever a agregação ou distribuição 
 12 
total das principais estruturas granulométricas do solo. KIEHL (1979), por sua vez, afirma 
que a estrutura do solo é de grande importância para a vida vegetal. Assim, por exemplo, o 
gás carbônico do ar atmosférico, pelo fenômeno da fotossíntese, penetra pelas folhas dos 
vegetais, toma parte no metabolismo e é eliminado em grande parte pelas raízes. A 
penetração e distribuição das raízes no solo é variável, segundo a estrutura que ele apresenta. 
Para diferentes solos, ocorrem diferentes maneiras das raízes se distribuírem. 
Quando o solo não é bem estruturado, a água e o oxigênio não são fornecidos de 
maneira adequada ao desenvolvimento das plantas e, os nutrientes, mesmo em quantidades 
suficientes, não são absorvidos. A estrutura do solo é uma propriedade que atua como 
importante fator na aeração, garantindo um fluxo de oxigênio capaz de contrabalançar o 
excesso de gás carbônico da atmosfera do solo, eliminado pelas raízes e microrganismos. 
As partículas minerais primárias do solo (areia, silte e argila), juntamente com 
outros componentes do solo como a matéria orgânica, calcários e sais, devido a fenômenos 
físicos e físico-químicos e também a ações biológicas, podem reunir-se em massas distintas, 
formando os agregados estáveis, também chamados elementos estruturais ou unidades 
estruturais. Para BAVER et al. (1972), a estrutura pode ser avaliada pela distribuição de 
tamanho, quantidade e estabilidade de agregados. 
Os solos arenosos não formam agregados estáveis como acontece com os argilosos,sendo chamados de solos sem estrutura ou também solos com estrutura de grãos simples. 
Quando úmidos, os solos arenosos mostram algumas propriedades físicas iguais àquelas dos 
solos com textura fina, que contêm agregados estáveis. Conseqüentemente, deve-se preferir 
a expressão estrutura de grãos simples à solo sem estrutura, ao classificar os solos arenosos. 
Os solos com elevado teor de silte possuem má estrutura, pois o silte, apesar de ser uma 
fração fina, não tem dimensões coloidais, não constituindo, portanto, um agente cimentante. 
A estrutura é instável e o solo pode, com facilidade, tornar-se compacto e impermeável. 
A estrutura do solo é definida como o arranjamento das partículas elementares do 
solo, dos agregados e da estabilidade dos mesmos. Os agregados do solo podem ser 
classificados quanto a forma (prismáticos, laminares, colunares, granulares e blocos), quanto 
ao tamanho e ainda quanto ao grau de desenvolvimento e estabilidade. 
A estrutura do solo é importante porque afeta os parâmetros físicos do solo 
(aeração, capacidade térmica, retenção de água e impedimento mecânico), a atividade 
biológica do solo, a disponibilidade de nutrientes para as plantas e a decomposição da 
matéria orgânica do solo. 
 
 13 
1.3.5. Porosidade do solo 
O arranjo, distribuição e orientação das partículas do solo ocasiona a formação de 
espaços vazios ou poros que facilitam a penetração de raízes e o movimento de água e gases 
(O2, CO2, N2, NH3, etc.) no interior do solo. Entre as partículas de solo ou mesmo entre os 
agregados existem espaços porosos que podem armazenar água e ar necessários para o 
desenvolvimento normal do sistema radicular das plantas, dos microorganismos e animais 
do solo. O volume total de poros é denominado de porosidade total do solo (PT). 
T
ST
WAS
WA
T
V
VV
VVV
VV
P





 
( 1 ) 
 
Onde: Va é o volume de ar, VT é o volume total, Vw é o volume de água e Vs é o 
volume de sólidos do solo. 
A porosidade total do solo, ou seja, a porção do volume de solo não ocupada por 
partículas sólidas, pode ser fragmentada em microporosidade, também denominada 
porosidade capilar, e macroporosidade, ou porosidade de aeração. 
A determinação da porosidade de aeração dá uma idéia de quanto do volume de 
solo pode ser encontrado com ar poucas horas após a ocorrência de uma precipitação pesada. 
A porosidade de aeração é o volume total de poros com diâmetro superior a 0,05 mm 
(JORGE, 1986; EMBRAPA, 1997). Os mesmos autores reportam que isto pode ser 
determinado mediante a aplicação de uma tensão equivalente à coluna de água de 60 cm em 
uma amostra de solo saturada, através da mesa de tensão. 
A porosidade total de solos minerais varia de 0,28 a 0,75 cm³ cm-3 sendo 0,50 cm³ 
cm-3 considerado como um valor ideal. Solos orgânicos apresentam porosidade variando de 
0,50 a 0,95 cm³ cm-3. Um solo é dito saturado quanto todo o espaço poroso é ocupado pela 
água, e é dito seco quando ocupado quase totalmente pelo ar. Normalmente, a água e o ar 
ocupam o espaço poroso em diferentes proporções. 
Os poros maiores, chamados de macroporos, são facilmente drenados pela ação da 
força da gravidade e, nos microporos, parte da água retida não é disponível às plantas. O 
sistema radicular das plantas ocupa uma pequena quantidade dos poros de um solo, 
usualmente menos que 5% do total, e prefere poros usualmente maiores que 0,06 mm de 
diâmetro devido à facilidade de penetração e crescimento. O espaço aéreo de um solo (EA), 
também chamado de porosidade livre de água, pode ser obtido pela seguinte expressão: 
 
 14  - P = V - P = E TwTA
 ( 2 ) 
 
Onde: Vw e  representam o volume de água no solo e o conteúdo volumétrico de 
água no solo. 
O arranjo, distribuição e forma dos poros não pode ser avaliado pela porosidade do 
solo. Estas características, embora mais importantes que a porosidade, não podem ser 
facilmente determinadas de forma analítica. 
 
1.3.6. Densidade de partícula (Dp) 
A densidade de partículas é definida como a relação entre a massa de sólidos (ms) 
de um solo seco e o volume das partículas do solo (Vs). 
 
