Água em Sistemas Agrícolas

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A AGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
0,578 g correspondem a 0,578 cm3, a altura de água evaporada é de 0,578 cm ou
5.78 mm. Caso o leitor tenha dificuldade neste raciocínio, recomendamos a leitura
do capítulo sobre chuva, onde a grandeza "altura de água" é definida.
A título de ilustração, a Figura 2.14 mostra um gráfico de radiação global,
registrado em Piracicaba (SP).
Do que foi visto, nota-se que a demanda de água da atmosfera está intima-
mente ligada à radiação solar. Nos meses de verão, Q0 é maior e quanto menor a
absorção atmosférica, maior Q, e maior QL. O papel da latitude, pouco discutido
aqui, também é importante.
2.4. Vento e sua contribuição
para a demanda atmosférica de água
Mesmo havendo energia disponível, se o ar estiver saturado ou próximo à
saturação, a quantidade de água que fica na fase de vapor é praticamente constante,
pois a maior parte da água que evapora condensa-se, voltando à fase líquida (equi-
líbrio dinâmico).
O vento transporta massas de ar de uma região para outra e, assim, afeta a
demanda atmosférica de água. Quando uma massa de ar úmida e fria é reposta por
uma massa de ar seca e quente, novas quantidades de vapor podem ser absorvidas
pelo ar e, como consequência, o processo de evaporação se intensifica. Por outro
lado, a entrada de massa de ar úmida pode reduzir sensivelmente a quantidade de
água perdida por evaporação. Por isso, o efeito do vento sobre a evaporação é difícil
de ser quantificado. Normalmente, medidas de vento incluem apenas seu módulo
(velocidade, em m/s ou km/h), direção e sentido, não sendo especificadas as condi-
ções de umidade do ar em movimento. De uma maneira geral, porém, pode-se dizer
que quanto mais vento, maior a quantidade de água evaporada.
No capítulo de evaporação e evapotranspiração o assunto será abordado
com um pouco mais de detalhe. Lá veremos que fórmulas para a estimativa da eva-
potranspiração a partir de parâmetros atmosféricos incluem o vento.
2.5. Bibliografia adicional
Mota, F.S., 1981. Meteorologia agrícola. Livraria Nobel S.A., São Paulo. 376p.
Tubelis, A. e Nascimento, F.J.L., 1979. Meteorologia descritiva. Livraria Nobíl S.A., São Pa] Io. 374 p.
CAPÍTULO 3
O Solo como um
Reservatório de Água
3.1. Introdução
O solo é um sistema complexo, constituído de materiais sólidos, líquidos e
gasosos. As partículas sólidas formam um arranjo poroso tal que os espaços vazios,
denominados poros, têm a capacidade de armazenar líquidos e gases.
A parte sólida é principalmente mineral e se constitui de partículas classifi-
cadas de acordo com o tamanho médio dos grãos, em areia, limo (ou silte) e argila.
As proporções de areia, limo e argila determinam a textura do solo. O arranjo das
diversas partículas, juntamente com os efeitos cimentantes de materiais orgânicos e
inorgânicos, determinam a estrutura do solo. Os materiais orgânicos consistem de
resíduos vegetais e animais, parte dos quais são vivos e o restante se apresentando em
diversos estágios de decomposição, denominados húmus.
A parte líquida do solo constitui-se essencialmente de água, contendo mine-
rais dissolvidos e materiais orgânicos solúveis. Ela ocupa parte (ou quase o todo) do
espaço vazio entre as partículas sólidas, dependendo da umidade do solo. Esta água
é absorvida pelas raízes das plantas ou é drenada para camadas de solo mais profun-
das e, por isso, precisa ser periodicamente reposta pela chuva ou pela irrigação, para
garantir uma produção vegetal adequada. Daí a importância agrícola do conheci-
mento deste reservatório de água para as plantas e dos princípios que governam seu
funcionamento.
A parte gasosa ocupa os espaços vazios não ocupados pela água. Esta é uma
porção importante do sistema solo, pois a maioria das plantas exige certa aeração do
sistema radicular, com a exceção de "plantas aquáticas", como o arroz. Na prática
da irrigação, é importante manter-se certo balanço entre a porção dos poros ocupada
pela água e ocupada pelo ar. A Tabela 3.1 fornece a composição em volume de um
solo considerado ideal e três solos do Estado de São Paulo, para que o leitor tenha
uma ideia destas proporções.
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
TABELA 3.1
Composição volumétrica (%) de alguns solos
fraçõo sólida
solo
mineral orgânica
água
"ideal"
Regossol
Latossol Roxo
Podzólico V. A. orto
45
61
35
50
5
1
7
2
30
4
32
24
20
34
26
24
3.2. Textura do solo
A textura do solo refere-se tão somente à distribuição das partículas em
termos de tamanho. A escala de tamanho varia enormemente, desde cascalhes de
diâmetro da ordem de centímetros, até partículas diminutas, como os colóides, que
não podem ser vistos a olho nu. O tamanho das partículas é de grande importância,
pois ele determina o número de partículas por unidade de volume ou de peso e a
superfície que estas partículas expõem, como mostra a Tabela 3.2.
TABELA 3.2
Relação entre diâmetro de partículas esféricas, seu número por cm3 e sua superfície
Diâmetro das
partículas
(cm)
1
0,5
0,06
0,001
Número das
partículas
em 1 cm1 de solo
1
8
4.096
1.000.000.000
Superfície das
partículas
(cm2)
3,14
6,28
50,23
3.141,60
Este aumento pronunciado da superfície exposta com a diminuição do diâ-
metro da partícula é ponto-chave para as propriedades do solo. A superfície exposta
vai determinar as propriedades de retenção de água e de retenção de nutrientes.
As proporções de partículas grosseiras, médias e finas que são denominadas
de areia, limo e argila, determinam combinações que são utilizadas para classificar o
solo segundo sua textura. A determinação do tamanho das partículas é feita em labo-
ratório e é denominada de análise mecânica do solo. Denominaram-se de areia as
partículas de diâmetro entre 2 e 0,02 mm; de silte ou limo as partículas de diâmetro
entre 0,02 e 0,002 mm de diâmetro, e de argila as de diâmetro menor do que 0,002
mm. Os diferentes solos são classificados de acordo com as proporções destas três
frações. Em textos de Edafologia encontra-se o triângulo textural, utilizado para clas-
sificar os solos do ponto de vista da textura. Para os objetivos do presente texto, são
suficientes as seguintes classes texturais:
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 29
i) areia: solo solto em grãos individuais, que podem ser vistos e sentidos pelo tato.
Comprimido entre os dedos, quando seco, colapsa, perdendo a estrutura e,
quando molhado, pode ser moldado, mas colapsa quando tocado. Apresenta
teores maiores que 85% de areia.
ii) areia barrenta ou areia franca: tem mais silte e argila que a areia, de tal forma
que não colapsa com tanta facilidade quando seca e pode ser melhor moldada
quando úmida. Material que contém de 70 a 85% de areia e a porcentagem de
limo e argila é maior que 15%.
iii) barro-arenoso ou franco-arenoso: solo com alto teor de areia, mas com quanti-
dade suficiente de silte e argila para apresentar-se mais coeso. Pode-se ver ou
sentir a areia que contém. Quando seco, esboroa-se sob pressão dos dedos e
quando úmido pode ser moldado com facilidade. Possui teores de areia maiores
que 52%, mas o teor de limo e argila é maior que 30%.
iv) franco', esta classe textural apresenta as três frações em proporções equilibradas.
O solo quando úmido é macio e ligeiramente plástico e quando seco suporta
manuseio suave. Possui menos que 52% de areia, 7 a 27% de argila e 28 a 50%
de limo.
v) franco siltoso: material com pouca areia, pouca argila e predominância de limo.
Quando seco forma torrões que se partem facilmente e pode ser moldado tanto
seco como úmido. Ao tato dá sensação de talco. Contém mais de 50% de silte,
12 a 27% de argila e areia.
vi) franco-argiloso: torrões mostram-se duros quando secos e quando molhados se
apresentam plásticos, podendo ser manuseados sem se romper. Contém de 27 a
40% de argila, 20 a 45% de areia e a diferença em limo.
vii) argila: forma torrões duros quando secos e molhados apresentam-se plásticos;
moldagem perfeita quando úmido. Material que contém mais de 40% de argila,
menos de 45% de areia e menos de 40% de silte.
Como sesara movimento significativo de água, mas sim, de soluto,-Ã coisa porém fica bem
diferente se ás soluções À e B forem colocadas em contato através de uma membrana
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICRARDT
o ) S I T U A Ç Ã O INICIAL COM
TORNEIRA F E C H A D A
b) S I T U A Ç Ã O FINAL DE EQUIL ÍBRIO,
T O R N E I R A ABERTA
Fig. 3.15 — Sistemas asmáticos em coníato sem membrana semipermeável.
semipermeável. A figura 3.15 mostra o resultado de duas soluções A e B colocadas
em contato sem membrana semipermeável e a figura 3.16 com membrana semiper-
meável. Membrana semipermeável é aquela que possui seletividade, isto é, deixa
passar apenas o solvente (no caso a água) e não deixa passar o soluto (no caso o
NaCl).
No caso da Figura 3.15, sem membrana semipermeável, nota-se que o nível
dos reservatórios A e B não muda desde o início até o equilíbrio, o que mostra que
não houve um fluxo mensurável de água de A para B. Houve porém um fluxo de
NaCl de B para A e as concentrações se igualaram no valor médio 0,3 M.
No caso da Figura 3.16, com membrana semipermeável, a água sai de A e
passa para B. Com isso, a concentração em A aumenta e em B diminui. Não há mo-
vimento de NaCl. Com isso, o desnível entre os reservatórios aumenta, sendo igual a
h numa situação final de equilíbrio. O valor h depende do diâmetro dos tubos colo-
cados sobre A e B e, na situação final, o sistema B fica com uma pressão hidrostática
h acima da atmosférica, que atua sobre os dois sistemas. Por isso, as concentrações
finais CÁ e Cê não são exatamente iguais a 0,3 M. Em A ela é um pouco menor e em
• •h
A
CA = 0,1 M
^-^—
B
Ce>=0,5M
s '
M E M B R A N A
SEMI-
PERMEÁVEL
A^^
C'A= 0,3 M
k. j
B
C'B= 03 M
^ f,
a) S I T U A Ç Ã O IN IC IAL
y/////////////////////
b) S I T U A Ç Ã O FINAL DE
EQUILÍBRIO
Fig. 3.16 — Sistemas asmáticos em contato com membrana semipermeável.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 59
B um pouco maior. Vê-se, porém, uma transferência significativa de água do sistema
A para o sistema B. Por isso, diferenças de potencial osmótico só causarão movi-
mento de água quando o sistema estiver "separado" por uma membrana semiper-
meável.
Na planta, as membranas celulares são semi permeáveis "e,i" por"isso, nelas o
jagitencial osmótico é de grande importância. Devido a estalTrrièrnbranas a águãT
penetra nas Vélulas^fconferindo-lhes umliírgor (pressão positiva) que mantém a
plãntlfêreta e túrgida. Na passagem da água do solo para as raízes também encon-
tram-se membranas semipermeáveis e o potencial osmótico não pode ser desprezado.
No solo, de uma maneira geral, não existem membranas semipermeáveis e a
componente de potencial osmótico não é considerada para movimento de água.
Qualquer gradiente de potencial osmótico que^se estabeleça no solo por uma razão
qualquer acaba provocando um movimento de solutos (que se redistribuem) e unfi
movimento desprezível de água.)
Mesmo no solo, toda vez que a água passar para o estado de vapor, como é o"""
caso da evaporação através de sua superfície, "aparece" uma membrana semiper-
meável pelo fato de os solutos não passarem para o estado de vapor. A água que fica
para trás torna-se mais concentrada. Daí a concentração de sais na superfície, for-
mando uma crosta salina.
Uma adubação exagerada e próxima à semente pode desidratá-la. É que a
semente não absorve os sais mas perde água ficando assim afetado seu poder germi-
nativo.
