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UFLA – UNIVERSIDADE FEDERAL DE LAVRAS DEPARTAMENTO DE CIÊNCIA DO SOLO FÍSICA DO SOLO Prof. Mozart Martins Ferreira Prof. Moacir de Souza Dias Júnior Profª. Maria da Glória B. F. Mesquita Eduardo Augusto Barbosa F. Alves LAVRAS – MG 2002 2 UFLA – UNIVERSIDADE FEDERAL DE LAVRAS DEPARTAMENTO DE CIÊNCIA DO SOLO FÍSICA DO SOLO MOZART MARTINS FERREIRA1 MOACIR DE SOUZA DIAS JÚNIOR1 MARIA DA GLÓRIA B. F. MESQUITA1 EDUARDO AUGUSTO B. F. ALVES2 ________________ 1 Professor do Departamento de Ciência do Solo da Universidade Federal de Lavras (UFLA). Caixa Postal 37, 37200-000 – Lavras, MG. 2 Aluno Monitor da Disciplina CSO-102 do Departamento de Ciência do Solo da Universidade Federal de Lavras (UFLA) 3 SUMÁRIO Pág. 1 INTRODUÇÃO ....................................................... 4 2 TEXTURA DO SOLO ............................................. 7 3 RELAÇÕES DE MASSA E VOLUME DOS CONSTITUINTES DO SOLO ................................. 18 4 ESTRUTURA E AGREGAÇÃO DO SOLO ............ 28 5 CONSISTÊNCIA DO SOLO ................................... 39 6 O PROCESSO DE COMPACTAÇÃO DO SOLO .. 44 7 A ÁGUA NO SOLO ............................................... 53 8 DISPONIBILIDADE DE ÁGUA DO SOLO PARA AS PLANTAS ......................................................... 67 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ...................... 73 4 1 INTRODUÇÃO 1.1 O PAPEL DA FÍSICA DO SOLO O solo é o substrato básico de toda vida terrestre. O solo serve não somente como um meio para o crescimento das plantas e para a atividade microbiana “per se”, mas também como fator de dreno e reciclagem para numerosos grupos de resíduos que podem acumular-se e poluir nosso ambiente. Ademais, o solo suporta nossas construções e fornece material para a edificação de estruturas tais como represas e estradas. A tentativa para entender quais e como os constituintes do solo operam dentro da biosfera, que é o papel essencial da Ciência do Solo, advém tanto da curiosidade como da necessidade do homem. Solo e água são os dois recursos fundamentais da agricultura. A crescente pressão populacional tem tornado esses recursos escassos ou tem abusado destes em muitas partes do mundo. A necessidade de se manejar esses recursos eficientemente, numa base sustentável, é uma responsabilidade de todos. Em muitas regiões são encontrados exemplos chocantes onde áreas então produtivas foram completamente degradadas pela erosão ou salinização induzidas pelo manejo inadequado do sistema solo-água. O solo por si é de extrema complexidade. Ele consiste de numerosos componentes sólidos (minerais e orgânicos) arranjados em um padrão geométrico complexo, quase indefinível. Alguns dos materiais sólidos consistem de partículas cristalinas, enquanto outros consistem de matéria amorfa que ao revestir os cristais, modificam seus comportamentos. A fase sólida interage com os fluidos, água e ar, os quais penetram nos poros do solo. O sistema como um todo raramente se encontra em estado de equilíbrio, pois se encontra alternadamente úmido e seco; expandido e contraído; disperso e floculado; compacto e quebrado; troca íons; precipita e redissolve sais e ocasionalmente congela e degela. O sistema solo-água-planta torna-se ainda mais complicado pelo fato de que as raízes das plantas precisam respirar constantemente e que a maioria das plantas terrestres não conseguem transferir o oxigênio de suas partes aéreas para as raízes em uma taxa suficiente à respiração das raízes. Portanto, o solo deve permitir a troca de oxigênio e dióxido de carbono entre os poros e a atmosfera externa. Um solo excessivamente úmido pode sufocar as raízes, assim como um excessivamente seco pode dessecá-las. Esses são alguns dos problemas que desafiam a relativamente nova Ciência Física do Solo. Definível como o estudo do estado e transporte de todas as formas de matéria e energia no solo, a Física do Solo constitui-se 5 num assunto complexo, fato esse que tem contribuído para seu lento desenvolvimento. 