V
m
 = D
s
s
P
 
( 3 ) 
 
A densidade de partículas varia para solos minerais de 2,60 a 2,7 g cm-3. A matéria 
orgânica do solo apresenta DP entre 1,20 a 1,50 g cm-3. A densidade de partículas depende 
da constituição mineralógica do solo e, como varia relativamente pouco de solo para solo, 
ela não difere grandemente entre diferentes solos. Em solos orgânicos, devido a elevado teor 
de matéria orgânica, o valor da densidade de partículas é significativamente menor. A 
importância direta da Dp para irrigação é praticamente mínima sendo, entretanto, utilizada 
para calcular a porosidade total do solo. 
 
D
D - D
 = P
P
SP
T
 
( 4 ) 
 
1.3.7. Densidade do solo 
A densidade do solo (Ds) é obtida pela relação entre a massa das partículas secas do 
solo (ms) e o volume total do solo (Vt). 
 
t
s
S
V
m
D 
 
( 5 ) 
 15 
 
A densidade do solo não é uma constante do solo, ela varia com a textura e 
estrutura. Quanto maior a porosidade do solo menor o valor de sua densidade. Para solos 
minerais o valor da DS é de aproximadamente 1,50 a 1,60 g cm
-3 na camada superficial do 
solo. Em solos orgânicos a densidade do solo pode ser menor que 0,20 g cm-3. O valor DS é 
menor em solos argilosos do que em solos arenosos. A densidade do solo é importante na 
irrigação porque possibilita a transformação do conteúdo gravimétrico da água no solo em 
altura de lâmina de irrigação (parâmetro básico para o dimensionamento e manejo de 
sistemas de irrigação). A compactação do solo pode ser avaliada através de determinações 
da densidade do solo. Solos compactados apresentam uma maior massa de sólidos por 
unidade de volume, indicando uma maior densidade do solo. 
 
1.3.8. Fase gasosa do solo 
A composição do ar no solo e do ar atmosférico apresenta, em condições normais, 
as concentrações de nitrogênio, oxigênio e gás carbônico apresentadas na Tabela 2. A 
quantidade de ar no solo determina a quantidade de oxigênio presente no solo e, 
principalmente, o coeficiente de difusão do oxigênio que afeta diretamente a taxa de difusão 
ou troca gasosa. Desta forma, a taxa de difusão juntamente com a taxa de respiração no solo 
determinam a composição do ar no solo. 
 
Tabela 2 – Composição média do ar do solo e ar atmosférico. 
Tipo de gás Ar do solo Ar atmosférico 
Nitrogênio (N2) 79,20% 79,00% 
Oxigênio (O2) 20,55% 20,97% 
Gás Carbônico (CO2) 0,25% 0,03% 
 
O ar no solo, em comparação ao atmosférico, apresenta menor conteúdo 
volumétrico de oxigênio (normalmente entre 0,1 a 0,2 cm³ cm-3 embora possa atingir valores 
próximos a zero) e maior conteúdo de gás carbônico (valores normais variam de 0,001 a 
0,05 cm³ cm-3, embora possa atingir valores maiores que 0,1 cm³ cm-3). 
Em muitos casos, quando a oxigenação do solo é deficiente, gases como o CH4, 
H2S, N2O, C2H4, e H2 podem ocorrer no solo. A presença desses gases serve como um 
indicador do processo de aeração deficiente no solo. A concentração de oxigênio no interior 
do solo diminui com o aumento da profundidade. Além disso, a concentração de oxigênio no 
 16 
perfil do solo é menor durante o verão em comparação aos valores normalmente obtidos no 
inverno. 
A concentração de CO2 no solo é inversamente proporcional a concentração do O2. 
Concentrações mais elevadas são mais freqüentes quando o conteúdo de água e temperatura 
do solo forem mais elevados. 
Na Figura 7 são apresentados resultados, obtidos por STEPNIEWSKI (1977), do 
conteúdo volumétrico de O2 e CO2, em três profundidadesde um solo arenoso para o 
período de março a outubro. 
0
0,05
0,1
0,15
0,2
0,25
FEV MAR ABR MAI JUN JUL AGO SET OUT
Meses do ano
Co
nt
eú
do
 V
ol
um
ét
ric
o 
(cm
3 c
m
-3
)
O2 - 15 cm
O2 - 40 cm
O2 - 70 cm
CO2 - 15 cm
CO2 - 40 cm
CO2 - 70 cm
 
Figura 7 – Variação do conteúdo de O2 e de CO2 de um solo franco arenoso, em três 
profundidades, adaptada de STEPNIEWSKI (1977). 
 
1.3.9. Fase líquida do solo 
A fase líquida ou solução do solo é composta principalmente pela água. Na solução 
aquosa encontram-se sais minerais, substâncias orgânicas e gases. Esta solução apresenta 
uma grande interação com a fração sólida do solo ocasionando os chamados fenômenos 
físico-químicos da interface líquido-sólido. Os processos físico-químicos (interação 
bidirecional de elementos entre a fração sólida e a solução do solo) dependem da 
solubilidade do elemento, temperatura, substância considerada, pH, umidade do solo, etc. A 
distribuição das cargas elétricas (íons ou cátions) em torno das partículas do solo não é 
estática e sim dinâmica, podendo haver trocas iônicas. Estes fenômenos de troca iônica 
dependem da característica do íon, da concentração, da temperatura, umidade, etc. 
 
 17 
1.3.10. Conteúdo de água no solo 
O conteúdo de água no solo é a quantidade de água retirada de uma amostra de solo 
submetida a secagem em estufa a 105oC até massa constante. O conteúdo de água pode ser 
expresso pela relação entre a massa de água e a massa seca de solo ou pela relação entre o 
volume de água e o volume total do solo. A água do solo não é pura e apresenta um série de 
solutos dissolvidos. Comparada com a água pura, a água do solo apresenta um menor ponto 
de congelamento, pressão de vapor, e potencial químico. Porém, apresenta maior pressão 
osmótica e ponto de ebulição. 
O conteúdo gravimétrico da água no solo é definido pela relação entre a massa da 
água do solo e a massa das partículas secas do solo. 
 
s
su
m
mm
U


 
( 6 ) 
 
Onde: U é o conteúdo gravimétrico da água no solo (em g g-1), mu é a massa de 
solo úmido e ms é a massa de solo seco. 
O conteúdo volumétrico de água no solo pode ser determinado pelas seguintes 
relações: 
 
ss
s
su
was
w
t
w
vol DUD
m
mm
VVV
V
V
V
**. 