A equação 3.16 para calcular a componente osmótica é simples, com um
ou dois componentes, como no caso do exemplo do NaCl dissolvido em água. A
determinação de C, porém, pode se complicar. Ela depende do grau de dissociação
do sal. Para concentrações acima de 0,1 M, a equação 3.16 passa a ter limitações.
Para esclarecer um pouco melhor a situação, vejamos como se calcula a compo-
nente osmótica de uma solução nutritiva constituída de KNO3 0,006 M- + Ca(NO3),
4 H20 0.004M + NH4H2P04 0.002M + MgSO4 . 7 H2O 0,001 M e outros micro-
nutrientes em concentração desprezível. O leitor deve se lembrar que um sal como o
Ca(NO3)2, ao ser dissolvido em água, dissocia-se em Ca2+ e 2NOJ e, portanto, se pre-
paramos uma solução 0,004M em Ca(NO3)2, o resultado é 0,004M em Ca;^ e
0,008M em NOj, portanto, no total 0,012M em Ca2+ e NO,. Utilizando este racio-
cínio para os demais sais da solução nutritiva, temos:
C = (0,006 + 0,006 + 0,004 + 0,008 + 0,002 + 0,002 + 0,001 + 0,001) = 0,03 M
e assim:
yos = -0,082 x 300 x 0,03 = -0,738 atm = -74 kPa
Para o caso da solução do solo, a coisa se complica mais ainda. Como deter-
minar C para a solução do solo? Sabe-se que a concentração de íons varia de acordo
com o tamanho do poro e que para um mesmo poro existe um aumento de concen-
tração na direção da parede do poro. A técnica mais comum é fazer um extraio satu-
rado, isto é, tomar certa quantidade de solo, saturá-lo e fazer a extração. Em segui-
da, mede-se a concentração de cada íon. Existem também técnicas de extrair, por
sucção, a solução diretamente do solo. Existem ainda várias outras técnicas moder-
nas para a determinação da concentração iônica de soluções, que não serão discuti-
das aqui. Elas são encontradas em textos de química, bioquímica e fisiologia vegetal.
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS
3,14, Potencial total da água
KLAUSRE1CHARDT
O potencial total da água é a soma de todas as componentes e é dado pela
equação 3.8. Acontece, porém, que para diversos sistemas, a importância de cada
componente é diferente e a equação 3.8 fica simplificada.
a) No solo: - —._-_. —. —
a,) No solo saturado e imerso em á
V = V8 + Vp ) (3.8a)
Neste caso, vg é importantíssima, tpp depende do valor da carga hidráulica
que atua sobre o solo, i^m = O, pois não há interfaces água/ar e vos não é conside-
rado por não haver membrana semipermeável.
solo não saturado
V = (3.8b)
Neste caso, \vs é de grande importância na faixa úmida e vai perdendo impor-
tância com o decréscimo da umidade. Com este decréscimo da umidade, ym vai
ganhando importância até que, para o solo bem seco, tf = ym. Como não existe
água livre no sistema, VJP = O e \VK não é considerado por não haver membrana semi-
permeável.
b) Passagem da água do solo para as raízes
b,) solo inundado (por exemplo: arroz irrigado)
V = Vg + Vç + V»,
b2) solo não saturado (por exemplo: arroz de sequeiro)
V = Vg + Vm + Vos
c) Na planta
c,) em células de tecido tenro (por exemplo: folha)
V = Vp + Vos
(3.8c)
(3.8d)
(3.8e)
Neste caso, ipp é o turgor celular, uma pressão positiva que aparece em célu-
las túrgidas devido à entrada de água em um volume celular limitado. Em casos
extremos, a turgidez pode arrebentar a célula. Em caso de falta de água, \vf tende
para zero e a planta entra em murcha. Valores típicos de t^p em folhas variam de —2 a
-6 atm (-0,2 a -0,6 MPa). vos aparece devido à presença de solutos na água da
planta (seiva bruta e seiva elaborada) e seus valores são da ordem de -5 a -10 atm
(-0,5 kPa a -1,0 kPa). Como tfp e ipos são da ordem de atmosferas, geralmente vg é
desprezível e como não há interfaces água/ar, i^m = 0.
c2) tecido vegetal fibroso ou lenhoso
t é desprezado.
Vm e vem consideração houver diferenças de potencial
total v, pode haver movimento de água. É que a diferença de potencial "cria" um
gradiente de potencial (veja item 3.12) e como este é uma força, a água pode se
mover.
Ao contrário, quando v não varia entre os pontos de um sistema, grad v = O
e a água encontra-se em equilíbrio.
Assim, se as camadas superficiais do solo estiverem mais úmidas que as cama-
das mais profundas, y é maior nas primeiras e a água tende a "drenar" dentro do
perfil de solo. Isto é comum logo após uma chuva não muito intensa.
No caso de uma chuva prolongada e intensa, o perfil fica úmido até grandes
profundidades e vm é praticamente nulo. Nestas condições, t/jg é importante e grad \y
é praticamente igual a grad vg e a água drena dentro do perfil. Este processo é deno-
minado de drenagem interna.
Quando a superfície do solo se seca devido ao processo de evaporação, o
potencial total i^ das camadas superficiais fica mais negativo que o das camadas mais
profundas. Como resultado aparece um movimento ascendente de água no perfil de
solo.
Dos exemplos vistos acima, vê-se que a água pode mover-se em qualquer
sentido e direção, de cima para baixo, de baixo para cirna, lateralmente, etc., mas
sempre de acordo com a distribuição do potencial total v. -^
Além do potencial total da água v>, uma característica do solo, denominada
condutividade hidráulica, afeta o movimento da água. A condutividade hidráulica é
um parâmetro que mede a facilidade com a qual o solo transmite água«..Portanto,
quanto maior a condutividade hidráulica, tanto maior a facilidade com que a água se
move em um solo.
A condutividade hidráulica do solo K é medida em volume de água Q (cm3)
que passa pela unidade de área A (cm2) na unidade de tempo t (s). Assim:
V ,̂.,,/- y (3.17)
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
resultando uma altura de água por unidade de tempo. Na prática, como a água do
solo se move relativamente devagar, são comuns as unidades cm/min; cm/h;
cm/dia; mm/min; mm/h e mm/dia. Assim, se um solo permite a passagem de 5
litros de água por um plano de solo de l m2 em l h, teremos K = 5 mm/h.
/" Para um dado solo, K é tanto maior quanto maior sua umidade 0. O valor
máximo de K é quando o solo se encontra saturado (9 = 6,), e é denominado de con-
dutividade hidráulica saturada KO (também chamada de infiltração básica-, veja Capí-
tulo 5). Com o secamente do solo, isto é, com o decréscimo de 6, a condutividade
hidráulica diminui drasticamente até que seu valor chega a ser praticamente zero
para um solo seco. Isto significa que um solo "molhado" tem a capacidade de con-
duzir mais água que um solo "seco". No Capítulo 9, item 9.2.2., è apresentada uma
forma aproximada para calcular K como uma função da umidade do solo.
A equação mais comumente utilizada para quantificar o movimento de água
no solo é a equação de Darcy:
q = -K x grad y (3.18)
que nos mostra que o fluxo de água q é igual ao produto da condutividade hidráu-
lica K pelo gradiente de potencial total \\>. O sinal menos aparece apenas porque a
força F que move a água é igual a —grad t^ (veja item 3.12).
O fluxo de água q tem a mesma dimensão da condutividade hidráulica K, isto
é, cm/min, cm/h, ... pois se trata também de uma quantidade de água que passa por
uma dada área em dado tempo. Assim, se tivermos um fluxo de água de 0,5 cm/h,
isto significa que 5 litros de água passam por uma área de l m2 de solo em l hora.
A equação 3.18 nos mostra que o movimento de água no solo, medido atra-
vés de um fluxo, é o produto de K por grad \y. Portanto, o produto dos dois fatores é
que determina o fluxo. Isto é importante de ser notado, pois se a condutividade
hidráulica do solo for grande, isto não implica necessariamente em um fluxo grande.
Se o gradiente de tp for muito pequeno, não haverá fluxo grande mesmo se a condu-
tividade hidráulica for grande. Assim, em um solo seco, mesmo na presença de um
gradiente de potencial relativamente grande, o fluxo de água é praticamente nulo.
Pode, portanto, haver uma variedade grande de combinações de K e de grad \\>, cada
uma determinando um fluxo q de água.
O fluxo de água na planta e na atmosfera obedece a leis semelhantes, sendo
que a condutividade hidráulica desses sistemas é sempre bem grande, não havendo
limitação para o fluxo. Na maioria dos casos, quem determina o fluxo de água é o
grad tf.B em torno de -l a -5 atm (-0,1 a -0,5 MPa), na folha tf>t em torno de -3
a -10 atm (-0,3 a -l MPa) e na atmosfera if>0 em torno de -50 a -200 atm (-5 a
-20 ($>a). Como:
A > V u > >
o movimento da água dá-se de A para B, para C e finalmente para D, isto é, do solo
para a planta e desta para a atmosfera. Este movimento dá-se .espontaneamente,
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 63
A T M O S F E R A
Fig. 3.17 — Esquema do movimento de água no sistema solo-planla-atmos/era.
sendo que a água apenas procura um estado de energia mais baixo, que no caso está
na atmosfera. Dai a demanda atmosférica de água descrita no Capítulo 2. É, por-
tanto, errado dizer que a planta retira água do solo. A água vai espontaneamente do
solo para a planta e para o observador tudo se passa como se a planta "succionasse"
a água do solo. As plantas não consomem energia neste processo. É, porém, comum
falar-se em absorção de água pelas plantas.-
Na Figura 3.17o movimento de água de A para B é movimento no solo. Ele é
regido pela equação 3.18 (de Darcy) e é, portanto, proporcional ao grad y entre A
e B e à condutividade hidráulica do solo K entre A e B. Enquanto este fluxo de água
q = -K grad ip atender à demanda atmosférica, o que significa que toda água per-
dida por transpiração nas folhas é reposta pelo solo, a planta se desenvolve adequa-
damente, permanece túrgida, sem entrar em murcha. Quando o fluxo de água q no
solo não atender à demanda evaporativa da atmosfera, a planta passa a perder sua
própria água e entra em murcha. Uma pequena murcha nas horas mais quentes do
dia é comum e tolerável, não afetando sensivelmente a produtividade agrícola.
Quanto maior a perda de água e mais longo o período de murcha, tanto mais irrever-
sível o processo, ficando a produtividade ameaçada e, em casos extremos, a planta
morre.
A AGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS k L A U S R E I C H A K D T
Devido a isto, procurou-se saber quais os níveis de água no solo, nos quais a
água é disponível às plantas, não havendo falta nem excesso. Este conceito será dis-
cutido no item 3.16, logo a seguir.
O movimento de água na planta, de B para C, dá-se através dos sistemas
condutores de água da planta, denominados de xilema. Trata-se de feixes de células
de forma tubular, próprios para a condução de água. Uma equação do mesmo tipo
q = -K grad v rege o movimento, sendo que a condutividade K do xilema é alta em
comparação à do solo e seu valor é praticamente constante. Apenas em casos extre-
mos de murcha severa a continuidade dos feixes de tubos do xilema é quebrada e a
condutividade da planta assume valores mínimos, não permitindo mais o fluxo.
Também em condições patológicas, fungos e/ou bactérias podem afetar o xilema e
assim a condutividade. Porém, em condições normais, K na planta é constante e o
fluxo q fica uma função apenas de grad tf entre os pontos B e C."quente"
o dia.
A passagem de liquida para gasosa dá-se dentro da folha em câmaras subes-
tomatais, Jias quais termina o .xilema. Estas câmaras têm contato com a atmosfera
através dos estômatos que são pequenas aberturas constituídas de células de forma
especial. Quando a planta estú túrgida, a forma das células do estômato é tal que a
abertura do orifício é máxima (da ordem de 2 a 10 mícrons) e com a perda de turgor
as paredes vão ficando flácidas, fechando quase completamente o orifício. Desta
forma, a planta tem algum controle sobre o fluxo de água q, podendo evitar perdas
por transpiração. Porém, o controle não é total, primeiro porque os estômatos nunca
se fecham totalmente e segundo, porque a planta também perde água através da
cutícula de sua epiderme. Esta cutícula que cobre a planta toda é resistente à perda
de água, mas uma parte da água da planta sempre é perdida através dela.