1.2 O SOLO COMO SISTEMA TRIFÁSICO DISPERSO Sistemas naturais podem consistir de uma ou mais substâncias e de uma ou mais fases. Um sistema constituído de uma simples substância é também monofásico se suas propriedades físicas são uniformes. Um exemplo de tal sistema seria um volume de água consistindo completamente de gelo. Tal sistema é chamado de homogêneo. Um sistema constituído de um único composto químico pode também ser heterogêneo se tal composto exibir diferentes propriedades em diferentes regiões do sistema. Uma região dentro do sistema fisicamente uniforme é chamada fase. Uma mistura de água e gelo, por exemplo, é quimicamente uniforme, mas, fisicamente é heterogênea e inclui duas fases. As três fases comuns na natureza são a sólida, a líquida e a gasosa. Um sistema contendo várias substâncias pode ser também monofásico. Por exemplo, uma solução de água e sal constitui-se em um líquido homogêneo. Um sistema de várias substâncias obviamente pode ser também heterogêneo.Em sistemas heterogêneos as propriedades diferem não somente entre uma fase e outra, mas também dentro de cada fase e no contorno entre fases vizinhas. Interfaces entre fases exibem fenômenos específicos resultantes da interação das fases. A importância desses fenômenos, que incluem adsorção, tensão superficial e fricção, depende da magnitude da área interfacial por unidade de volume do sistema. Sistemas nos quais pelo menos uma das fases é subdividida em numerosas partículas pequenas que juntas exibem grande área interfacial por unidade de volume, são chamados sistemas dispersos. O solo é um sistema heterogêneo, polifásico, particulado, disperso e poroso, onde a área interfacial por unidade de volume pode ser muito grande. A natureza dispersa do solo e sua conseqüente atividade interfacial dá lugar a fenômenos tais como adsorção de água e químicos, troca iônica, adesão, expansão e contração, dispersão e floculação e capilaridade. As três fases são representadas no solo da seguinte maneira: a fase sólida constitui a matriz do solo; a fase líquida consiste na água do solo, na qual existem substâncias dissolvidas, devendo ser chamada então de solução do solo e a fase gasosa é a atmosfera do solo. A matriz do solo inclui partículas que variam em composição química e mineralógica, bem como em tamanho, forma e orientação. Ela contém também substâncias amorfas, particularmente matéria orgânica que se une aos grãos minerais e muitas vezes serve de ponte entre eles para formar os agregados. A organização dos componentes sólidos determina as características geométricas do espaço poroso onde a água e ar são retidos e transmitidos. Finalmente tem-se que tanto a água quanto o ar do solo variam em composição tanto no tempo quanto no espaço. 6 As proporções relativas das três fases no solo variam continuamente e dependem de variáveis como condições climáticas, vegetação e, sobretudo manejo. 1.3 DEFINIÇÃO DE FÍSICA DO SOLO A Física do Solo constitui-se no ramo da Ciência do Solo que trata das propriedades físicas do solo, bem como da medida, predição e controle dos processos físicosque ocorrem no solo. Assim, como a Física Clássica lida com as formas e inter-relações de matéria e energia, a Física do Solo lida com o estado e movimento da matéria e ainda com os fluxos e transformações de energia no solo. De um lado o estudo fundamental da Física do Solo procura atingir um entendimento básico dos mecanismos que governam o comportamento do solo e seu papel na biosfera, incluindo processos inter-relacionados como a troca de energia terrestre e os ciclos da água e materiais transportáveis no campo. De outro lado, a Física do Solo prática procura o manejo adequado do solo através da irrigação, drenagem, conservação do solo e água, preparo, aeração e controle da temperatura do solo, bem como o uso do material do solo para propósitos da engenharia. A Física do Solo é então considerada tanto uma ciência pura como aplicada, com uma ampla faixa de interesses, muitos dos quais participam de outros ramos da Ciência do Solo e de outras ciências inter-relacionadas tais como Ecologia, Hidrologia, Climatologia, Geologia, Sedimentologia, Botânica e Agronomia. A Física do Solo está intimamente relacionada à mecânica do solo que trata o solo principalmente como material e suporte para construções. Pode-se ainda definir Física do Solo como sendo o estudo das características e propriedades físicas do solo. As expressões “características” e “propriedades” são empregadas no sentido de se distinguir atributos do solo que podem ou não ser alterados com o uso e manejo do solo. Nesse sentido, entende-se por características os atributos intrínsecos ao objeto, que servem para defini-lo, independente do meio ambiente. Como exemplo, podemos citar a distribuição de partículas por tamanho (textura do solo). Já propriedades são atributos relativos ao comportamento do objeto, são resultantes da interação entre características e o meio ambiente. Um bom exemplo de propriedade física é a retenção de água pelos solos, que depende do tamanho, composição e arranjo das partículas do solo. A maior parte dos atributos do solo refere-se a propriedades. 