 
( 7 ) 
 
A densidade do solo relaciona o conteúdo gravimétrico e o volumétrico da água no 
solo. Em solos arenosos o valor do conteúdo volumétrico de água na saturação está em torno 
de 0,40 a 0,50 cm³ cm-3, em solos de textura média é de aproximadamente 0,50 cm³ cm-3 e 
em solos argilosos pode atingir até 0,60 cm³ cm-3. 
 
1.3.11. Determinação do conteúdo de água no solo 
Inúmeros métodos são utilizados para a determinação do conteúdo de água no solo, 
entre os mais utilizados pode-se destacar o gravimétrico, sonda de nêutrons, das pesagens e 
da resistência elétrica. 
O método gravimétrico é considerado como padrão na determinação do conteúdo 
de água no solo; seu procedimento baseia-se na coleta de amostras de solo, retiradas da área 
 18 
em que se deseja quantificar o conteúdo de água no solo, nas diversas profundidades de 
interesse, e, após a determinação da massa úmida, essas amostras são colocadas em estufa, a 
105oC, até massa constante. Embora considerado como padrão esse método apresenta como 
desvantagem o tempo necessário para a secagem da amostra de solo em estufa (mínimo de 
24 horas), o elevado número de repetições necessárias e muito trabalho. 
O método das pesagens é baseado na saturação de uma determinada massa 
conhecida de solo. É um método direto e apresenta como vantagem a rapidez na 
determinação do conteúdo de água. De acordo com a descrição resumida, apresentada por 
BERNARDO (1980), o conteúdo de água no solo pode ser determinado da seguinte 
maneira: primeiramente colocam-se 100 g de solo seco em estufa a 105oC em um balão 
volumétrico de volume conhecido, completa-se o volume do balão com água e determina-se 
a massa total para a obtenção do padrão. Este padrão será determinado para cada tipo de solo 
e profundidade de trabalho. A determinação do conteúdo de água no solo, em qualquer 
momento, pode ser realizada pela simples coleta de 100 g de solo, colocando-a no balão e 
completando o volume do balão para obter a massa total. A diferença entre a massa total e o 
padrão fornece o valor do conteúdo de água no solo. 
O método da moderação de nêutrons tem sido ultimamente mais utilizado para a 
determinação do conteúdo de água no solo. A vantagem deste método é a possibilidade de 
determinações periódicas do conteúdo de água no solo em um mesmo local e na mesma 
profundidade e também por ser um método não destrutivo. Entretanto, necessita de uma 
calibração prévia no local e nas profundidades que se deseja determinar o conteúdo de água 
no solo. Outra desvantagem, citada por LIBARDI (1999), é a de que o equipamento possui 
partes eletrônicas delicadas e necessita, portanto, de manuseio extremamente cuidadoso. A 
execução do método é simples. O aparelho possui uma fonte de nêutrons rápidos, 
geralmente amerício-berílio, que são emitidos e posteriormente desacelerados (termalizados) 
pelos átomos de hidrogênio que encontram-se no solo. Esses nêutrons desacelerados são 
detectados por um contador presente no aparelho e registrados em um “scaler”, sobre a 
superfície do solo. Isso infere que, quanto maior a quantidade de água no solo (mais átomos 
de hidrogênio), maior a contagem no registrador. Deve-se, então, construir uma curva de 
calibração que relaciona a quantidade de água no solo com a contagem observada. Assim, 
pode-se obter instantaneamente a umidade do solo em qualquer profundidade. 
 
 19 
1.3.12. Potencial da água no solo 
Classicamente existem duas formas de energia na natureza, a energia cinética 
devido ao movimento dos corpos e a energia potencial devido à posição do corpo em relação 
a um determinado plano de referência. Devido às baixas velocidades de escoamento da água 
no interior do solo, a energia cinética é usualmente desconsiderada. A energia potencial da 
água no interior do solo pode ser definida como a energia (trabalho mecânico) necessária 
para transportar uma unidade de água de uma situação, tomada como padrão, para outra com 
potencial energético conhecido. A diferença de energia entre dois pontos no interior do solo 
determina o movimento da água. O movimento universal e espontâneo ocorre de uma 
situação de maior potencial para uma situação de menor potencial, seguindo a tendência 
natural de obtenção de um equilíbrio. 
O potencial total da água no interior do solo depende da elevação do ponto em 
relação ao plano de referência, da pressão hidrostática da água, da temperatura, da 
concentração de solutos na solução do solo, campo elétrico, etc. Assim, o potencial total da 
água no solo () possui vários componentes. 
 
`  ospg
 ( 8 ) 
 
Onde: g é o componente gravitacional, p é o componente de pressão, os é 
componente osmótico e ' é componente térmico ou elétrico do potencial total da água. 
A quantificação do potencial total pode ser obtida pela adição dos componentes do 
potencial da água no solo, desde que quantitativamente expressos na mesma unidade. A 
maneira mais comumente utilizada para expressar a quantidade de energia de cada um dos 
componentes do potencial é a da altura de carga equivalente (em centímetros ou metros de 
coluna de água), isto é, a altura de uma coluna de água correspondente a energia da água. Os 
componentes do potencial podem também ser expressos em energia por unidade de massa 
(ergs g-1) ou em energia por unidade de área (din cm-2).1.3.13. Potencial gravitacional 
A energia da gravidade causa o movimento descendente da água, desde que não 
ocorra uma força oposta de igual magnitude. O potencial gravitacional representa a 
quantidade de energia necessária para elevar uma unidade de água a uma elevação específica 
 20 
em relação ao plano de referência. O efeito da gravidade no potencial da água depende da 
posição da água, acima (positivo) ou abaixo (negativo) do plano de referência. 
Para o movimento da água em pequenas distâncias verticais ou mesmo entre células 
adjacentes no interior das plantas o potencial gravitacional é extremamente pequeno e 
muitas vezes omitido. Na Figura 8 é apresentado um esquema para a quantificação do 
potencial gravitacional, de acordo com REICHARDT (1978), tomando-se como plano de 
referência a superfície do solo. 
 