O problema do fechamento dos estômatos também está ligado à fotossíntese.
É através dos estômatos que entra o CO2 necessário para a fotossíntese dentro da
folha e, por isso, longos períodos de estômato fechado vão afetar a fotossíntese e,
conseqiientemente, a produtividade. Assim, o ideal é a condição de água suficiente
no solo para que a planta não precise fechar os estômatos. Nestas condições, a fotos-
síntese é máxima, a absorção de nutrientes (que são arrastados pela água) é máxima e
a produtividade também o é.
O movimento de água de C para D, que se dá na fase gasosa, é também regi-
do .por uma equação do tipo q = -K grad \y. Pelo fato de se tratar de movimento
gasoso, isto é, movimento de vapor d'água em ar, geralmente não se fala em condu-
!í nvidade hidráulica K, mas sim em difusividade D do vapor em ar*-Mas o fenómeno é
semelhante. Fica apenas complicado, devido a variações da umidade do ar que afe-
tam a difusividade D e ao vento que introduz o fenómeno de turbulência. De qual-
quer forma, o fator grad y é importantíssimo, uma vez que i/; na atmosfera assume
quase sempre valores bem negativos?da ordem»de =-100 a -^500 atm (-10 a -50 MPa).
Vemos, assim, que o movimento de água do ponto A para o ponto D, esque-
matizado na Figura 3.17, é afetado por fatores de solo, de planta e de atmosfera.
Fatores importantes do solo são: umidade (9), relação entre 8 e ym (curva caracte-
rística de água) e condutividade hidráulica. É, porém, importante não esquecer que
estes fatores são afetados pela textura, estrutura, densidade global, etc. Fatores
importantes da planta são a atividade radicular, distribuição radicular, principal-
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE AGUA
mente em profundidade, condição de sanidade do xilema, área foliar, arquitetura
foliar, etc. Na atmosfera, os fatores mais importantes são a radiação solar, o vento e
a umidade relativa do ar. Vê-se que a perda de água pelas plantas é um processo
complexo, sendo sempre necessário analisar o conjunto: solo-planta-atmosfera.
3.16. Água disponível
3.16.1. A complexidade do conceito
Da discussão feita no item anterior sobre o movimento de água do ponto A
ao ponto D, esquematizado na Figura 3.17, vê-se que o solo ocupa uma posição
muito importante. Se houver água disponível no solo o movimento de água pros-
segue da planta para a atmosfera. Não havendo água disponível, o movimento cessa.
Quais serão, então, os níveis ótimos de água no solo? A procura destes níveis é que
levou ao conceito de Água Disponível (AD).
Vimos a complexidade do processo pelo qual a água sai do solo, passa pela
planta indo finalmente para a atmosfera e vimos também a série de fatores que
afetam o processo. Assim sendo, qualquer tentativa de quantificar a água disponível
no solo, baseando-se apenas em parâmetros do solo, não pode dar resultados univer-
sais. Por outro lado, existe a necessidade da definição da água disponível para a
possibilidade de um manejo agrícola racional. Definiu-se, então, uma quantidade de
água disponível baseada em parâmetros do solo, de grande utilidade desde que se
reconheçam suas limitações.
3.16.2. Capacidade de campo
O intervalo total de água do reservatório do solo é 100% cheio quando sua
umidade é a de saturação (d = 6S), ao longo do perfil em consideração, e vazio quan-
do o solo se encontra seco (B = 0). Assim, o máximo de água que um solo pode con-
ter, até uma profundidade L, é (de acordo com as equações 3.7 e 3.7a):
(3.7b)
Se um perfil de solo contiver esta quantidade de água, ele não a consegue
reter devido à distribuição de potenciais. Como foi visto no item 3.13, nestas condi-
ções a componente matricial ifm é nula e o perfil perde água por drenagem devido ao
gradiente de potencial gravitacional (grad vg) que vale 0,00096 atm/cm (9,8 kPa/m).
Ao drenar, o perfil vai se tornando não saturado e a umidade diminui continuamen-
te. Por isso essa água é denominada de água gravitacional. A velocidade da drena-
gem depende da condutividade hidráulica do solo e, em geral, é rápida para solos
arenosos e lenta para solos argilosos.'Como a drenagem se dá de cima para baixo, a
distribuição de umidade no perfil de um solo homogéneo é tal que ela aumenta em
profundidade. Desta distribuição aparece um gradiente de potencial matricial (grad
Vm) contrário ao grad yg. É de se esperar que, com o passar do tempo, grad ym vai
aumentando até que em dada condição de umidade ele se iguale ao grad \i>s. ,Na cor*-
dição gradj^, =^grad i^m o perfil pára de drenar e a água do solo entra em equilíbrio^
Um pertiLdfi solo nesta condição.-é- denominado de .petlU,£ni.capacidade de campe*
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS K L A U S R E I C H A R U T
(CC). Este é o máximo de água que um solo pode reter. Seja a umidade do solo na
capacidade de campo igual a 9CC, então, de acordo com as equações 3.7 e 3.7a, temos:
AL(CC) = ''1'N
.'o
(3.7c)
A melhor forma de se determinar a capacidade de campo de um solo é inun-
dar uma área de 4 a 25 m2 até uma profundidade 3/2 L, sendo L a camada de inte-
resse para o cálculo de CC. Terminada a inundação, a área é coberta com lona plás-
tica ou restos de matéria orgânica (palha) para prevenir perdas por evaporação na
superfície. Aí espera-se o equilíbrio (grad ipe = grad i^m) que, na prática, ocorre
depois de 2 a 3 dias para solos arenosos, e de 4 a 7 dias para solos argilosos. Retira-
se, então, a cobertura plástica e faz-se amostragens de umidade do solo (6CC) na
camada 0-L. De preferência em três pontos distantes mais de um metro entre si e em
várias profundidades (quanto mais, melhor). Com os dados, calcula-se AL(CC) pela
equação 3.7c.
Seja, por exemplo, o caso de um solo no qual se pretende plantar algodão e a
profundidade de interesse é 50 cm. Depois de inundada uma área de 3 m x 3 m e
esperados 5 dias para o equilíbrio, obtiveram-se os seguintes resultados:
(cm)
0-10
10-20
20-30
30-40
40-50
Umidade à base de peso (g/g)
(g/cm])
1,43
1,42
1,51
1,48
1,46
Ponto l
0,241
0,250
0,243
0,238
0,235
Ponto 2
0,235
0,245
0,241
0,236
0,233
Ponto 3
0,238
0,244
0,235
0,241
0,237
_
(g/g)
0,238
0,246
0,240
0,238
0,235
Q
(crn^/cm
0,340
0,349
0,362
0,352
0,343
3)
Desta forma:
média geral: 9 = 0,349
x 50 = 17,45 cm = 174,5 mm
Logicamente, os valores de 8 da última coluna são os valores da CC de cada
camada de 10 cm de espessura.
O resultado acima indica que o solo em questão retém, no máximo, 174,5 mm
de água na camada 0-50 cm. Se, por exemplo, em dada condição, este solo estiver
retendo 150 mm e ocorrer uma chuva (ou irrigação de 40 mm), o total será 190 mm,
que é maior do que sua capacidade de retenção de 174,5 m. Na camada 0-50 cm,
serão armazenados 24,5 mm e os restantes 15,5 mm vão molhar horizontes mais
profundos.
3.16.3. Ponto de murcha permanente
A água armazenada pelo solo na capacidade de campo não é totalmente
disponível pois, como já foi discutido no item 3.15, quando o fluxo de água no solo
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 67
não atender mais à demanda atmosférica, a planta entra em murcha. Isto significa
que a reserva de água do solo está no fim. O limite inferior de umidade, no qual a-
reserva de águado solo se esgotou, é denominado de Ponto de Murcha Permanente
(PMPJ. Este ponto já é mais difícil de ser determinado, pois ele envolve a condutivi-
dade hidráulica K do solo quando "bem" seco. A forma prática inicialmente suge-
rida para sua determinação e que despreza a condutividade hidráulica do solo K é a
seguinte: em uma amostra de solo de 100 a 200 g, colocada em um recipiente de alu-
mínio, semeiam-se 3 a 5 sementes de girassel. Após a germinação (com o solo sempre
úmido), elimina-se o excesso de plantas, deixando duas bem sadias. Quando as plan-
tas tiverem de 4 a 6 folhas (15 a 20 cm de altura), pára-se o fornecimento de água e
espera-se que as plantas entrem em murcha* Neste momento, levam-se as plantas a
um ambiente úmido, com umidade relativa perto de 100% (estufa fechada), porém,
sem adicionar água ao solo. Se as plantas se recuperarem da murcha, elas são tiradas
da estufa e colocadas no ambiente anterior até voltarem a murchar. A operação
é repetida, quantas vezes necessário (em geral, 2 a 3 vezes), até que a planta não
recupere a turgidez mesmo em ambiente de umidade relativa de 100%. Nestas condi-
ções, o solo se encontra no ponto de murcha permanente (PMP) e a sua umidade é
denominada de umidade do PMP. Elimina-se, então, totalmente as plantas e deter-
mina-se a umidade Vo peso do solo. Este valor, multiplicado pela densidade global
do solo, nos dá 9PV1P e o armazenamento mínimo do solo será dado por:
AL(PMP) = z 0"PMP x L (3.7d)
Para o exemplo anterior, tomou-se uma amostra de solo composta do hori-
zonte 0-50 cm e determinou-se o PMP. O resultado foi 0,173 g/g. Como a densidade
global média do perfil é 1,46 g/cm3, resulta 0PW = 0,253 cmVcm3.
Assim:
A50(PMP) = 0,253 x 50 = 12,63 cm = 126,3 mm
Isto significa que dos 174,5 mm que "cabem" no solo, 126,3 mm não podem
ser utilizados pela planta. A água disponível para as plantas é, então, 174,5 — 126,3 =
48,2 mm, para a camada de 50 cm de solo que foi considerada. Logicamente, quanto
maior a camada, maior o número de milímetros de água disponível.
3.16.4. Formas de apresentação da água do solo
A água disponível AD é normalmente apresentada de várias formas:
1) AD = (9CC — 9PMP), dada em cmVcm3
2) AD = (9CC — 6PMF,) 100, dada em %
3) AD = AL(CC) — AL(PMP), dada em mm
4) AD = AL(CC) — AL(PMP) x ~, dada em mm/m de solo
(3.19)
(3.20)
(3.21)
(3.22)
Para o exemplo anterior, os resultados destas quatro fórmulas são, respecti-
vamente, 0,096 cmVcm3, 9,6%, 48,2 mm para 50 cm de profundidade e 96,4 mm/m
de solo. Isto significa que este solo, depois de 16 dias sem chuva e de evapotranspi-
ração média de 6 mm/dia, perde toda sua água disponível.
68 A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHASDT
Resumindo, temos:
a) ÁgUaíTíKa«íía"éíeBate(SSfî água contida no solo entre 9S e 0CC, que pode ser apro-
veitada pelas plantas enquanto permanecer na zona radicular mas, como ela
drena rapidamente, em muitas situações ultrapassa a zona das raízes e se perde em
horizontes mais profundos.
b) j^aasÉr^fl&ehíWJ^rágua contida no solo entre 6CC e 0PMP,
c) J*gua5nãordiSponíX!«te(9Alíí©)f água contida no solo entre 9PMP e solo seco.
A Figura 3.18 mostra esquematicamente a proporção destas três condições
da água, para solos de textura extrema.
A R G I L O S O E X C E S S O
A C I M A
OA
S A T U R A Ç Ã O
A R E N O S O
AG
dos^olo»^B»maioria das situações o-solo*se^
e-rJ^atm^OjOSy
do ip^osciÍaemJtornopode verificar, estas classes texturais apresentam propriedades
distintas no que se refere à água. Em várias outras seções deste texto veremos como
elas influenciam a retenção e a transmissão de água. As Tabelas 3.4 e 3.5 apresentam
dados de análise mecânica para dois solos do Estado de São Paulo.