7 2 TEXTURA DO SOLO Uma vez introduzido o conceito de que o solo é um sistema trifásico, o enfoque agora será dado à fase sólida, que realmente caracteriza o solo, quando comparada com as demais. A fase sólida é constituída de parte mineral e parte orgânica. A parte orgânica é formada pela acumulação de resíduos animais e vegetais com variados graus de decomposição. Submetido a constantes ataques dos microrganismos, o material orgânico acaba por constituir-se em um componente transitório do solo, em constante estado de renovação. A matéria orgânica exerce importante papel no comportamento físico e químico do solo, atuando em muitas propriedades deste. Contudo, ao estudo particular deste constituinte são reservados espaços em outros ramos da Ciência do Solo, tais como na Química do Solo, na Fertilidade do Solo e notadamente na Biologia do Solo. A parte mineral do solo é constituída de partículas unitárias originadas do intemperismo das rochas, apresentando diversos tamanhos, formas e composições. A Textura do Solo constitui-se numa das características físicas mais estáveis e representa a distribuição quantitativa das partículas do solo quanto ao tamanho. A grande estabilidade faz com que a textura seja considerada elemento de grande importância na descrição, identificação e classificação do solo. A textura confere alguma qualidade ao solo, no entanto, sua avaliação apresenta conotação prioritariamente quantitativa. Areia, Silte e Argila são as três frações texturais do solo que apresentam amplitudes de tamanho variáveis em função do sistema de classificação adotado. Existem diversos sistemas de classificação, todos baseados em critérios arbitrários na separação dos tamanhos das diversas frações. Contudo, dois sistemas são considerados mais importantes no campo da Pedologia, são eles: Sistema Norte Americano, desenvolvido pelo Departamento de Agricultura dos Estados Unidos (USDA) e Sistema Internacional ou Atterberg, desenvolvido pela Sociedade Internacional de Ciência do Solo (ISSS). O quadro 2.1 apresenta os dois sistemas com suas diversas frações granulométricas e respectivas amplitudes de tamanho. O conhecimento desses sistemas de classificação é fundamental ao se ajustar a metodologia de determinação da textura do solo. 8 Quadro 2.1. Frações Granulométricas encontradas nos Sistemas de Classificação Norte-Americano (USDA) e Internacional (ISSS). Frações Sistemas USDA (Norte-Americano) ISSS (Internacional) (mm) Areia muito grossa 2 – 1 ----- Areia grossa 1 – 0,5 2 – 0,2 Areia média 0,5 – 0,25 ----- Areia fina 0,25 – 0,10 0,2 – 0,02 Areia muito fina 0,10 – 0,05 ----- Silte 0,05 – 0,002 0,02 – 0,002 Argila < 0,002 < 0,002 OBS: Existem outros sistemas, como por ex: MIT, ABNT, etc. Caracterização da areia, silte e argila A caracterização das frações areia, silte e argila, de acordo com Ferreira (1993), é a seguinte: Fração areia A fração areia é solta, com grãos simples (não forma agregados), não plástica, não pode ser deformada, não pegajosa, não higroscópica, predominam poros grandes na massa, não coesa, pequena superfície específica, capacidade de troca de cátions praticamente ausente. Fração silte A fração silte é sedosa ao tato, apresenta ligeira coesão quando seca, poros de tamanho intermediário, ligeira ou baixa higroscopicidade, superfície específica com valor intermediário, capacidade de troca iônica baixa. Fração argila A fração argila é plástica e pegajosa quando úmida, dura e muito coesa quando seca, alta higroscopicidade, elevada superfície específica, alta CTC, poros muito pequenos, contração e expansão, forma agregados com outras partículas. A fração que mais influencia o comportamento físico do solo é a argila. A superfície da argila é carregada negativamente. Estas cargas negativas são neutralizadas por uma nuvem de cátions. As cargas da 9 superfície da partícula mais os cátions neutralizantes formam a dupla camada elétrica. A nuvem de cátions consiste de uma camada mais ou menos fixa na proximidade da superfície da