Figura 8 – Esquema prático para quantificação do potencial gravitacional da água no 
solo e na planta, adaptado de REICHARDT (1978). A superfície do solo 
representa o planto de referência. 
 
1.3.14. Potencial osmótico 
O potencial osmótico representa a quantidade de energia necessária para transportar 
uma unidade de água pura do nível de referência até um ponto onde a concentração de 
solutos na solução é diferente da água pura. O valor do potencial osmótico é sempre 
negativo, indicando que a água pura é transportada através da membrana semipermeável até 
a solução em consideração. Sem a existência da membrana semipermeável a diferença de 
concentração que ocorre tende a ser eliminada através da atividade cinética das moléculas. O 
potencial osmótico pode ser determinado pela seguinte expressão: 
 
RTCos 
 ( 9 ) 
 21 
 
Onde: R é a constante geral dos gases (0,082 l atm / °K mol), T é a temperatura 
absoluta (em °K) e C é a concentração salina da solução do solo (mol l-1). O sinal negativo 
indica que os solutos dissolvidos reduzem o potencial de água de uma solução, através da 
redução da concentração de água (TAIZ & ZEIGER, 1991). 
Na maioria dos solos a concentração salina é reduzida e o componente osmótico é 
normalmente omitido na determinação do potencial total da água no solo. Entretanto, no 
movimento da água no interior dos tecidos vegetais a quantificação do potencial osmótico é 
fundamental. 
 
1.3.15. Potencial de pressão 
O componente de pressão do potencial total de água no solo pode ser tanto positivo 
como negativo. Quando a água apresentar pressão hidrostática positiva ou superior à pressão 
atmosférica o componente de pressão é positivo e chamado de potencial de pressão. 
Entretanto, quando apresentar pressões subatmosféricas o componente de pressão é negativo 
e o potencial é chamado de matricial. Na Figura 9 é apresentado uma ilustração deste fato. 
 
Figura 9 – Componentes do potencial de pressão, adaptado de HILLEL (1970). 
 
A água situada abaixo da superfície livre da água apresenta potencial de pressão 
positiva, a situada na superfície apresenta potencial de pressão nulo, e a que se eleva no 
capilar apresenta potencial de pressão negativo ou potencial matricial. 
 
 22 
1.3.16. Pressão positiva ou potencial de pressão 
Na Figura 10 é apresentado um esquema, segundo REICHARDT (1978), da 
distribuição do potencial de pressão em um solo alagado. 
O potencial de pressão ocorre quando uma pressão externa (pressão hidrostática 
positiva) estiver atuando sobre uma unidade de água, ocasionando uma diferença de energia 
entre esta unidade de água e a água no estado de referência. O potencial de pressão ocorre 
em solos saturados, onde a pressão hidrostática da água é transmitida entre os poros do solo. 
A pressão hidrostática no interior de um solo saturado é equivalente a altura de lâmina de 
água atuando sobre o ponto considerado. 
 
Figura 10 – Distribuição do potencial de pressão em diferentes situações de uma cultura 
irrigada por inundação, adaptada de REICHARDT (1978). 
 
As células das plantas possuem paredes celulares rígidas e podem suportar pressões 
hidrostáticas internas muito elevadas. Essa pressão interna é comumente chamada pelos 
fisiologistas como turgor vegetal. No interior de células de plantas irrigadas a pressão 
hidrostática pode variar de 0,1 a 1,0 MPa, dependendo do valor do potencial osmótico no 
interior das células. 
 
1.3.17. Potencial matricial 
O potencial matricial é equivalente à pressão negativa ou subatmosférica que ocorre 
no interior do solo. O armazenamento e retenção da água no solo resulta de forças atrativas 
que ocorrem entre as fases líquida e sólida do solo. Essas forças são chamadas de matriciais 
e possibilitam a retenção da água no solo contra as forças da gravidade, evaporação, 
absorção de água pelas raízes, etc. Desta forma o potencial matricial representa a quantidade 
 23 
de pressão que deve ser aplicada para remover uma unidade de água retida pela matriz do 
solo. 
Os mecanismos responsáveis pela retenção da água no solo e, consequentemente, 
do potencial matricial da água no solo são as forças de adsorsão e de capilaridade. As forças 
adsortivas, juntamente com as forças coesivas entre as moléculas de água, resultam no 
fenômeno chamado de capilaridade. As forças adsortivas proporcionam a formação de 
envelopes ou filmes de hidratação que envolvem as partículas do solo. 
A capilaridade pode ser utilizada para descrever a tensão superficial da água no 
interior do solo. As moléculas de água, na superfície livre da água no interior dos poros do 
solo, em contato com o vapor de água adjacente são atraídas para o interior do poro 
formando uma área de tensão superficial mínima. Como resultado, as moléculas de água são 
atraídas para o interior diminuindo a área superficial. A elevação de uma coluna de água no 
interior de vasos capilares, chamada de capilaridade, pode ser obtida através da seguinte 
expressão: 
 
2
. .
h
gr



 
( 10 ) 
 
Onde:  é a tensão superficial da água (76 erg cm-2),  é o peso específico da água 
(1,0 g cm-3) e g é a aceleração da gravidade (980 cm s-2). 
A formação do menisco pode ocasionar a elevação ou depressão do líquido no 
interior do tubo capilar, dependendo do ângulo de contato entre o líquido e as paredes do 
tubo capilar. Na Figura 11 são apresentados detalhes da ascensão e depressão de líquidos no 
interior de tubos capilares. 
Os efeitos adsortivos são mais importantes em solos de textura fina enquanto que a 
capilaridade é mais importante em solos arenosos. Nos solos arenosos a maior fração da 
água disponível às plantas é retida pelo solo a potenciais totais elevados, entre 0 e -0,05 atm. 
Nas plantas e tecidos vegetais o potencial matricial é uma parâmetro utilizado para 
descrever a redução do potencial da água quando ela interage com a superfície sólida da 
parede celular ou mesmo com as partículas de argila do solo. 
 24 
 
Figura 11 – Ascensão (A) e depressão (B) de líquidos no interior de tubos capilares, 
adaptada de KLAR (1988). 
 