3.3. Estrutura do solo
A estrutura do solo refere-se ao arranjo das partículas e à adesão de partí-
culas menores na formação de maiores denominadas agregados. Na proximidade da
superfície, a estrutura do solo é afetada pelo preparo do solo e, nos horizontes mais
profundos, ela é típica para cada solo. O conceito de estrutura é bastante qualitativo
e descritivo, não havendo meio prático de se medir e dar um número à estrutura de
um solo. Fala-se, portanto, em solo bem estruturado ou solo mal estruturado, sendo
considerada boa a estrutura com bastantes agregados, de forma granular, que se
esboroa com relativa facilidade quando úmida. Esta boa estrutura melhora a per-
meabilidade do solo à água, dá melhores condições de aeração e penetração de
raízes. Solo sem estrutura é massivo, pesado para ser trabalhado, com problemas de
penetração de água e de raízes.
A estrutura do solo, ao contrário da textura, pode ser modificada. Ela pode
ser mantida ou mesmo melhorada com práticas agrícolas adequadas, tais como a
rotação de culturas, cultivo apropriado e incorporação de matéria orgânica (adubo
A AGUA EM SIS I tMAS AGRÍCOLAS KLAUSRE1CHARDT
verde ou esterco). Ciclos de secamente e de molhamento melhoraram a estrutura do
solo. A umidade do solo no momento do seu preparo (aração e gradagem) é impor-
tante, pois solos preparados quando muito úmidos ou muito secos, perdem estru-
tura. A salinização de um solo por prática de irrigação com água não adequada,
acaba com a estrutura do solo. Os agregados se desmancham devido à dispersão das
argilas causada pela presença de altas concentrações de sais (principalmente o sódio)
e o solo torna-se massivo e impermeável à água.
3.4. Compactação do solo
A compactação do solo está indiretamente ligada à estrutura. Como o solo é
um material poroso, por compressão, a mesma massa de material sólido pode ocupar
um volume menor. Isto afeta sua estrutura, o arranjo de poros, o volume de poros e
as características de retenção de água.
As formas mais comuns de quantificar a compactação são através da massa
específica global ou simplesmente densidade global do solo* e através da porosidade
total.
A densidade global dg de um solo é definida pela redação entre a massa de
uma amostra de solo e o volume que ela ocupa, na condição natural, isto é, sem
destruir sua estrutura:
d, = (3.1)
sendo ms a massa das partículas sólidas, sem água. Para isto, o solo, antes de ser
pesado, é colocado em estufa a 105°C até perder toda água livre. V é o volume da
amostra, que é difícil de ser medido para qualquer amostra de forma irregular. Por
isso, o método mais simples de determinação da densidade global é pelo uso de cilin-
dros volumétricos. Na Figura 3.1 é esquematizado um cilindro. Ele possui bordos
cortantes em um dos lados para facilitar sua introdução no solo com um mínimo de
destruição da estrutura natural. No laboratório, o excesso de solo é eliminado cuida-
dosamente com auxílio de uma espátula, a fim de que o solo ocupe exatamente o
volume V do cilindro. Em seguida, o anel é colocado em estufa a 105°C até peso
constante, o que se dá, geralmente, dentro de 24 horas.
Seja, por exemplo, um anel de diâmetro interno D de 7 cm e de altura h de
6 cm. Seu volume é: tiD2h/4 = 3,14 x 72 x 6/4 = 230,8 cm3. Se o peso de solo seco
nele contido for de 328,3 g, sua densidade global dg será 328,3/230,8 = l ,422 g/cm3.
Os anéis mais utilizados têm diâmetros que variam de 3 a 10 cm, alturas que
variam de 2 a 10 cm e, consequentemente, volumes da ordem de 50 a 500 cm3.
Quanto maior a amostra, mais representativa, mas sua retirada fica dificultada e o
tempo de secagem na estufa precisa ser prolongado. Como a umidade do solo não
afeta a medida, o solo pode ser umedecido para facilitar a retirada da amostra. Isto
não é verdade para solos muito expansivos, que se expandem e contraem com a
entrada e saída de água.
As amplitudes de variação das densidades globais de solos em geral situam-se
dentro dos seguintes limites médios:
* Esta densidade também é denominada de aparente por muitos autores.
Vok = TTO . Vi 00 (/H Á k
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 31
EXCESSO DE SOLO A SER
ELIMINADO
ALTURA h D
D I Â M E T R O
INTERNO
S O L O
-ANEL VOLUMÉTRICO
BORDOS CORTANTES
Fig. 3.1 — Anel volumétrico para coleta indeformada de solo.
— solos argilosos (classes texturais iv, v, vi, vii) de 1,0 a 1,4 g/cm3
— solos arenosos (classes texturais i, ii e iii) de 1,2 a 1,6 g/cm3
— solos humíferos, de 0,7 a 1,0 g/cm3
— solos turfosos, de 0,2 a 0,5 g/cm3.
A Tabela 3.3 fornece alguns dados de densidade global para dois solos, em
diferentes condições de compactação e as Tabelas 3.4 e 3.5 mostram variações de
densidade global em profundidade.
A porosidade total a é definida pela relação entre o volume ocupado pelos
poros e o volume total do solo. Como é difícil medir volume de poros, na prática
utiliza-se a relação aproximada:
2,65 x 100 (3.2)
TABELA 3.3
Densidade global (g/cm3) e porosidade total (%) para dois solos do Estado de São Paulo
Densidade global
Solo
Terra Roxa
Estruturada
Podzólico Vermelho
Amarelo fase arenosa
fofo
1,18
1,33
normal
1,40
1,41
comp.
1,52
1,45
fofo
55,5
49,8
Porosidade
normal
47,2
46,8
comp.
42,6
45,3
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUSREICHAKUI
O fator 2,65 é a massa específica média das partículas sólidas do solo, ou
simplesmente densidade das partículas*. Como esta não varia sensivelmente de solo
para solo, o valor 2,65 serve para a maioria dos solos minerais. Para solos com teores
maiores que 5% de matéria orgânica, a equação (3.2) não é adequada.
Por exemplo: um solo mineral, com densidade global de 1,45 g/cm3, tem
uma porosidade de:
1,45
2,65 x 100 = 45,3%ouO,453cmVcm3
Se esta amostra for compactada, passando a ter uma densidade global de
1,55 g/cm3, sua porosidade total decresce para 41,5%. Vemos, portanto, que estes
dois parâmetros estão inversamente relacionados. A Tabela 3.3 mostra isto para dois
solos do Estado de São Paulo e as Tabelas 3.4 e 3.5 mostram variações de porosidade
em função da profundidade.
A origem da compactação do solo é bastante discutível. Em muitas condi-
ções, o perfil de solo apresenta um horizonte sensivelmente mais compactado e que
se originou durante a própria génese do solo. Em outras condições, aparece uma
zona compactada na região da soleira do arado, devida à preparação do solo sempre
repetida à mesma profundidade. O tráfego de equipamentos agrícolas sobre o solo
também provoca compactação superficial. Em todos estes casos é, porém, muito
difícil avaliar o efeito da compactação sobre a produtividade de dada cultura.
TABELA 3.4
Variação da densidade global (g/cm1), da porosidade total (%)
e textura (%) para Terra Roxa Estruturada
(cm)
15
45
75
105
Global
1,44
1,46
1,32
1,26
J
Total
48,4
46,5
51,6
53,6
argila
44
55
58
56
Textura
limo
13
12
12
13
areia
43
33
30
31
TABELA 3.5
Variação da densidade global (g/cm3), da porosidade total (0/o)
e textura (%) para Podzólico Vermelho Amarelo fase arenosa
(cm)
15
45
75
105
Global
1,52
1,33
1,33
1,40
j(
Total
,;£ _j-tf7t
' 50,2
50,2
V VÍ.52.8
argila
20
26
28
28
Textura
limo
4
5
3
3
areia
76
69
69
69
tm é 10.000 m3. Desta forma, a massa de solo é 14.000ton.
A equação 3.3 nos permite fazer este cálculo para qualquer profundidade:
M = 100 x h x de (3.3)
sendo: M = massa de solo seco, em toneladas por hectare, até a profundidade h;
Ji = profundidade considerada, em cm;
d^ = densidade global média, em g/cm3, para a camada considerada.
3.6. Princípios de retenção de água pelo solo
A água é retida no solo, isto é, em seus poros, devido a/enômenos de capila-
ridade e adsorçãó. Â capilaridade está ligada à afinidade entre as partículas sólidas
do sofo e a água, havendo porém a necessidade de interfaces água-àr. Estas inter-
faces água-ar, chamadas de menisco!, -apresentam uma "curvatura que é tanto maior
quanto menor o poro. A curvatura determina o estado de energia da água e, por
isso, diz-se quejanto menor o poro, tanto mais retida se encontra a água. Assim,
para esvaziar um poro grande", precisa-se aplicar menos energia do que para esvaziar
um poro pequeno. Como o solo possui uma variedade imensa de poros, em forma e
"diâmetro", quando se aplica uma dada energia ao solo (por exemplo através de
uma sucção), esvaziam-se inicialmente os poros maiores. Aumentando-se a energia
aplicada, esvaziam-se cada vez poros menores. __
A capilaridade atua na retenção de água dos solos na faixa úmida, quando os
poros se apresentam razoavelmente cheios de água. Quando um solo se seca, os
poros vão se esvaziando e filmes de água recobrem as partículas sólidas. Nestas con-
dições, o fenómeno de adsorçãó passa a dominar a retenção de água. A adsorçãó /
pode ser elétrica, pois a água é um dipolo, ou material, correspondendo a uma atra- l
cão entre os sólidos e a água. A energia de retenção da água nestas condições é muito \r ainda e, por isso, grandes quantidades de energia são requeridas para se retirai•/
esta água do solo.
Muitos fatores afetam a retenção da água em um solo. O principal deles é a
textura, pois ela, diretamente, determina a área de contato entre as partículas sólidas
e~a água e determina as proporções de poros de diferentes tamanhos. Á estrutura
também afeta a retenção de água, pois ela determina o arranjo das partículas, que
por sua vez vai determinar a distribuição de poros. A textura refere-se apenas a tama-
nho de partícula e, além de tamanho, também é de grande importância na retenção
de água a qualidade do material, principalmente das argilas. Existem argilas que,
devido às suas^ract^ísdcas^risfflogFàficaSj/lêm ótimas propriedades de retenção
de água. Alguns exemplos são ajnontrnorilonita, a vermiculita eji iljta. Outras argi-
lasv comcTa^ãulmitã e a gibsita,;já não apresentam boas propriedades de retenção de
água^S maténá^rgâmcarqúando coloidal, também apresenta boas propriedades de
retenção de água. Por isso, adições repetidas de esterco ou matéria orgânica ao solo,
podem aumentar suas propriedades de retenção de água.
A AGUA LM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUSRKICHAKUI
A água retida pelo solo pode ser medida, e o resultado é a umidade do solo.
A umidade pode ser medida à base de peso ou à base de volume.
Umidade à base de peso "u":
jnassa. de água
massa de partículas sólidas
Umidade à base de volume "G":
a _ .volume de água .
~" volume total do solo
x 100 (3.4)
(3.5)
Se, por exemplo, o solo contido no anel da Figura 3.1 tiver um peso úmido
de 401,7 g, a massa de água nele contida será 73,4 g, e a umidade à base de peso será:
u = = 22'4%
A umidade à base de volume também pode ser calculada, pois a massa de
água é igual ao seu volume (densidade da água = l g/cm3):
6 =
73,4 x 100 = 31,8% U M £
230,8 . -, ;
ô - u
Das equações 3.4 e 3.5 vê-se que as dimensões de u e 9 são, respectivamente,
g/g e cmVcm3 e, portanto, adimensionais. Por isso, é que geralmente são apresen-
tadas em porcentagem. É, porém, importante, manter as unidades, pois, para
a mesma amostra de solo, u é diferente de 8. Como se vê, para o exemplo acima,
u = 0,224 g/g e 6 = 0,318 cmVcm3.
A umidade do solo é um parâmetro extremamente variável, principalmente
com o tempo. Com a chuva ou irrigação ela aumenta, e com a drenagem ou evapo-
transpiração ela diminui. Os extremos de sua variação são a umidade do solo seco
"em estufa a 10'5°C e õ solo saturã3j0,'no qual todos os poros são ocupados com água.