partícula chamada de Stern, e uma parte difusa estendendo até uma certa distância da superfície da partícula. A atração de um cátion a uma micela da argila carregada negativamente, geralmente aumenta com o aumento da valência do cátion. Assim cátions monovalentes são mais facilmente repelidos do que os cátions di ou trivalentes. Os cátions altamente hidratados tendem a ficar mais longe da superfície da partícula e portanto mais facilmente trocados do que os cátions menos hidratados. Portanto, os cátions monovalentes formam uma dupla camada espessa causando dispersão. Assim, dependendo do estado de hidratação e do cátion trocável, as partículas de argila podem flocular ou ficar na forma dispersa. A floculação geralmente ocorre com os cátions di ou trivalentes (ex: Al 3+ , Ca 2+ ). A ordem de preferência da troca de cátion nas reações geralmente é a seguinte (Hillel, 1982): Al 3+ > Ca 2+ > Mg 2+ > K + > Na + > Li + Figura 2.1. Representação Esquemática do Tamanho das Frações Areia, Silte e Argila. 2.1 DETERMINAÇÃO DA TEXTURA DO SOLO A textura do solo pode ser determinada através de dois modos: a) Teste de campo: 10 Neste teste procura-se correlacionar a sensibilidade ao tato com o tamanho e distribuição das partículas unitárias do solo. A areia dá sensação de atrito (aspereza); o silte, de sedosidade; e a argila, de plasticidade e pegajosidade. Essa avaliação é muito subjetiva e como tal muito sujeita a erro. b) AnáliseTextural ou Mecânica ou Granulométrica: A análise textural é feita no laboratório e tem por finalidade fornecer a distribuição quantitativa das partículas unitárias menores que 2,0 mm. Segundo Medina (1975) o êxito da análise textural está na dependência de se conseguirem suspensões de solo onde suas partículas se apresentem realmente individualizadas e assim se mantenham até sua separação e quantificação. De um modo geral, pode-se considerar a marcha analítica dos métodos de análise textural dividida em três fases: pré-tratamento, dispersão e separação das frações do solo. b.1) Pré-tratamento: A fase do pré-tratamento tem por finalidade eliminar os agentes cimentantes, os íons floculantes e sais solúveis que podem afetar a dispersão e estabilização da suspensão do solo. São exemplos de pré-tratamentos: Remoção da Matéria Orgânica: realizada em solos com teores de matéria orgânica superiores a 5% através da oxidação com água oxigenada (H2O2). Remoção dos Óxidos de Ferro e Alumínio: realizada com o uso da solução contendo ditionito-citrato-bicarbonato de sódio; sua conveniência em solos tropicais é questionável. Remoção de Carbonatos: promovida com o uso de tratamentos ácidos. Recomenda-se a utilização do ácido clorídrico diluído. Remoção de Sais Solúveis: realizada através da diálise da amostra de solo. b.2) Dispersão: A fase de dispersão tem por finalidade destruir os agregados do solo, transformando-os em partículas individualizadas que deverão permanecer em suspensão estável durante toda marcha analítica. As argilas, ao se desidratarem, podem exercer considerável força coesiva que cimenta vigorosamente os agregados do solo. Fica, neste caso, a dispersão condicionada à sua reidratação. Pesquisas realizadas a esse respeito mostraram que, para conseguir uma suspensão de solo efetivamente dispersa, há necessidade de substituir os cátions Ca 2+ , Mg 2+ , H + que mais freqüentemente são encontrados saturando as argilas, por outros cátions monovalentes mais hidratáveis, como o Li + , Na + , K + e NH 4+ . A presença desses cátions mais hidratáveis aumenta o potencial elétrico das partículas de argila, proporcionando, assim, condições favoráveis de estabilidade para as suspensões de solo. 11 Para se obter a dispersão máxima das amostras de solo há necessidade de se combinar o uso de métodos mecânicos e químicos. Os métodos mecânicos mais freqüentemente usados são: agitação suave e demorada, agitação violenta e rápida, aquecimento e desagregação manual. Dentre os compostos químicos mais empregados, destacam-se os compostos de lítio e sódio, por serem os mais eficientes. Apesar dos compostos de lítio serem mais ativos, generalizou-se o uso do hidróxido de sódio e do calgon (hexametafosfato de sódio mais carbonato de sódio), por serem mais facilmente encontrados no comércio e mais baratos. Embora ainda pouco utilizada no Brasil, a dispersão pode também ser feita por meio de vibração ultra-sônica. b.3) Separação das Frações do Solo: Nesta fase, as partículas do solo, já previamente individualizadas, são separadas em grupos. As frações mais grosseiras, ou seja, as areias, são separadas por tamisagem, utilizando-se peneiras diversas, conforme o sistema de classificação adotado. As frações mais finas, silte e argila, são separadas por meio da sedimentação das partículas. Nessa separação, utilizando-se a Lei de Stokes (Equação 1), calculam-se os tempos de sedimentação das frações, para posterior determinação das frações em suspensão. 