No interior do xilema das plantas ou mesmo entre as paredes celulares podem 
ocorrer elevadas pressões hidrostáticas negativas, chamadas de tensões ou mais comumente 
denominadas de potencial matricial. 
No interior das plantas o potencial matricial ocorre devido: (i) à força de atração 
entre a água e a superfície das paredes celulares que tendem a ligar a água em filetes 
microscópicos; (ii) à ocorrência de cargas elétricas que tendem a fixar cargas opostas 
resultando em um aumento na concentração osmótica da solução e; (iii) à formação do 
menisco côncavo entre o ar e a água através da tensão superficial e capilaridade. Diferenças 
de potencial total da água entre dois pontos no interior do solo ocasionam o movimento da 
água nadireção do potencial menor para atingir o equilíbrio de potencial. Na Figura 12 é 
apresentado uma ilustração da ocorrência do potencial matricial no interior dos tecidos 
vegetais. 
 25 
 
Figura 12 – Origem do potencial matricial no interior das células das folhas, adaptada de 
ZIEGLER (1990). 
 
1.3.18. Curva característica da água no solo 
A curva característica da água no solo é importante para o manejo de sistemas de 
irrigação. Ela relaciona o potencial matricial da água com o conteúdo de água no solo. Esta 
relação é complexa e varia de solo para solo (Figura 13). As forças capilares são mais 
atuantes em elevados potenciais matriciais da água no solo e nesta faixa de potencial 
matricial a textura e estrutura do solo determinam a quantidade de água retida pelos poros do 
solo. Com a ampliação gradativa do potencial matricial diminuem as forças capilares e 
aumentam os fenômenos de adsorsão da água no solo pela diminuição da espessura do 
envelope que envolve as partículas do solo e aumenta a energia de retenção da água no solo. 
Consequentemente, solos de textura fina ou argilosa apresentam maior capacidade de 
retenção de água no solo que solos arenosos. 
O traçado da curva característica é diferente quando o solo é submetido a um 
processo de secamento ou umedecimento. Este efeito é denominado de histerese e pode ser 
parcialmente explicado pela desuniformidade geométrica dos poros do solo, ângulo de 
contato água-solo, ocorrência de ar aprisionado e constituição da solução do solo. Desta 
forma, para um mesmo valor do potencial matricial da água obtêm-se dois valores diferentes 
de conteúdo de água no solo. 
 
 26 
 
Figura 13 – Curva característica de água no solo para solos de texturas diferentes, de 
acordo com KLAR (1988). 
 
Infiltração é o processo pelo qual a água penetra no solo, através de sua superfície 
(BERNARDO, 1995). Representa o volume de água que passa por uma unidade de área, 
perpendicular ao movimento, em uma unidade de tempo; assim, a taxa de infiltração é dada 
por comprimento pela unidade de tempo, geralmente utilizando-se mm s-1, cm h-1 ou cm dia-
1 (HILLEL, 1970). Esse processo ocorre porque a água da chuva ou da irrigação possui um 
potencial total maior do que aquele verificado para a água do solo, sendo esse último tão 
menor quanto mais seco estiver o solo. No início da infiltração, estando o solo relativamente 
seco, o gradiente de potencial total da água é expressivo, principalmente em função do 
potencial matricial, o que resulta em valores elevados de infiltração. Ao longo do processo, 
entretanto, há diminuição no gradiente do potencial matricial e o gradiente de potencial total 
da água passa a ser igual ao gravitacional, que é relativamente pequeno em relação ao início 
do processo. Por outro lado, quando o movimento da água ocorre por meio de poros 
grandes, o potencial matricial é desprezível e o gravitacional constitui o principal 
componente da força que governa a infiltração vertical. 
De modo geral, a infiltração é um processo desacelerado, isto é, rápido no início e 
com posterior diminuição gradativa, até atingir certo equilíbrio dinâmico (REICHARDT, 
1990). Nessas condições, quando a taxa de infiltração praticamente não varia com o tempo, 
passa a ser chamada de infiltração básica (BERNARDO, 1995) ou capacidade de infiltração 
do solo, possuindo o valor da condutividade hidráulica saturada do solo (HILLEL, 1970). 
 27 
 
1.3.19. Fatores que afetam a infiltração da água no solo 
Conteúdo inicial da água no solo 
O solo úmido apresenta uma menor capacidade inicial de infiltração. Isto ocorre 
porque o potencial matricial da água no solo é mínimo em um solo úmido, e, portanto, mais 
rapidamente é atingido o valor final da infiltração da água no solo (capacidade de 
infiltração). Essa diferença é causada pelo conteúdo inicial de água no perfil e é mínima 
depois de uma hora. O valor de estabilização da infiltração da água no solo é independente 
do conteúdo inicial da água no solo. 
 
Condutividade hidráulica do solo 
Uma elevada condutividade hidráulica do solo, em condições de saturação, 
possibilita um maior valor da capacidade de infiltração. A capacidade de infiltração do solo 
representa a condutividade hidráulica saturada do perfil do solo. HILLEL (1970) apresenta 
valores da capacidade de infiltração para solos de diferentes texturas (Tabela 3). 
 
Tabela 3 – Valores da capacidade de infiltração em função de diferentes texturas do solo, 
segundo HILLEL (1970). 
Tipo de solo Capacidade de Infiltração (mm/hora) 
Arenoso >20 
Areno-siltoso 10-20 
Franco 5-10 
Argiloso 1-5 
Argiloso-sódico < 1 
 
Superfície do solo 
A compactação da superfície do solo e a ocorrência de crosta superficial diminuem 
a infiltração da água no solo. Isso afeta tanto a infiltração inicial como a capacidade de 
infiltração do solo. Solos que apresentam uma estrutura instável mais facilmente formam a 
crosta superficial e a presença de cobertura vegetal no solo diminui os efeitos do impacto 
das gotas da chuva, minimizando a formação da crosta. 
 
 28 
Presença de camadas com baixa permeabilidade. 
A ocorrência de uma camada de menor permeabilidade de água no perfil do solo 
limita a capacidade de infiltração do perfil do solo. O perfil do solo apresentará uma 
capacidade de infiltração igual a permeabilidade da camada limitante. Essa camada de 
impedimento poderá ser tanto arenosa como argilosa, dependendo da condição inicial de 
umidade do solo. Uma camada argilosa limita a infiltração em condições de saturação do 
solo enquanto uma camada arenosa limita a infiltração em condições não saturadas do perfil. 
 