O"vatór cleslérextferhos varia de solo para solo. Os valores de porosidade apresen-
tados nas Tabelas 3.3, 3.4 e 3.5 mostram quais seriam os valores da umidade de satu-
ração 0S para os respectivos solos. A umidade do solo seco em estufa a 105J"C_éConsi-
derada cojno zero, apesar dos solos, nestas condições, ainda reterenFagua de crista-^
Outro valor importante é a umidade do solo seco ao ar. Um solo, depois de
exposto ao ar por tempo relativamente longo, permanece a uma umidade pratica-
mente constante, variável dej>olo_para_sqlo._ Nestas condições^a umidade u de um
solo arenoso é da ordem de 0,2 a 1%, e de um solo argiloso, de 5 a 10%. ̂ -
Pode-se demonstráTqíiê': ' "~ " " "~ " ~'~~
9 = u.* d, (3.6)
>' > í • .'
e como u é de determinação bem mais simples, na prática determina-se u e multipli-
cando pela densidade global dg, obtém-se 0. Comd veremos em todas as partesjlgsje.
texto^6 é muito mais importante queji, em_calculas que envolvem a água dçLsolo.
Só na condição especial de d, = l, 9 = u. Daí a importância de sempre se especi-
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA
ficar se a umidade foi calculada à base de volume ou à base de peso. Para verificar a
validade da equação 3.6, utilizamos o exemplo do solo no cilindro da Figura 3.1:
31,8 = 22,4 x 1,422.
3.7. Medida da umidade do solo
A umidade à base de peso u é a mais fácil de ser medida, pois ela envolve
apenas medidas de peso e a estrutura do solo pode ser destruída. Por isso, qualquer
instrumento pode ser utilizado para retirar a amostra de.solo que deve ter uma massa
de 10 a 100 g. CHristrurnento mais utilizadojÇõTrãdb, com o qual as amostras podem
ser coletadasã diversas profundidades. Os trá~dõsmãis comuns são de rosca sem fim,
com diâmetro de 2 a 5 cm, ou de caneca, com diâmetro de 5 a 10 cm.
Uma vez coletada a amostra, deve-se ter o cuidado de não permitir perdas de
água por evaporação. É comum o uso de latinhas de alumínio, com tampa justa, que
ainda podem ser seladas com fita adesiva. Sacos plásticos também são convenientes.
No laboratório toma-se a massa úmida n\a amostra e, em seguida, ela é
colocada em estufa a 105°C até peso constante. Daí, toma-se a massa seca m, e a
equação 3.4 pode ser reescrita na forma:
m, —. m,
-m, x 100 (3.4a)
Para a medida da umidade à base de volume 6, também é necessário medir
mu e ms mas, além disso, é preciso medir o volume da amostra V. O método mais
comum é o do anel volumétrico, já discutido no item de medida da densidade global.
Existem, porém, vários outros métodos, que não serão discutidos aqui e que podem
ser encontrados em textos de Edafologia. Para a medida de 9, a equação 3.5 pode ser
reescrita na forma:
í) -o x 100 (3.5a)
Na equação 3.5a, considera-se que a massa de água = m,, — ms é igual a seu
volume, utilizando o valor de l g/cm3 para a densidade da água.
A coleta de amostra de solo no campo para a medida de 9 é mais trabalhosa,
pois os cilindros de bordos cortantes devem ser introduzidos cuidadosamente no
solo. Quando as medidas são feitas em profundidade, é comum abrir-se uma trin-
cheira, em cujas paredes as amostras são retiradas.
Como a densidade global dg é praticamente invariável no tempo, pelo menos
em profundidades maiores do que aquelas atingidas pelos implementos agrícolas, o
procedimento normal é fazer uma boa medida de densidade global e, em seguida,
medir apenas a umidade à base de peso u. A umidade à base de volume é calculada a
partir da equação 3.6.
3.8. Número de amostras para determinação
da umidade e densidade do solo
Esta é a pergunta mais comum e, talvez, a mais difícil de ser respondida. Ao
se coletar amostras de solo, a variabilidade dos resultados é devida a erros de me-
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUSREICHARDT
todologia na amostragem e à heterogeneidade do solo emprofundidade e no sentido
horizontal. É difícil separar a contribuição de cada um desses fatores, mas a expe-
riência mostra que se a amostragem for feita cuidadosamente, a principal fonte de va-
riação é a heterogeneidade do solo. Portanto, quanto mais heterogéneo o solo, maior
o número de amostras necessário. Mas isto é muito subjetivo. Poder-se-ia entrar em
considerações estatísticas e mostrar que para um valor médio, com dado coeficiente
de variação, são necessárias n amostras e, esse número n varia de solo para solo. Na
prática, porém, a amostragem é feita sem muito critério, principalmente devido à
dificuldade de amostragem. Para áreas homogéneas (e este é outro critério bastante
subjetivo), tomam-se de 3 a 6 amostras. O importante é que o operador esteja ciente
da variabilidade dos resultados e, se 3 ou 6 amostras ainda apresentam um coefi-
ciente de variação muito grande, o número de amostras precisa ser ampliado.
A Tabela 3.6 dá um exemplo da variabilidade encontrada em 6 amostras de
Terra Roxa Estruturada, coletadas a 15 cm de profundidade.
TABELA 3.6
Variabilidade na amostragem de Terra Roxa Estruturada. Amostras coletadas a 15 cm
de profundidade, a aproximadamente 10 m uma da outra, com anéis volumétricos de 331 cm3
m
Amostra "
1 560
2 581
3 573
4 555
5 561
6 556
médias
desvio padrão
coef. variação (°7o)
m d u
g g/cm1 g/g
458
447
461
457
452
463
;
,383 0,223
,350 0,300
,393 0,242
,381 0,214
,366 0,241
,399 0,201
,379 0,237
0,018 0,035
1,3 14,8
cm
0
0
0
0
0
0
0
g
/cm3
,308
,405
,338
,296
,329
,281
,326
0,044
13,5
Como se pode verificar, o coeficiente de variação para densidade global é
bem menor que o de umidade. A grande variabilidade dos dados de umidade pode
ser atribuída à pequena profundidade na qual as amostras foram coletadas. As
camadas superficiais são as mais expostas a variações de umidade que ocorrem devi-
do à chuva, irrigação, evaporação, transpiração, etc., e da irregularidade destes pro-
cessos juntamente com a variabilidade do solo resulta a grande variação dos dados
de umidade. É de se esperar que esta variabilidade diminua em profundidade.
Outro aspecto da amostragem é a escolha das profundidades. Este critério
logicamente depende do objetivo da medida e da situação em consideração. Por
exemplo, para uma cultura de feijão, que explora uma camada de 30 cm de solo,
duas amostragens de 0-15 a 15-30 dariam uma boa ideia da distribuição da água no
perfil. Uma amostragem de 0-10, 10-20, 20-30 e 30-40 seria melhor ainda. Em geral,
não se amostram camadas menores que 10 cm de espessura, principalmente devido à
dificuldade de amostragem e também devido ao grande número de amostras. Neste
exemplo, se coletarmos seis repetições a 4 profundidades, já teríamos 24 amostras e,
como estas amostragens devem ser feitas duas a três vezes por semana, o volume de
trabalho aumenta muito com o aumento do número de amostras.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE AGUA 37
Para culturas de porte maior, como o milho, sorgo, cana-de-açúcar, amos-
tragens devem ser feitas até l m. Não se deve esquecer, porém, que a zona mais crítica
é a superficial, de 0-30 cm, e esta deve ser bem amostrada. Para estas culturas, seria
recomendável amostrar de 20 em 20 cm de profundidade.
O local da amostragem é importante também. Em culturas plantadas em
linha, a umidade do solo na linha, onde está a maioria do sistema radicular, é menor
que na entrelinha. Neste caso, o amostrador deve utilizar o bom senso e, se a dife-
rença for grande, fazer amostragem em ambas as posições, a fim de se obter valores
médios representativos.
3.9. Armazenamento de água no solo
A quantidade de água armazenada pelo solo é dada por sua umidade. Para
muitas finalidades, as definições de umidade à base de peso ou à base de volume não
são convenientes, e a água armazenada em um solo é medida por uma "altura de
água". Esta altura de água é o volume por unidade de área. Se, por exemplo, tiver-
mos uma caixa de água com base de 60 cm x 80 cm, contendo um volume de 1501 de
água, teremos:
altura de água = 150.000 cm3
60 X 80 cm2
= 31,25 cm = 312,5 mm
A Figura 3.2 ilustra o exemplo acima e fica claro que a quantidade de água de um
reservatório também pode ser medida através de uma altura. Note-se que um reserva-
tório com 3001 e o dobro da água 2 x 80 x 60 cm2, tem a mesma altura h = 31,25 cm.
Daí a conveniência dessa forma de se medir água.
V= 1501
Fig. 3.2 — Reservatório de água e representação do seu volume através de uma altur
_ . . , —- ' Se um litro de água for derramado sobre uma superfície plana de l m2, a altura
de água obtida é de l mm. Daí, a relação importante:
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS RE1CHARDT
Assim, se tivermos que irrigar 5 ha com 15 mm, serão necessários 750.0001, ou
750 m3. Quando dizemos que em Piracicaba chove, em média, 1200 mm por ano, isto
quer dizer que, se toda água permanecesse no local e se não houvesse perdas por infil-
tração, evaporação ou outro processo qualquer, depois de um ano, teríamos uma
altura de 1,2 m de água. Se uma represa perde por evaporação 5 mm por dia, isto
significa que cada m2 da represa perdeu 5 l cada dia.
Como o solo é um reservatório sem fundo, quanto maior a profundidade
considerada, maior a quantidade de água armazenada. Veremos adiante que nem
toda água nele colocada é por ele retida. Devido à ação da gravidade, parte da água
se move no sentido vertical para baixo, saindo da zona radicular e indo contribuir
para recarga dos reservatórios subterrâneos. Por isso, ao se definir o armazenamento
de água de um solo, é preciso definir a profundidade. Normalmente, toma-se a pro-
fundidade explorada pela maior (90-100%) do sistema radicular. Assim, para cul-
tura de feijão, esta profundidade seria pequena (20-40 cm); para cana-de-açúcar,
média, de 80-120 cm; para seringueiras, grande (maior que l m). É claro que a distri-
buição radicular da mesma planta depende do sistema de plantio, tipo de solo, varie-
dade, preparo do solo, profundidade de calagem, etc.
A definição exata de armazenamento de água (AL) em uma camada de solo
de espessura L, é:
AL = 6dz (3.7)
onde 0 é a umidade do solo e z é a coordenada vertical ou profundidade. Se 0 é dado
em cm3 . cm~3, e z em cm, o resultado AL é dado cm3 . cm-2, que é um volume por
unidade de área, isto é, cm que multiplicado por 10, dá mm.
Para resolver a integral da equação 3.7, é preciso conhecer-se a variação de 0
ao longo de z, no intervalo 0-L. Como, via de regra, tem-se poucos dados, a integral
acima é simplificada, utilizando-se diferenças finitas, e o resultado é:
AL s 0 x L (3.7a)
onde 0 é o valor médio da umidade no intervalo 0-L. Quanto maior o número de
amostragens entre O e L, tanto melhor o valor médio 0 e tanto mais o resultado da
equação 3.7a se aproxima do valor real obtido pela equação 3.7. Na prática, só se
utiliza a equação 3.7a.
Em dado solo, em dado dia (4/11/85), mediu-se a umidade em três camadas
(0-20; 20-40 e 40-60 cm) e os valores obtidos foram: 0,358; 0,423 e 0,441 cm3. cm-3,
respectivamente. Neste caso, temos:
. 0,358 + 0,423 + 0,441 ...Aj,, = — -= X 60 = 24,4 cm = 244 mm
o que significa que cada m- deste solo, até a profundidade de 60 cm, contém 244
litros de água.
0.358 + 0.423
x 40 = ,5 ,6cm = 156mm
ã, = 0,358 x 20 = 7,2 cm = 72 mm
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 39
Vê-se que para a camada 0-20 cm, o valor médio é o próprio valor da
camada, pois ele é o único valor existente.