2 9 2 rgDfDp V (Equação 1) A equação 1 descreve a velocidade de queda de uma partícula em um fluído qualquer. Considerando que V=e/t, poderemos rearranjar a equação 1 e obter a equação 2 que nos dará o tempo de queda da partícula considerada, desde que fixemos o espaço a ser percorrido pela partícula, ou seja, a altura de queda h. 22 9 rgDfDp h t (Equação 2) sendo: t = tempo de sedimentação h = altura de queda (profundidade de pipetagem) – (cm) = viscosidade do fluído (poise) Dp = densidade das partículas (g . cm -3 ) Df = densidade do fluído (g . cm -3 ) g = aceleração da gravidade (cm . seg -2 ) r = raio da partícula (cm) Para se usar a Lei de Stokes é necessário assumir algumas condições de contorno, tais como: 12 a) As partículas são suficientemente grandes para não serem afetadas pelos movimentos térmicos (movimentos brownianos) das moléculas do fluído; b) As partículas são rígidas, esféricas e lisas; c) Todas as partículas possuem a mesma densidade; d) A suspensão é suficientemente diluída de tal modo que não ocorre interferência de uma partícula com a outra e cada partícula sedimenta independentemente; e) O fluxo ao redor das partículas é laminar. O Quadro 2.2 apresenta os tempos de sedimentação requeridos por várias frações do solo, calculados pela Lei de Stokes. Nota-se pelo Quadro 2.2 que a utilização da Lei de Stokes não deve ser feita tanto para as frações grosseiras (areias) quanto para as frações muito pequenas (argila fina e ultrafina). Muitos erros metodológicos advém da aplicação inadequada da Lei de Stokes. Quadro 2.2 Tempo Requerido por Partículas de Solo Sedimentado em Água a uma Distância Vertical de 10 cm (*). Adaptado de Jenny (1980). Fração do Solo Diâmetro (m) Tempo de Sedimentação Areia muito grossa 2000 (= 2 mm) 0,03 s Areia fina 200 (= 0,2 mm) 2,7 s Silte 20 (= 0,02 mm) 4,5 min Argila 2 (= 0,002 mm) 7,7 horas Argila fina 0,02 (= 0,000 2 mm) 32 dias Argila ultra fina 0,002 (= 20 A O )( = 0,00002 mm) 860 anos (*) Considerou-se: temperatura = 20 ºC; Dp – Df = 1,70; = 0,01 poise. b.4) Métodos de Análise Textural A análise textural pode ser efetuada basicamente por dois grupos de métodos, segundo a técnica utilizada na separação das frações silte e argila: Método da Pipeta – é especialmente indicado para a determinação da argila, podendo determinar também a fração silte. É um método de sedimentação, utilizando pipeta para coletar uma alíquota a profundidade e tempo determinados. Segundo Kiehl (1979) um aspecto curioso do método da pipeta é que ele foi idealizado, quase que simultaneamente, por três pesquisadores em três países diferentes: Jennings e colaboradores nos Estados Unidos; Robinson, na Inglaterra e Kraus, na Alemanha. O método da pipeta é reconhecido como mais preciso, porém é mais demorado. Material: - Agitador Hamilton Beach ou similar - Balança analítica - Becker de 100ml - Estufa - NaOH 1N - Proveta de 500ml - Hidrômetro - Termômetro 13 - Peneira nº 270 (0,053 mm) - Cronômetro - Pipeta de 10ml - Conjunto de peneiras Método: - Pesar uma dada quantidade da TFSA que corresponda a 10g de TFSE e colocar em copo metálico do agitador e adicionar água destilada até cobrir a amostra. - Adicionar 10ml de NaOH 1N e deixar em repouso por 15 minutos. - Adicionar água destilada suficiente para atingir 2/3 da altura do copo metálico. - Agitar durante 20 minutos a 6000 rpm. - Passar toda a suspensão através da peneira 0,053mm para proveta de 500ml e completar o volume da proveta com água destilada. - A fração areia deve ser colocada em becker previamente tarado e identificado. Levar para secar a 105 – 110 C e determinar o peso seco após esfriar em dessecador. - Calcular o tempo de sedimentação da menor partícula do silte, usando a expressão: t = (9 . h . n) / [2 (Dp – Df) g . r 2 ] sendo: t = tempo de sedimentação(s) h = profundidade de coleta (cm) = viscosidade da água (poises) Dp = densidade