Duração da chuva ou irrigação. 
A infiltração da água no solo é elevada no início, diminui com o tempo e estabiliza 
no final do processo quando se obtém a capacidade de infiltração do solo. Para uma 
precipitação ou irrigação na qual a lâmina aplicada à superfície do solo é maior que a 
capacidade de infiltração o solo infiltrará água até que a lâmina aplicada seja igual à taxa de 
infiltração do solo. A partir desse momento o solo não tem condições de infiltrar a água e 
ocorre a formação de uma lâmina de água na superfície do solo. 
Quando a intensidade da precipitação ou irrigação for menor que a capacidade de 
infiltração da água no solo o perfil do solo infiltra toda a água aplicada à superfície. O 
escoamento superficial ocorre quando a intensidade de aplicação for superior à capacidade 
de infiltração de água no solo; não ocorre imediatamente após a intensidade de aplicação ser 
superior à infiltração, isto porque ocorre um acúmulo de água nas depressões do terreno. 
Após atingido o limite de acumulação de água na superfície do solo é que inicia o processo 
de escoamento superficial. A magnitude do escoamento superficial, neste momento, depende 
além da diferença entre a intensidade de aplicação e a capacidade de infiltração também da 
declividade da superfície do solo. 
 
1.3.20. Determinação da capacidade de infiltração 
A capacidade de infiltração (CI) é definida como sendo a altura de lâmina de água 
que um solo pode infiltrar na unidade de tempo. A capacidade de infiltração é obtida quando 
for mínima a variação da infiltração da água em função do tempo e um valor constante é 
obtido. A infiltração acumulada (I) é a quantidade acumulada de lâmina de água infiltrada 
no solo durante um determinado tempo. 
 29 
O infiltrômetro de anéis concêntricos ou de duplo anel é o equipamento comumente 
utilizado para mensuração da infiltração, devido, sobretudo, à simplicidade e facilidade de 
execução dos testes (BERNARDO, 1995). Esse método consiste basicamente de dois anéis 
de metal,sendo um externo para evitar que a água infiltrada no anel interno seja dissipada 
lateralmente. As medições da lâmina infiltrada somente são realizadas no anel interno. Após 
iniciado o processo, a infiltração da água no solo é, normalmente, medida continuamente até 
um tempo mínimo de 120 minutos. Na Tabela 4 são apresentados valores obtidos da 
infiltração da água em função do tempo. 
Uma séria limitação, mesmo quando usa-se o duplo anel, é a infiltração horizontal 
induzida pelo forte gradiente de potencial de água entre o solo muito úmido sob o 
infiltrômetro e o solo seco circundante, já que os anéis são cravados apenas poucos 
centímetros no terreno. Outra inconveniência deste método é a possível deformação da 
estrutura da camada superficial, devida aos esforços despendidos na cravação dos anéis. Tais 
esforços podem introduzir fendas, rachaduras e desagregação no terreno, alterando 
substancialmente as taxas naturais de infiltração. Isso é fundamental em casos de terrenos 
com crostas, de ocorrência muito comuns em solos naturais e irrigados. De acordo com 
HILLEL (1980), crostas com poucos milímetros de espessura podem reduzir drasticamente a 
infiltração das lavouras. 
 
Tabela 4 – Valores da infiltração da água em função do tempo. Santa Maria, UFSM, 
2000. 
Observação Tempo (minutos) Infiltração (cm) 
1 1 0,32 
2 5 0,77 
3 10 1,14 
4 15 1,42 
5 20 1,66 
6 25 1,88 
7 30 2,08 
8 45 2,60 
9 60 3,04 
10 90 3,80 
11 120 4,45 
12 150 5,04 
13 180 5,56 
 
 30 
Entre as equações desenvolvidas para representar matematicamente o processo da 
infiltração, as mais conhecidas são as de Philip, Green-Ampt, Kostiakov, Soil Conservation 
Service (SCS), Horton e Collis-George. 
A infiltração acumulada (I) da água no solo, em cm, pode ser descrita pela equação 
potencial do tipo: 
 
naTI 
 ( 11 ) 
 
Onde: a e n são coeficientes que dependem do tipo de solo e T é o tempo 
acumulado de infiltração em minutos. 
 A infiltração de água no solo em um determinado tempo pode ser obtida pela 
derivada desta equação, assim: 
 
1...60  nTnaCI
 (mmh-1) ( 12 ) 
 
Os coeficientes a e n podem ser determinados por regressão linear entre os valores 
da infiltração acumulada de água e o tempo acumulado, conforme apresentado na Tabela 4. 
O valor 60 na equação (16) converte o resultado de minutos para hora. Aplicando logaritmo 
na equação (15) obtém-se a equação da reta (y = a + bx) que pode ser expressa da seguinte 
maneira: 
 
Log I = log a + n . log T ( 13 ) 
 
Para aplicar a regressão linear assume-se y = Log I, a = Log a, b = n e, x = Log T, 
assim: 
 N
x
x
N
yx
XY
b
2
2 )(



 
( 14 ) 
 
a = y - bx ( 15 ) 
 
 31 
Aplicando a equação de regressão nos dados apresentados na Tabela 4 a equação de 
infiltração acumulada (I) e a velocidade de infiltração instantânea são: 
I = 0,32 T0,55 (cm) 
 
VI = 10,57 T(0,55-1) (cm h-1) ( 16 ) 
 
A capacidade de infiltração da água no solo é usada como referência para a seleção 
do método de irrigação a ser utilizado. A Tabela 5 relaciona valores de capacidade de 
infiltração com os métodos de irrigação recomendados. 
 
Tabela 5 – Valores de capacidade de infiltração em função dos métodos de irrigação 
recomendados. 
CI (mm/hora) Método de Irrigação recomendado 
<12 Superfície, aspersão, gotejamento 
12 – 50 Aspersão, superfície, gotejamento, subirrigação 
> 50 Aspersão, subirrigação, gotejamento 
 
Na Tabela 6 são apresentados valores obtidos pelo infiltrômetro de anéis 
concêntricos e na Figura 14 são apresentados os valores observados da taxa de infiltração e a 
sua estimativa através da equação de Kostiakov. 
 