A definição de armazenamento é ampla e pode ser aplicada para qualquer
camada a qualquer profundidade. Assim, o armazenamento da camada 40-60 cm,
no exemplo acima, é 0,441 x 20 = 8,8 cm = 88 mm. _______ _ __ __
Do exposto acima, vê-se novamente que, quanto mais detalhada a infor-
mação sobre a variação da umidade do solo em profundidade, tanto melhor o_valor
do armazenamento. ___— ,-__—
No mesmo solo do exemplo acima, mediram-se as unidades das mesmas ca-
madas após 8 dias (12/11/85), e os valores obtidos foram: 0,236; 0,381 e 0,393 cm3.
cm~3, respectivamente. O novo armazenamento da camada 0-60cm é:
0,236 + 0,381 + 0,393 x 60 = 19,0 cm = 190 mm
Como durante os 8 dias não houve chuva, a perda média de água diária foi:
(244 — 190)/8 = 6,75 mm/dia. Esta perda ocorreu principalmente por evapotrans-
piração, mas parte da água pode ter drenado para horizontes mais profundos.
No dia seguinte (13/11/85) choveu e os valores de 0 para as mesmas camadas
passaram para 0,551: 0,468 e 0,393. O novo armazenamento da camada 0-60 é:
0,551 + 0,468 + 0,393 x 60 = 28,6 cm = 286 mm
Portanto, através da chuva, o solo recebeu 286— 190 = 96 mm de água. Vê-
se também que a umidade da camada 40-60 não variou com a chuva, o que signi-
fica que esta não atingiu esta profundidade. Nos dias seguintes, devido à redistri-
buição da água no perfil, a camada 40-60 pode receber água das camadas superiores,
que contêm mais água.
As Figuras 3.3 e 3.4 mostram, graficamente, os perfis de umidade utilizados
no exemplo acima.
O leitor deve notar que os perfis de umidade indicados rias jlguras 3.3 e 3.4
devem ser desenhados utilizando ã"umidade à base de volume 9.m =
componente gravitacional
componente de pressão
componente matricial
componente osmótica.
(3.8)
e as reticênciasindicam que podem existir outras formas de energia, mas em geral
elas são desprezíveis. Portanto, para calcular o estado de energia da água, em dado
ponto no solo, é necessário calcular cada componente e fazer a soma.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 43
A medida do potencial total da água e, conseqtientemente, de suas compo-
nentes, é sempre feita de forma relativa, em comparação com um estado padrão,
para o qual é atribuído o valor zero. O resultado é dado em termos de energia, mas
que, na prática, assume aspectos peculiares. Como a água no solo, na planta, ou
mesmo na atmosfera, não tem uma massa ou um volume definidos, como foi o caso
da pedra de massa m discutido no item anterior, é comum medirmos a energia da
água em termos de energia por unidade de volume (E/V).
SMdTfido Energia poF Volume^dimensionalmente, o resultado é uma
pressão. Daí expressarmos o potencial da água no solo em termos de atmosferas,
bária ou pascal. Por isso é importante, ao manipularmos dados de potencial da água
expressos em unidade de pressão, não nos esquecermos de que se trata de energia,'
mais corretamente, energia/volume. As relações entre as unidades atmosfera, bária e
pascal já foram dadas no Capítulo 2, Tabela 2.1. Pressão também pode ser medida
através de uma coluna de um fluido, geralmente água ou mercúrio. Daí expressar-
mos o potencial da água no solo em termos de cm H2O ou cm Hg. Novamente é
importante frisar que apesar de expressar potencial em termos de urna altura, ele é
energia.
3.11. Diferença de potencial
Se o potencial da água em dado ponto A no solo é ip(A) e em outro ponto B
é v>(B), logicamente a diferença de potencial entre A e B é:
: Ay = w — VÍB (3.9)
Se VJA é maior que VJB, Aifi é positivo, o que significa que a água ao passar de
A para B o faz espontaneamente, liberando a energia Aif>. Ela procura espontanea-
mente o estado B, mais estável, de menor energia. Se yA é menor que if>B, Ayj é nega-
tivo, o que significa que precisamos dar energia AI^I para a água, para que ela passe
de A para B. Espontaneamente, nunca ela passará de A para B, pois A é o estado
mais estável.
Vê-se, portanto, que diferenças de potencial são um indicativo da tendência
de movimento da água. Por exemplo, em uma cultura agrícola, em pleno desenvolvi-
mento, se o potencial da água no solo é da ordem de -l atm (-0,1 MPa), na planta
da ordem de -5 atm (-0,5 MPa) e na atmosfera da ordem de -100 atm (-10 MPa), a
tendência natural da água é passar do solo para a planta e da planta para a atmos-
fera. Deste movimento resulta o fluxo de evapotranspiração.
3.12. Gradiente de potencial
O gradiente é uma grandeza física que mede o sentido no qual um campo
potencial apresenta maior crescimento. Assim, se a diferença de potencial AV = if>A
— ipB (onde if A é maior que if«B) for dividida pela distância Ax entre os pontos A e B,
entre os quais At^i foi medido, obtemos o gradiente de potencial na direção A e B, ou
grad ip:
(3.10)
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUSREICHARDT
A definição acima é aproximada; a definição correia de gradiente é compli-
cada, inclui conhecimento de análise vetorial e, por isso, não será vista aqui em deta-
lhe. Vê-se, portanto, que o gradiente indica quantas unidades de i^ o campo aumen-
ta, por unidade de distância. É importante dizer que o grad ifi é um vetor, tendo dire-
ção e sentido.
A força responsável pelo movimento da água é igual ao gradiente, porém, de
sentido contrário. É que a água se move no sentido do decréscimo do potencial. Já
vimos que Ay é energia e que energia é medida através de trabalho. Trabalho, por
sua vez, é o produto de uma força (F) por um deslocamento e, assim, se dividirmos
trabalho por deslocamento, o resultado será força:
Y"
L
grad i/; = ~Ãx~
trabalho
deslocamento
F x Ax
Ãx
e como grad i^ e F são vetores de mesmo módulo, mas de sentido contrário, é conve-
niente escrever:
grad t/; = —F
Por simplicidade, neste texto, muitas vezes nos referiremos ao gradiente
como sendo uma força, sem repisar que eles têm o sentido contrário.
No solo, na planta e na atmosfera, é difícil de se medir o deslocamento da
água Ax devido à trajetória tortuosa e irregular da água, a não ser em alguns casos
especiais. Por isso, nem sempre é possível medir-se o grad \\>. Mas o conceito é muito
útil. Nele se baseia toda a dinâmica da água.
As unidades de gradiente de potencial podem ser as mais variadas possíveis,
dependendo das unidades de Ai^i e de Ax. Assim, podemos ter atm/cm; cm H2O/cm,
e se A y for medidp em pascal e a distância em m, o resultado será o newton. Lem-
brando ainda que AVJ é medido em energia por volume, o gradiente de w sempre será
força por unidade de volume de água. ( xjf - -ÍÍ2- - jv?i._ = ^~j
O gradiente de potencial é, então, igual alorça responsável pelo movimento
da água, porém, de sentido contrário.
A água sempre se move de um VA maior para um t^B menor, isto é, na direção
do decréscimo de potencial. Como dissemos, a definição correta de gradiente implica
no fato de sua direção ser tal que ela indica o aumento do potencial do campo de
força em questão. Devido a esta regra, o deslocamento da água sempre se dá na dire-
ção oposta ao gradiente.
Sejam, por exemplo, dois pontos A e B no solo, separados por 5 cm, sendo
= —300 cm H2O e y(B) = —600 cm H2O (Figura 3.6). Nestas condições:
grad ifj = —300 — (—600) 300 = 60 cm H,O/cm
Pela Figura 3.6 vê-se que, partindo do menor potencial, que é o de B (ipB =
—600 cm H2O), na direção de A (yA = —300 cm H2O), o potencial aumenta de
60 cm H2O_p_ara cada cm de solo que avançamos. Aí está a. definição de gradjentgTo
aumento do potencialjjor unidade de comprimento.;© sentfdcTdo gradiente é de B
para A. Anágua, por sua vez, move-se de A para B e o sentido da força que atua
sobre ela é de A para B.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA
M O V I M E N T O
A« i W • R• 1 f
0 1 2 3 4 5 cm
-300 -360 -420 -480 -540 -600 cm
SOLO
H20
Fig. 3.6 — Ilustração do gradiente de potencial no solo.
O gradiente de potencial, sendo em módulo igual à força que atua sobre a
água, é de enorme importância pára o estudo do movimento da água. Isto será visto
nos próximos itens deste capítulo.
3.Í3. Componentes do potencial da aguai
3.13.1. Componente gravitacional vg
Considerando apenas o campo gravitacional, a água tem uma energia poten-
cial gravitacional, que depende da posição na qual ela se encontra, em relação a um
dado plano referencial. Esta é a componente gravitacional, que tem valor zero no
plano de referência, é positiva acima dele e negativa abaixo dele. O plano de refe-
rência é o estado padrão para gravidade e o plano mais comumente escolhido é a
superfície do solo e, neste texto, vamos sempre mante-lo. Assim, ao nos aprofundar-
mos no perfil de solo, a componente gravitacional torna-se cada vez mais negativa.
A componente gravitacional, sendo a própria energia potencial gravitacio-
nal, é calculada a partir da expressão mgz, onde^n é a massa do corpo J g a aceleração
da gravides e'z a altura em relação ao referencial escolhido. Se utilizarmos a uni-
dade apresentada no item 3.10, isto é,::'energia por volume,Hemos:
(3.n)-
v 5 V
onde d = densidade da água (massa por unidade de volume) igual a l g/cm3. ,
Se, por exemplo, quisermos calcular \\>g para a água situada em um ponto_np_, -g = O (plano referencial)
Em B: yg = —49.050 bárias = —0,048 atm = —50cm H2O = —4,9kPa
Em C: ys = —98100 bárias = —0,097 atm = —100 cm H2O = —9,8 kPa
Em D: ws = —49.050 bárias = —0,048 atm = —50 cm H2O = —4,9 kPa
Em E: ipg = + 68670 bárias = +0,068 atm = +70cmH 2O = +6,9kPa
Em F: yg = + 117720 bárias = +0 ,116a tm= +120cmH 2 O= + l l , 8 k P a
Como se pode ver no quadro acima, na unidade cm H2O, o potencial gravi-
tacional vg é numericamente igual à profundidade z, medida a partir do plano refe-
rencial. Como medidas de profundidade z(cm) também são feitas a partir da super-
fície do solo, teremos que no solo vg fica numericamente igual a z. Por isso, em
muitos textos, o potencial gravitacional aparece simplesmente como z.
O gradiente do potencial gravitacional é constante, independendo da posição
considerada no solo, planta ou atmosfera:
grad Az = constante = dgz
= dg (3.12)
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 47
Se, por exemplo, tomarmos os pontos A e B ; B e C e F e D d a Figura 3.7:
A e B: grad vs = = 981 bária/cm o 9.8 10
D „ ,B e C: grad \vt =
F e D: gradi/; =
—49.050 — (—98.100)
50
117.720 — (—49.050)
170
„ „ . , , . ,= 981 bana/cm
= 981 bária/cm
Nas demais unidades, o gradiente de potencial assume os seguintes valores:
*
grad y. = 981 bária/cm = 0,00097 atm/cm = l cm H,O/cm = 9,81 kPa/m
sendo que todos esses valores são força, mas como ipg é medido em energia/volume,
na verdade o grad yg é força por uriiclãâe de' volumerVê-se.TntãoTque^o grad \jis é â
força gravitacional constante que atua na unidade de volume de água, quer seja água
do solo, da planta ou da atmosfera. Esta força é a força responsável pela drenagem
dos solos. Ela atua constantemente de cima para baixo, mas como ela não é a única
força que atua na unidade de volume da água, ela pode ser contrabalanceada por
outras, e não atuar. Nosjtens que se seguem, veremos as outras forças que resultam
das demais componentes do potencial tòtàrda água. De qualquer forma, podemos
dizer desde já, que o gradientejravitacional é de grande importância para_solosj>em_
-jííifldos, jjróximos àTsatúrãçã^rpois, nestas condições,;grad \^ é a maior força que
atua sobre a águãUo s~olo. Quando um solo perde água, os outros" gradientes vão
tomando importância com relação ao gravitacional e este vai perdendo a impor-
tância.