de partículas (g . cm -3 ) Df = densidade da água (g . cm -3 ) g = aceleração gravitacional no laboratório (g = 978,4221cm . s -2 ) r = raio da menor partícula a se sedimentar (cm) - Homogeneizar com agitador próprio e deixar t minutos em repouso. - Após t minutos, pipetar uma alíquota de 10ml da suspensão a uma profundidade de 5 cm.Transferir para uma cápsula tarada e identificada a suspensão coletada e levar para estufa a 105 – 110 C durante 24 horas. Esfriar em dessecador e determinar o peso do material. - Calcular a % de argila e a % de silte. - Repetir a análise sem a utilização do NaOH para determinar o teor de argila dispersa em água. - Calcular o índice de floculação. Método do Hidrômetro (BOUYOUCOS) – foi proposto em 1926, por BOUYOUCOS, que empresta também seu nome para o método. O método baseia-se no princípio de que o material em suspensão (silte e argila) confere determinada densidade ao líquido; com a ajuda de um hidrômetro, BOUYOUCOS relacionou as densidades com o tempo de leitura e com a temperatura, calculando com esses dados a percentagem das partículas. Segundo Kiehl (1979), o método de BOUYOUCOS é mais rápido, porém menos preciso. 14 No sentido de associar rapidez e precisão Carvalho (1985) introduziu ao método de BOUYOUCOS uma proveta especial desenvolvida por Fontes (1982), que propicia uma suspensão mais homogênea por ocasião da leitura do hidrômetro. Esta metodologia foi adotada com sucesso na rotina do Laboratório de Física do Solo da UFLA. Material: - Agitador Hamilton Beach ou similar - Balança analítica - Becker de 250ml - Estufa - NaOH 1N - Proveta de 1000ml - Hidrômetro - Termômetro - Peneira nº 270 (0,053 mm) - Cronômetro - Conjunto de peneiras Método: - Pesar uma dada quantidade de TFSA que corresponda a 50 g de TFSE e colocar em copo metálico do agitador e adicionar água destilada até cobrir a amostra. - Adicionar 10 ml de NaOH 1N e deixar em repouso por 15 minutos. - Adicionar água destilada suficiente para atingir 2/3 da altura do copo metálico. - Agitar durante 20 minutos a 6000 rpm. - Passar toda a suspensão através da peneira 0,053 mm para a proveta de 1000 ml e completar o volume da proveta com água destilada. - A fração areia deve ser colocada em becker previamente tarado e identificado. Secar a 105-110 ºC e determinar o peso seco após esfriar em dessecador. - Calcular o tempo de sedimentação da menor partícula do silte, usando a expressão: t = (9 . h . n) / [2 (Dp – Df) g . r 2 ] sendo: t = tempo de sedimentação (s) h = profundidade de coleta (cm) = viscosidade da água (poises) Dp = densidade de partículas (g . cm -3 ) Df = densidade da água (g . cm -3 ) g = aceleração gravitacional no laboratório (g = 978,4221 cm . s –2 ) r = raio da menor partícula a se sedimentar (cm) - Homogeneizar com agitador próprio e deixar t minutos em repouso. - Após t minutos, coletar a suspensão a uma profundidade de 5 cm. A suspensão é coletada em uma proveta de 250 ml. - Colocar o hidrômetro e fazer a leitura da argila. Determinar a temperatura da suspensão. - Em função da temperatura, fazer a seguinte correção da leitura do hidrômetro: 15 1) Adicionar 0,2 à leitura do hidrômetro para cada grau acima de 68 ºF (temperatura de calibração do hidrômetro). 2) Subtrair 0,2 à leitura do hidrômetro para grau abaixo de 68 ºF. - Com a leitura corrigida do hidrômetro, calcular a porcentagem de argila. - Com os resultados da areia total e da argila, calcular por diferença a porcentagem do silte. - Determinar a classe textural. - Repetir o procedimento anterior sem a utilização do NaOH para determinar a porcentagem de argila dispersa em água. - Calcular o índice de floculação. 2.2 CLASSIFICAÇÃO TEXTURAL Uma vez conhecidas as proporções de areia, silte e argila através da análise textural, determina-se a classificação textural do solo. Para tanto são utilizados diagramas ou triângulos texturais. Existem vários modelos de triângulos texturais, no Brasil são usados dois triângulos: o da Sociedade Brasileira de Ciência do Solo, baseado no sistema de classificação do USDA (Figuras 2.2. e 2.3), e o do Instituto Agronômico de Campinas, com base no sistema de classificação da ISSS (Figura 2.4). Figura 2.2. Diagrama Textural adotado pela Sociedade Brasileira de Ciência do Solo (MEDINA, 1975). 