Tabela 6 – Valores de taxa de infiltração e infiltração acumulada em função do tempo 
para um solo Argissolo. 
Tempo VI LI TI IA 
(min.) (cm3) (cm) (cm h-1) (cm) 
0,0 0 0 - - 
0,5 25 0,0828 9,9360 0,0828 
1,0 25 0,0828 9,9360 0,1656 
5,0 50 0,1657 2,4855 0,3311 
10,0 125 0,4143 4,9716 0,7456 
15,0 100 0,3314 3,9768 1,0770 
30,0 275 0,9114 3,6456 1,9884 
45,0 275 0,9114 3,6456 2,8998 
60,0 275 0,9114 3,6456 3,8112 
75,0 250 0,8286 3,3144 4,6398 
90,0 225 0,7457 2,9828 5,3855 
105,0 275 0,9114 3,6456 6,2969 
120,0 150 0,4971 1,9884 6,7940 
135,0 150 0,4971 1,9884 7,2911 
VI = volume infiltrado; LI = lâmina infiltrada; TI = taxa de infiltração; IA = infiltração acumulada. 
 
 32 
 
Tempo (minutos) 
Figura 14 – Taxa de infiltração observada e estimada (cm h-1) pela equação de Kostiakov 
no perfil de um solo Argissolo situado em Santa Maria, RS. 
 
1.3.21. Armazenamento da água no solo 
A freqüência de irrigação requerida por uma cultura depende da quantidade de água 
que pode ser armazenada no perfil do solo. Atualmente não se classifica a água do solo 
utilizando-se as constantes hídricas, mas sim procede-se uma avaliação quantitativa, para 
fins de estudo de sua disponibilidade para as plantas. A quantidade total de água armazenada 
no perfil de um solo é tradicionalmente definida como sendo uma característica estática, 
representando a quantidade de água que um solo pode reter ou armazenar entre a capacidade 
de campo e o ponto de murcha. 
Este conceito pressupõe que a água do solo retida a tensões inferiores à capacidade 
de campo não é disponível às plantas. Inúmeros estudos comprovaram que as plantas retiram 
água do solo entre as tensões acima especificadas. Só em casos de solos muito permeáveis, 
submetidos a irrigações ou chuvas excessivas, é que a água é perdida por percolação, mas 
mesmo assim não existe um intervalo fixo de tensão para definir a água sujeita à ação da 
gravidade. Este conceito tradicional de água disponível supõe que a água do solo retida a 
tensões superiores ao ponto de murchamento não esteja mais disponível às plantas. Isso 
também não pode ser generalizado, pois diferentes culturas apresentam diferentes 
capacidades de resistência à deficiência da água no solo. 
 33 
O conceito clássico de água disponível serve apenas como um critério para 
caracterizar o solo quanto à capacidade de armazenar água. Em geral, solos profundos 
possuem grande capacidade de armazenamento de água possibilitando o cultivo sem 
irrigação de culturas com sistema radicular bem desenvolvido, desde que o solo seja bem 
umedecido, até uma profundidade considerável, por ocasião do plantio. Se a capacidade de 
retenção da água for menor, por ser um solo superficial ou de textura arenosa, irrigações 
mais freqüentes são normalmente necessárias. 
 
1.3.22. Capacidade de campo 
A capacidade de campo normalmente é definida como a quantidade de água que um 
solo pode reter após a ocorrência da drenagem natural do perfil, sendo muitas vezes utilizada 
como limite superior de disponibilidade de água às plantas. É um parâmetro de grande 
importância para a irrigação, sendo freqüentemente relacionada com a curva característica 
da água do solo. A determinação da capacidade de campo depende da estabilização da 
drenagem interna do perfil, sendo desta forma de difícil determinação e influenciada pela 
textura, estrutura, profundidade e manejo do solo. Fisicamente a capacidade de campo é um 
conceito arbitrário e não representa uma propriedade física do solo. 
A capacidade de campo é facilmente determinada em solos arenosos devido à 
redução acentuada da drenagem interna do perfil, que por sua vez é avaliada através da 
variação do conteúdo de água no solo. Entretanto, em solos de textura fina, a transição da 
redução da drenagem interna do perfil não é bem definida, o que torna pouco precisa a 
determinação e o conceito de capacidade de campo. Na determinação da capacidade de 
campo,deve-se coletar amostras de solo em cada camada do perfil para avaliar o conteúdo 
de água, repetindo-se diariamente até a identificação e obtenção de um valor relativamente 
constante do conteúdo de água no solo. 
Usualmente utilizam-se os seguintes valores para a obtenção da capacidade de 
campo através da curva característica: para solos muito argilosos utiliza-se o valor do 
conteúdo de água correspondente à tensão de 0,1 MPa, para solos argilosos o valor 
correspondente à tensão de 0,033 MPa e para solos arenosos o valor de 0,01MPa. 
 
 34 
1.3.23. Ponto de murcha 
O ponto de murchamento é definido pelo conteúdo de água presente no solo quando 
ocorre a murcha permanente das plantas que vegetam no solo, mesmo que estas sejam 
colocadas em condições de ambiente saturado com água. Em dias ensolarados e secos as 
plantas podem murchar durante o período de maior demanda evaporativa da atmosfera 
(período da tarde) mesmo quando o conteúdo de água no solo for relativamente elevado. 
Este murchamento, entretanto, não é permanente e o turgor dos tecidos vegetais é 
recuperado durante a noite. No entanto, o ponto de murchamento é aquele em que a planta 
não recupera mais a turgidez, durante a noite ou manhã seguinte, mesmo quando a demanda 
evaporativa da atmosfera for reduzida ou após uma irrigação ou precipitação. 
O conteúdo de água no solo correspondente ao ponto de murcha não depende 
somente do solo (textura e estrutura) e dos mecanismos que interferem na dinâmica da água 
no solo, mas depende principalmente da cultura (espécie, estádio de desenvolvimento, etc.). 
A água no solo, num ponto próximo ao de murchamento, é retida principalmente pela ação 
das forças adsortivas existentes entre as partículas de solo e as moléculas de água. 
Os valores do potencial de água no solo normalmente assumidos como o ponto de 
murchamento estão entre –0,1 e –0,2 MPa, sendo normalmente utilizado o valor 
intermediário de –1,5 MPa como o conteúdo de água correspondente ao ponto de 
murchamento para a maioria das plantas cultivadas. Várias espécies podem retirar água do 
solo a potenciais menores que os normalmente estabelecidos. Por outro lado, espécies 
sensíveis paralisam completamente o crescimento e entram em murchamento permanente 
em potenciais maiores que os indicados. Próximo ao ponto de murchamento, grandes 
variações do potencial total da água no solo ocasionam pequenas variações no conteúdo de 
água no solo. 
 