JJm fato importante de ser frisado é qurjírá3 tpg é^constante e dirigido de
_baixq para címãTJndependente da água estar em uirfsõTo arenoso, solo argiloso, na
planta ou na atmosfera. Este fato deve ser analisado em conjunto com os gradientes
das demais componentes, o que será feito adiante.
•m-
3.13.2. Componente de pressão ipp
A pressão à qual a água pode estar submetida é, na verdade, energia por
volume. Daí, quanto maior a pressão, maior o estado de energia da água, e esta ener-
gia referente à pressão é denominada de componente de pressão i/>p. A componente
de pressão é medida em relação a uma condição padrão, tomada como sendo a da
água submetida à pressão atmosférica local e, nestas condições, assume-se vp = 0.
Nesta componente, considera-se somente pressões manométricas positivas, isto é,
acima da pressão atmosférica. No Capítulo 2, figuras 2.2 e 2.3, explicamos o que se
entente por pressão positiva, tratando-se do caso B.
Na Figura 3.8 é esquematizado um solo inundado, com uma lâmina de 20 cm
de água sobre sua superfície. No ponto A, teremos a pressão atmosférica local e,
portanto^ij,*^ O: No ponto B, além da pressão atmosférica, atua uma carga hidráu-
lica de 20 Cm, que é uma pressão positiva, acima da atmosférica, que aumenta o
estado de energia da água em relação ao ponto A. Da hidrostática sabemos que a
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
pressão em um ponto situado a uma profundidade h, em um líquido de densidade d,
é dada por: -, _ j
«K, = dgh (^
Assim, para o ponto B, teremos:
'***" (3.13)
V>p = (l g/cm3)x(981 cm/s2) (20 cm) = 19.620 bária, ou 0,019 atm, ou 20 cm H2O,
ou l,96kPa.
Como o solo é um material poroso e no exemplo em questão todos os poros
estão cheios de água (solo saturado), a pressão hidrostática se "propaga" pelos
poros e, o ponto C, que se encontra no solo também, está submetido a uma carga
hidráulica de 40 cm. Assim em C, ipp = (l g/cm3) (981 cm/s2) (40 cm) = 39.240
bária.
H;>0
> S O L O -"
C A M A D A « F | M P E R M E Á V E L
Fig. 3.8 — Esquema de solo inundado.
Como na componente de pressão só são consideradas pressões positivas
(acima da pressão atmosférica), ela só existe em situações como a da Figura 3.8,
onde existe excesso de água, água livre exercendo carga hidráulica sobre solo satu-
rado. Nas plantas, como veremos adiante, existe o turgor vegetal, uma pressão posi-
tiva que é a componente de pressão VJP.
Se tomarmos o caso de uma represa, pela equação 3.13 vê-se que quanto
mais profundo o ponto considerado (maior h), maior a_cornponente de pressão. Seu
sentido de crescimento é, portanto, de cima para baixo e assim,-o gradiente de vp é
dirigido de cima para baixo. Seu valor é: ' ~ » "
grad = constante = ;'—dgh
= -dg (3.14)
sendo que o sinal negativo foi incluído para mostrar que o gradiente de pressão tem
o mesmo módulo do gravitacional, porém, o sentido contrário. Se tomarmos como
exemplo os pontos A, B e C da Figura 3.8, teremos:
A e B: grad Vp =
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 49
0 = 981 bária/cm
D „ ,B e C: grad 39.240—19.600 „ „ , , . . .= 981 baria/cm
Como seu sentido é contrário ao gravitacional, devemos trocar o sinal
e, assim, grad if»p = —981 bária/cm = —0,00096 atm/cm = —l cm H2O/cm =
—9,8 kPa/m.
A situação da Figura 3.8 é uma situação tipicamente de água em equilíbrio,
pois existe uma camada impermeável que não permite infiltração. Equilíbrio signi-
fica balanceamento de forças, e como neste caso só existem força gravitacional
(grad ipg) e força de pressão (grad v>p) atuando sobre a água, uma anula a outra (mes-
mo módulo e sentidos opostos).
r~3:13.3. Componente matricial if>m ~~ ^>
Esta componente se refere aos estados de energia da água devidos à sua inte-
ração com as partículas sólidas do solo, também chamadas de matrizes do solo. Esta
interação se rejere a fenómenos dejcapílaríSãcíé e_adspFçãõ e^les conferem à água
estados de energia menores do que o estado da água "livre" à pressão atmosférica ep~
como para este último é atribuído o valor zero (estado padrão), a componente matri-
cial v/m seráTsempre negativa/Por isso, muitos autores a denominam de componente
"de"press~ão negativa ou mesmo tensão da água no solo. No Capítulo 2, Figuras 2.2 e
2.3, o caso C refere-se a uma pressão manométrica negativa. ~\s fenómenos de capilaridade e de adsorção dependem principalmente do\o poroso, distribuição de poros segundo seu diâmetro médio, tensão super-V.
ficial da água, afinidade entre a água e as superfícies sólidas, superfície específica do (j
solo (mencionada no item 3.1), qualidade das partículas sólidas (principalmente
fração argila), etc.-Vê-se, portanto, que é muito complicado descrever estes feno-'
menos e desenvolver fórmulas (do tipo das equações 3.11 e 3.13) como foi feito para
Vg e vp. Para ilustrar a componente matricial i^m, analisaremos o caso de capilares de
vidro em água. Se um capilar de vidro for introduzido na água, como mostra a Figu-
ra 3.9, a água nele penetra espontaneamente e atinge uma altura h. Só o fato da água
penetrar espontaneamente no capilar já indica que a energia da água dentro do tubo
é menor do que fora. A altura h é dada por:
h = 2o coso
dgr (3.15)
onde: a = tensão superficial da água, que é uma função da temperatura; seu valor
a25°Cé71,9g/s2.
o = ângulo de contato para o vidro e água; ele depende do tipo de vidro e da
"limpeza" da superfície; seu valor varia entre O e 10° para vidro e água.
d = densidade da água (l g/cm3),
g = aceleração da gravidade (981 cm/s2),
r = raio do tubo capilar (cm).
Como se vê na Figura 3.9, dentro do tubo forma-se um menisco convexo que
é a interface ar/água. Nesta interface, representada pelo ponto C, existe urna dife-
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
Patm
Fig. 3.9 — Tudo capilar de vidro em água.
rençade pressão, pois na parte superior do menisco atua a pressão atmosférica e,
logo abaixo, já dentro do líquido, temos uma pressão manométrica de —h cm de
H2O. Isto se torna lógico se analisarmos a distribuição das pressões nos diferentes
pontos do sistema. Em A e B, pelo fato de estarem no mesmo nível, temos pressão
atmosférica. Se nos aprofundarmos no líquido (na direção de D), a pressão aumenta
e, se subirmos no capilar (na direção de C)a pressão diminui, até valer —h em C.
Se o tubo da Figura 3.9 tiver um diâmetro interno de 2 mm e a for 10°,
teremos:
2 x 71,9 x 0,985 , ..
h' = l x 981 x 0.1 = 1'44cm
Para tubos de diâmetros 0,2 mm e 0,02 mm, teremos, respectivamente,
h2 = 14,4 cm e h3 = 144 cm. Vê-se daí que, quanto menor o diâmetro do tubo, maior
h e portanto mais negativa a pressão. Para este sistema, w é o próprio valor de h
com o sinal negativo. Daí nos referirmos à tensão da água no capilar.
Se quisermos esvaziar o tubo capilar, basta aplicar em C uma pressão posi-
tiva de valor h. Assim, o menisco é empurrado até o ponto B. Portanto, para tirar
água do capilar é preciso aplicar energia. Por outro lado, se aplicarmos uma sucção
em B (ou pressão negativa) de valor —h, o tubo capilar também se esvazia. Para isto
também é preciso energia.
O solo possui poros de diversas dimensões e de formas irregulares. De qual-
quer forma, fenómenos semelhantes ao descrito para o capilar de vidro ocorrem no
solo. Estes fenómenos conferem um estado negativo de energia à água nele contida.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 51
Esta energia negativa ou tensão é a componente matricial w Além do fenómeno de
capilaridade, contribui também para vm o fenómeno da adsorção, que não discuti-
remos com detalhe aqui.
Para um solo saturado, no qual todos os poros estão cheios de água,..não
existem meniscos (interfaces água/ar) e a adsorção também é nula. Nestas condições,
a componente matricial é nula (n>m = 0). Com a saída de água, o solo vai se tornando
não saturado e o ar repõe a água inicialmente nos poros maiores. Aparecem menis-
cos e a capilaridade começa a atuar. Como consequência, a Componente matricial
torna-se cada vez mais negativa^A águâ.§empre vai ocupar os poros menõrêsV nos-
quais a energia é mais negatiyju/Portanto. quanto menor 0, mais negativo ym. Para
vatOTes'Je1^reTãuyaTMêngyíto|j^olos úmidos),(ã^ãpilaridãdeé^o)principal fenó-
meno que determina v»m. Por isso, nestas condições, o arranjo poroso determinado
pela estrutura, textura, composição das partículas, etc., é de enorme importância. A
compactação, por exemplo, afeta o arranjo poroso, afetando assim o valor de ifim.
Para valores^dê^fiRelativamenteJ&ãí^asj[solos secos), a água apresenta-se na
forma de filmes, cobrmaõ~aTpãrtícuíaTde.iQlo e o^fenómeno de capilaridade deixa
de ter importância. Nesta condicão;-a adsorção é importantíssima e, devido a ela, y>m
assume valores bem negativos. O arranjo porosõ~passa a ter menos importância pelo
fato dele não afetar a adsorção da água.
A componente matricial \vm de um solo é, portanto, função de sua umidade
0. Se o arranjo poroso não mudar, a relação entre ym e d é urna característica física
do solo (ou daquela amostra, daquele perfil, daquele horizonte). Esta relação_entre
~vm e 0 é denominada de curva característica da água no sòlóou^implesmente, curva
de retenção. -
Na prática, tfim é medido, não calculado. Existem vários equipamentos, tais
como tensTõrhetros, funis de placa porosa, câmara de pressão de Richards, que
medem ipm. Estes equipamentos baseiam-se na aplicação de uma tensão —h ou uma
pressão +h ao solo, resultando uma saída de água do solo. Quanto maior o valor
de h (em termos absolutos) mais água sai. Para cada valor de h, no equilíbrio, existe
um valor de 0 no solo."Como h é o próprio i^m, variando-se a pressão ou a tensão e
medindo-se os correspondentes valores de 0, torna-se fácil construir uma curva de
retenção de água.
A Figura 3.10 mostra curvas de retenção esquemáticas, para solos de textura
bem distinta e solos compactados.
-Ym -Vr
E S T R U T U R A
N A T U R A L
COMPACTADO
Fig. 3.10 — Curvas de retenção de água do solo.
A AGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
j ir.
Para o solo saturado (0 = ôs), o valor de ym é zero. Para um solo seco, ^m
pode atingir valores de algumas dezenas de atmosferas (negativo). Vê-se daí que para
um intervalo pequeno de variação de umidade (O a 50%), o potencial matricial tem
um enorme intervalo de variação (O a 50 atm ou 51.650 cm H2O). Por isso, é comum
apresentar as curvas de retenção (como as da Figura 3.10) em gráfico semi-log, isto
é, o logaritmo do módulo de w é plotado em função da umidade. A Figura 3.11
mostra curvas semi-log para dois solos do Estado de São Paulo.
Como veremos a seguir, no item de água disponível, o intervalo agronomica-
mente importante para i/jm é entre O e —15 atm (O e —1,5 MPa).
As curvas de retenção são de grande utilidade para estimar valores de ^m
através de dados de umidade 0. Como a curva é uma característica do solo, ela é
10
o
í IO2
z
LLl
z
o
a.
o
o
IO1
Q
-O
s
10
LVA
15 cm
"0,1 0,2 03 0.3 0,4 0.5
U M I D A D E DO SÓ L O ( cm3 . cm3 )
Fig. 3 . 1 1 — Curva de retenção de água para Terra Toxa Estruturada (TRE) e Latossolo Vermelho Amarelo fL VA),
para as profundidades de 15 cm.