16 Figura 2.3. Nova apresentação do Diagrama Textural adotado pela Sociedade Brasileira de Ciência do Solo (adapatado de Gee & Bauder, 1986). Figura 2.4. Diagrama Textural adotado pelo Instituto Agronômico de Campinas (Medina, 1975) 17 2.3 IMPORTÂNCIA DA TEXTURA Conforme mencionado anteriormente, a textura do solo constitui-se numa das características físicas mais estáveis e devido a isto, apresenta grande importância tanto na identificação dos solos quanto na predição de seus comportamentos. Assim, muitas áreas da Ciência do Solo se utilizam dos resultados da análise textural, visando o manejo adequado e racional dos solos. A seguir serão listados exemplos de utilização dos dados da textura do solo em outros ramos da Ciência do Solo. a) Gênese, Morfologia e Classificação de Solos A textura do solo é utilizada na detecção de gradiente textural entre horizontes diagnósticos, visando a classificação do solo. Ademais, existe um forte relacionamento entre textura e o material que deu origem ao solo. b) Fertilidade do Solo No manejo das adubações, a textura do solo assume papel de destaque, principalmente com relação à tomada de decisão quanto ao parcelamento da aplicação dos adubos, com vistas à maior eficiência dos mesmos. Além desse aspecto, a Comissão de Fertilidade do Solo do Estado de Minas Gerais (1989) condiciona a recomendação de adubação fosfatada e do gesso agrícola à textura do solo. c) Conservação do Solo e Água No estabelecimento de práticas conservacionistas (terraços por exemplo) são requeridos conhecimentos do comportamento do solo em relação à dinâmica da água do solo.Desse modo, na definição do tipo de prática e ainda de sua intensidade (espaçamento) de um modo geral requer-se o conhecimento da textura do solo, que nesse caso servirá como uma estimativa da permeabilidade do solo e resistência à erosão. 18 3 RELAÇÃO DE MASSA E VOLUME DOS CONSTITUINTES DO SOLO Consideraremos agora as relações de massa e volume das três fases do solo e definiremos alguns atributos básicos importantes para a caracterização das condições físicas do solo. A figura 3.1 constitui-se numa representação esquemática de um solo hipotético e mostra as massas e os volumes das três fases em uma amostra representativa. As massas das fases estão indicadas do lado direito: Ma é a massa do ar, que é desprezível quando comparada às massas dos sólidos e da água.; MH2O é a massa de água; Ms, a massa de sólidos (seca a 105 – 110ºC) e Mt, a massa total. Os volumes desses componentes estão indicados no lado esquerdo do diagrama: Va é o volume do ar; VH2O, volume de água; Vp representa o volume de poros (Vp = Va + VH2O); Vs é o volume de sólidos e Vt representa o volume total. Com base no diagrama da figura 3.1, definiremos alguns atributos usados para expressar de forma quantitativa, inter-relações dos três constituintes primários do solo. Relações de Volume Relações de Massa Figura 3.1.Diagrama Esquemático do Solo como um Sistema Trifásico. Sendo: V = Volume total Vv = Volume vazios= volume poros Var = Volume ar VH2O = Volume água Vs = Volume sólidos Mar = Massa ar ( ) Ma = Massa água Ms = Massa sólidos (seca a 105 – 110 ºC) Mt = Massa total Mar = 0 Ma Ms Va Vs Vv V Mt Ar Água Sólidos Var 19 3.1 DENSIDADE DE PARTÍCULAS – Dp Também conhecida como Densidade Real representa a relação entre massa de sólidos (Ms) e o volume de sólidos (Vs). Vs Ms Dp sendo: Dp = densidade de partículas (g .cm -3 ou Mg m -3 ) Ms = massa do solo seco (g ou Mg) Vs = volume do solo seco (cm 3 ou m 3 ) A Dp é uma propriedade física bastante estável porque depende exclusivamente da composição da fração sólida do solo.Dentro desse contexto, a Dp será dependente tanto da proporção entre matéria orgânica e parte mineral, quanto da constituição mineralógica do solo. A Dp é expressa pelas seguintes unidades: g.cm -3 , kg.dm -3 , Mg.m -3 . Na maior parte dos solos minerais, a Dp varia de 2,6 – 2,7g.cm -3 , que reflete a grande influência da presença dominante do quartzo, que apresenta peso específico de 2,65 g.cm -3 . A presença de óxidos de Fe e metais pesados aumenta o valor da Dp, enquanto que a matéria orgânica contribui para o seu abaixamento. O manejo do solo poderá modificar o valor da Dp ao longo do tempo, se com esse manejo houver modificação significativa do conteúdo de matéria orgânica. Na determinação da Dp a maior dificuldade está na determinação do volume de sólidos (Vs). É justamente essa determinação que define o tipo de método empregado na avaliação de Dp. Os métodos mias usados na determinação da Dp são o Método do Picnômetro, que usa água destilada desaerada sob vácuo, e o Método do Balão Volumétrico, que usa álcool etílico. Várias são as aplicações da Dp e dentre elas podemos citar: cálculo da porosidade total do solo; cálculo do tempo de sedimentação de uma partícula em um fluido; critério auxiliar na classificação de solos e ainda em estudos mineralógicos na separação de minerais leves e minerais pesados. 