1.3.24. Determinação quantidade total de água armazenada 
A maneira tradicional de determinar a quantidade total de água armazenada no 
perfil do solo tem sido baseada através de determinações do ponto de murchamento e da 
capacidade de campo. A capacidade de retenção é uma característica do solo e da 
profundidade do perfil do solo explorado pelo sistema radicular da cultura. 
 
pCQTA c 
 QTA= (CC – PMP) . P ( 18 ) 
 
 35 
Onde: CC é a capacidade de campo do solo em cm³ cm-3, e p é a profundidade da 
camada em mm. 
 A capacidade de retenção (quantidade total de água armazenada) deve ser 
determinada em cada camada do solo sendo a CRmáx (QTA)obtida pelo somatório de todas 
as camadas do perfil do solo explorado pelo sistema radicular da cultura. 
 
1.3.25. Disponibilidade de água às plantas 
A determinação da freqüência e do turno de rega requeridos pela cultura irrigada 
depende basicamente da quantidade de água disponível às plantas. Diferentes critérios têm 
sido utilizados para quantificar a água disponível às plantas. Os pesquisadores têm dado 
muita atenção a problemas associados com a avaliação dos limites de disponibilidade de 
água no solo às culturas e à dinâmica do crescimento radicular. Entretanto, considerações 
sobre a disponibilidade total de água no solo às plantas e o seu impacto no crescimento e 
desenvolvimento das plantas têm recebido pequena atenção. 
 
1.3.26. Determinação da água disponível no solo 
Para substituir o inadequado conceito de disponibilidade de água no solo a 
utilização da capacidade de armazenamento de água disponível (CAD) tem sido difundida 
ultimamente. Sua determinação é realizada pela diferença de conteúdo volumétrico de água 
entre os limites superior e inferior de disponibilidade de água às plantas, considerando cada 
camada do perfil de solo explorado pelo sistema radicular das plantas (RITCHIE, 1981; 
CARLESSO, 1995). O limite superior de água disponível às plantas é definido como o 
conteúdo de água no solo observado 24 horas após a drenagem do perfil, a partir do 
umedecimento completo ou saturação do solo por irrigação ou precipitação. O limite inferior 
de água disponível às plantas, por sua vez, é definido como o conteúdo de água no solo 
quando as plantas, após apresentarem um desenvolvimento normal, estiverem 
completamente senescidas; assim, considera-se que neste ponto houve extração de toda a 
água disponível no perfil do solo e que as plantas não podem recuperar a turgidez. 
A maneira tradicional de avaliar a disponibilidade da água no solo, tem sido feita 
através da medida do "ponto de murcha permanente" e da "capacidade de campo" de 
amostras de solo retiradas do campo. O conteúdo de água é avaliado nos potenciais de -
0,033 ou -0,01 MPa para a capacidade de campo e –1,5 MPa para o ponto de murcha 
 36 
permanente. Entretanto, vários estudos criticam estas definições, entre eles RITCHIE 
(1981), RATCLIFF et al. (1983) e REID et al. (1984). Os principais argumentos são de que 
as plantas podem retirar água do solo em potenciais menores que –1,5 MPa, embora de 
acordo com GARDNER & EHLING (1963) esta extração de água muito freqüentemente 
signifique um erro na determinação do conteúdo de água. 
Determinações laboratoriais do ponto de murcha e da capacidade de campo 
freqüentemente não conferem com valores obtidos a campo. Como exemplo, RATCLIFF et 
al. (1983) encontraram que o potencial de - 0,033 MPa para a determinação da capacidade 
de campo subestima a determinação a campo do limite superior de disponibilidade em solos 
arenosos e superestima para solos de textura siltosa ou argilosa. Os mesmos autores afirmam 
que o potencial de –1,5 MPa subestima o ponto de murchamento comparado ao limite 
inferior para solos de textura arenosa e siltosa e superestima em solos francos e argilosos. Já 
PETRY (2000), que também avaliou a metodologia tradicional para a determinação da 
disponibilidade de água no solo, encontrou que essa metodologia superestima os valores do 
ponto de murcha permanente, em relação ao limite inferior de disponibilidade, nas três 
classes de texturas de solo que foram estudadas (argila pesada, franco-argilo-siltosa e 
franco-arenosa); ao mesmo tempo houve uma subestimativa da capacidade de campo em 
relação ao limite superior de disponibilidade de água às plantas. 
A água disponível às plantas (total, expressa em altura de lâmina de água, 
geralmente em mm) é utilizada como indicador de déficits hídricos e também como 
indicador do momento de irrigar as plantas (RITCHIE et al., 1972, ROSENTHAL et al., 
1987, CARLESSO, 1995). Esse indicador possui vantagens sobre outros fatores porque ele é 
primariamente dependente da taxa de uso da água e das propriedades físicas do solo 
(RITCHIE et al., 1972). Resumindo, a água extraível (disponível) do perfil de um solo é a 
quantidade de água compreendida entre o limite superior (LS) e o limite inferior (LI) de 
disponibilidade de água. A capacidade de água disponível (CAD) pode ser obtida pela 
seguinte expressão: 
 
pLLCAD IS  )(
 ( 19 ) 
 
Onde: LS é o limite superior em cm³ cm
-3 (muitas vezes utiliza-se a capacidade de 
campo como limite superior), LI é o limite inferior em cm³ cm
-3 e, p é a profundidade do 
solo explorado pelo