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE ÁGUA 53
determinada uma vez apenas e, sempre que se precisar de valores de potencial matri-
cial, determina-se a umidade do solo e, através da curva, estima-se o valor de w
É, porém, importante lembrar das limitações da curva de retenção. Ela varia bas-
tante com pequenas variações de textura, variações de compactação, estrutura, etc.
Ela é, em geral, determinada em laboratório, com amostras deformadas, muitas
vezes peneiradas, com estrutura bem diferente da encontrada no campo. Variações
de densidade global e de textura de um horizonte para outro, dentro do mesmo perfil
de solo, podem determinar a necessidade do uso de curvas distintas de retenção de
água para cada horizonte. A retenção de água apresenta, ainda, o fenómeno de
histerese, isto é, a curva não é unívoca: o valor de ym para o mesmo valor de 0 é dife-
rente para solo em processo de secamento ou solo em processo de molhamento. Na
prática, isto é desprezado. Resumindo, o uso de curvas de retenção deve ser feito
com muito critério e suas limitações devem ser conhecidas pelo agrónomo.
O gradiente matricial, ao contrário do gravitacional e do de pressão, não è
constante. Como vimos, a componente de potencial matricial depende da umidade
do solo e, por isso, o gradiente matricial depende da distribuição da umidade no
perfil de solo.
Seja, por exemplo, o perfil de umidade da Figura 3.3, para o qual se deseja
determinar o gradiente matricial da camada 10-30 cm, no dia 4/11/85. Os valores de
umidade nas profundidades 10 e 30 cm são, respectivamente, 0,358 e 0,423 cm3 .
cm~3. Utilizando-se a curva de retenção de água do solo em questão (não apresen-
tada aqui), verifica-se que o potencial matricial correspondente a estas unidades é,
respectivamente, —1,5 atm e —0,35 atm. Utilizando a definição de gradiente (equa-
ção 3.10), temos:
grad —0,35 —(—1,5)
30— 10 = 0,0575 atm/cm
ou 58.262 bária/cm, ou 59,4 cm H2O/cm ou 580 kPa/m.
Se as umidades variarem, o gradiente matricial muda. Assim, quanto maior a
diferença de umidade entre dois pontos, tanto maior o gradiente matricial. Se a umi-
dade for constante no perfil de solo, o gradiente matricial será nulo.
No exemplo acima, vjm é maior na profundidade maior: 30 cm e, como o
gradiente indica^ sentido nojgual_o jjotençiaLçresce, p sentido do gradiente matri-
cial é de cima para baixo. A força matricial, que tem o sentido oposto ao graSieritêU?
dirigida deiJjaixíi^jara^cIma^E que a água siêinprêlêlnõveTíelim potencial maior
paia um menor e, neste caso, o potencial menor está mais perto da superfície do solo
e a força matricial que atua sobre a água é dirigida de baixo para cima. Esta força de
0,0575 atm/cm é maior que a gravitacional de 0,00096 atm/cm e, consequentemente,
aresultante destas duas forças é dirigida de baixo para cima e a água sofre uma
ascensão capilar no solo.
Em outra situação, se a umidade do solo diminuir em profundidade, o gra-
diente é dirigido de baixo para cima e a força matricial de cima para baixo. Vê-se,
portanto, que o gradiente matricial pode variar enormemente em magnitude e
mesmo mudar de sentido, dependendo sempre da distribuição de umidade no perfil
de solo.
Como o potencial matricial varia de ponto para ponto no solo e também em
função do tempo, ele precisa ser determinado para cada situação. Uma forma de
determinação é a já exemplificada, como uso da curva de retenção de água do solo.
Outra forma comum, e direta, é pelo uso do tensiômetro. O tensiômetro é um instru-
mento de campo .utilizado para medir diretamente vm e, acha-se esquematizado na
54 A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS
H,O
KLAUS REICHARDT
R O L H A
T U B O PVC_
0 r 2 cm
TUBO DE VIDRO OU
PLÁSTICO 0 j -2mm
S O L O
CAPSULA
POROSA
= LEITURA EM cm Hg
h,= ALTURA DO NÍVEL
DE Hg EM REL. SOLO
h2: P R O F U N D I D A D E
DE MEDIDA
Fig. 3.12 — Esquema de tensiômetro.
Figura 3.12. Ele consiste numa cápsula porosa de cerâmica conectada a um manó-
metro através de um tubo de plástico. A dimensão dos poros da cápsula é tal que
nem com l atm de pressão (ou sucção) eles podem ser esvaziados.
Quando a cápsula entra em contacto com o solo, a água do tensiômetro (que
é hermeticamente selado) entra em contato com a água do solo e o equilíbrio tende a
estabelecer-se. Inicialmente, isto é, antes de colocar o instrumento em contato com o
solo, sua água está à pressão atmosférica e, como o estado padrão é definido pela
água à pressão atmosférica, ym = 0. A água do solo, estando sob tensão, exerce uma
sucção sobre o instrumento e dele retira certa quantidade de água causando a queda
de sua pressão interna. Como o instrumento é vedado, a coluna de mercúrio h do
manómetro cresce, indicando a tensão interna da água. Estabelecido o equilíbrio, o
potencial da água dentro do tensiômetro é igual ao potencial da água no solo e assim,
h é uma medida direta de \vm.
•>„" = —(13,6h — h — h, — h2) cm
O SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE AGUA
OU
= —12,6h + h, + h, (3.17)
O fator 13,6 é a densidade do mercúrio que aparece para transformar a lei-
tura h (dada em cm de Hg) em cm H2O. Na equação 3.17, nota-se que de 13,6h são
descontadas as alturas h, h, e h, e isto acontece j)or_sererrLelas pjessões positivas de-
vidas à água qiie se encontra dentro do tensiômetro, e que atuam sobre ã água da
cápsula,.
Assim, se um tensiômetro estiver instalado a 20 cm de profundidade, a cuba
de mercúrio estiver a 30 cm do solo e a leitura do mercúrio for 56,5, teremos:
Vm = —12,6h + 30 + 20 = —662 cm H2O = —0,641 atm
Quanto mais seco o solo, maior h e tanto mais negativo w
Tensiômetros utilizados em agricultura prática são mais simples; no lugar
do manómetro de mercúrio, encontra-se um manómetro de ponteiro (cápsula de
Bourdon) que indica diretamente a pressão, em atm ou cm H2O (veja Figura 3.13).
Fig. 3.13 — Tensiômetro com manómetro de ponteiro, parte inferior de tensiômetro com manómetro de mercúrio e
trado utilizado para instalação de tensiômetros.
A ÁGUA EM SISTEMAS AGRÍCOLAS KLAUS REICHARDT
Eles, porém, não são tão precisos, mas de confiabilidade suficiente para controle de
irrigação. Além da pressão indicam ainda as faixas de umidade: a) solo molhado
para t^m entre O e —0,3 atm (O e —0,03 MPa); b) solo úmido para ym entre —0,3 e
\6 atm (0,03 a —0,06 MPa) e c) solo "seco" para i^m entre —0,6 e — l atm (—0,06
\Aa —0,1 MPa). Para valores de ym menores que—IjUmJ—0,jl_MPa) o tensiõmetro
cleixa dg funcionará Isto acontece porque a coluna de"água dentrcT da tubulação píás^
tica não resiste a uma tensão maior que —l atm. Por isso, a água utilizada para
encher o tensiõmetro deve ser desaerada. Isto é conseguido fervendo-se a água por
cerca de l hora ou aplicando vácuo sobre ela em recipiente próprio. A fervura ou o
vácuo tiram praticamente todo o ar da água e assim, quando ela for submetida a
tensões dentro do tensiõmetro, ela não libera gases e não se formam bolhas.
Em um tensiõmetro em funcionamento, algumas bolhas podem ser tolera-
das; elas não afetam a leitura h. Um número excessivo de bolhas, porém, pode até
romper a coluna de água e o tensiõmetro deixa de funcionar. É isto que acontece
para tensões próximas de —l atm, mesmo utilizando água desaerada. A água na fase
liquida não resiste a tensões maiores que —l atm.
Nota-se, então, que o tensiõmetro só funciona no intervalo O a —l atm
(—0,1 MPa), o que parece pouco, pois o intervalo agronomicamente importante de
^>m é O a —15 atm (—1,5 MPa). Mesmo com esta limitação, o tensiõmetro é um óti-
mo instrumento de campo para indicar quando irrigar. É que em termos de quanti-
dade de água, para a maioria dos solos, uma maior quantidade de água é retida entre
os potenciais de O e —l atm (—0,1 MPa) do que entre os potenciais —l a —15 atm
(—1,5 MPa). Isto acontece devido às formas das curvas de retenção de água, j á vistas
no início deste item. A Figura 3.14 mostra um exemplo esquemático do que acabamos
de discutir. Nela vê-se que, para o exemplo em questão, 0,55 — 0,25 = 0,30 cmVcm3
ao i o.i oz as OA 0.5 as 0.7
U M I D A D E DO S O L O (cm3, cm3 )
Fig. 3.14 — Esquema de curta de retenção de água.
í
\ SOLO COMO UM RESERVATÓRIO DE AGUA 57
são retidos pelo solo a potenciais entre —0,01 e —l atm, e que 0,25 — 0,17 = 0,08
cmVcm3 são retidos a potenciais entre —l e —15 atm. Se o total de água "útil" do
solo (0,55 — 0,17 = 0,38 cmVcm3) for designado de 100%, vemos que 79% são
retidos entre O e —l atm e 21% entre —l e —15 atm. Para a grande maioria dos
solos, principalmente os mais arenosos, um fenómeno semelhante é observado e daí
a importância do tensiõmetro.
Na prática, para determinar quando irrigar, procede-se da seguinte forma. O
tensiõmetro é instalado na profundidade onde se encontra a maior parte do sistema
radicular e, enquanto as leituras forem maiores que —0,5 atm (isto é, entre O e —0,5
atm), não é preciso irrigar. Logo que a tensão for mais negativa que —0,5 ou
—0,6 atm, procede-se à irrigação. É que quando um solo sobre o qual se encontra
uma cultura em pleno desenvolvimento, atinge potenciais da ordem de —0,5 a —0,6
atm, quase toda água disponível já foi perdida e, dentro de l a 2 dias, o potencial
passa bruscamente para —10 a —15 atm, afetando a produtividade da cultura.
3.13.4. Componente osmótica ipos
Considerando os íons e outros solutos encontrados na água do solo, a água
adquire uma energia potencial osmótica e esta é a componente w Observa-se que
quanto mais concentrada a solução, menor o estado de energia da água e, portanto,
mais negativo o valor de i^ios. Uma forma aproximada de calcular a componente
osmótica é através da equação de van't Hoff:
= -RTC (3.16)
onde R é a constante geral dos gases, cujo valor é 0,082 atm x 1/mol x °K ou
84,7 cm H2O x 1/mol x °K ou 8,2 MPa x mVmol x °K; T é a temperatura abso-
luta da solução, dada em °K e C a concentração de soluto em mol/1. Assim, se tiver-
mos uma solução A, 0,1 M em NaCl e outra solução B, 0,5 M em NaCl, ambas a
27°C, seus potenciais osmóticos serão:
Vos(A) = -0,082 x 300 x 0,1 = -2,46 atm
yos(B) = -0,082 x 300 x 0,5 = -12,3 atm
Vê-se que a energia da água na solução B é bem menor do que na solução A.
Assim, se estas soluções fossem colocadas em contato, haveria uma tendência para a
água de A passar para B. Acontece porém que os solutos também têm mobilidade e,
como B tem mais sal que A, o NaCl dissociado se difunde de B para A. Depois de um
longo tempo, o equilíbrio é atingido e a concentração salina do sistema composto AB
passa a ser 0,3 M (no caso de os volumes de A e B serem iguais) e:
ifjos(AB) = -0,082 x 300 x 0,3 = -7,38 atm
Se os movimentos de água (de A para B) e de sal (de B para A) forem quanti-
ficados, vê-se que praticamente não houve movimento de água e que na verdade o
NaCl se distribuiu pelo sistema.
-eonTisTõ qtrerérhos mostrar que diferenças de^õTêlicTãl~ójrnóticõ[não