3.1.1 DETERMINAÇÃO Material: - Picnômetro - Água destilada - Bomba de vácuo - Estufa elétrica - Balança analítica - Dessecador - Termômetro - Bureta de 50ml - Balão volumétrico com rolha esmerilhada de 50ml - Álcool 20 3.1.2 MÉTODO DO PICNOMETRO - Pegar 3 g de TFSE a qual será usada como peso do solo seco. - Transferir para o picnômetro as 3 g de TFSE e adicionar água destilada até a metade do volume do picnômetro. - Colocar o picnômetro nesta condição no dessecador, o qual será acoplado a uma bomba de vácuo. - Remover usando vácuo todo o ar do interior do picnômetro e do solo. Esta condição é evidenciada quando o borbulhamento no interior do picnômetro cessar. - Completar o volume do picnômetro e a seguir tampar o picnômetro com a sua rolha de tal maneira que o seu capilar seja preenchido por água. - Secar o exterior do picnômetro e determinar o peso do conjunto: picnômetro+solo dentro+água. - Determinar a temperatura da água no interior do picnômetro. - Determinar o peso do conjunto: picnômetro+água. - Calcular a densidade de partículas usando a expressão: ba Dp 3 sendo: - Peso do conjunto picnômetro cheio de água mais o solo dentro = b. - Peso do picnômetro com água dentro mais o peso do solo seco = a. 3.1.3 MÉTODO DO BALÃO VOLUMÉTRICO - Pesar 20 g de TFSE e transferir para balão volumétrico de 50 ml. - Colocar na bureta 50 ml de álcool etílico até a marca do zero. - Colocar no balão com TFSE mais ou menos 15 ml de álcool. b a Sólidos Água Água Msólidos + 21 - Agitar o balão durante 1 minuto, para facilitar a penetração do álcool nos capilares do solo. - Deixar repousar por 15 minutos e completar o volume do balão com álcool etílico. - Fazer a leitura do nível de álcool na bureta (L). - Determinar o volume de TFSE usando a expressão: V = 50 – L. - Calcular a densidade de partículas usando a expressão: Dp = 20 / L. 3.2 DENSIDADE DO SOLO – Ds A Densidade do Solo é também conhecida pelas expressões Densidade Aparente e Densidade Global e representa a relação entre a massa de sólidos (Ms) e o volume total (Vt), ou seja, o volume do solo incluindo o espaço ocupado pela água (VH2O) e pelo ar (Va): V Ms Ds sendo: Ds = densidade do solo (g . cm -3 ou Mg . m -3 ) Ms = massa do solo seco (g ou Mg) V = volume total do solo (cm 3 ou m 3 ) A densidade do solo depende da estrutura do solo, da umidade do solo, da compactação do solo, do manejo do solo, etc. A Ds é uma propriedade física que reflete o arranjamento das partículas do solo, que por sua vez define as características do sistema poroso. Desta forma, todas as manifestações que influenciarem a disposição das partículas do solo, refletirão diretamente nos valores da Ds. A Ds é expressa pelas unidades: g . cm -3 , g . dm -3 , Mg . m -3 . Não existem valores característicos de Ds para os diferentes grupos de solos, são encontrados valores variando de 0,90 g . cm -3 a 1,5 g . cm -3 , dependendo da estrutura do solo.Os valores mais baixos estão sempre associados a solos ou camadas de solos com estrutura granular, ao passo que os valores mais elevados estão associados a estrutura do tipo em blocos ou similar. Esses valores, contudo, poderão ser alterados com o manejo do solo, se esse manejo alterar a disposição das partículas do solo. Assim, os solos poderão ter seus valores de Ds aumentados pelo processo de compactação e diminuídos pela incorporação de matéria orgânica e práticas de preparo do solo. Existem inúmeros métodos de determinação da Ds que podem ser agrupados em métodos destrutivos e não destrutivos. Os destrutivos são aqueles que dependem da retirada de uma amostra representativa do solo. Essa amostra, além de ser representativa, deve se apresentar com mínimo 22 possível de perturbação, ou seja, deve refletir o solo como ele se apresenta na sua condição natural. Dentre esses métodos podemos citar o método do anel ou cilindro volumëtrico (cilindro de Uhland) e o método do torrão impermeabilizado. No método do torrão, a impermeabilização é necessária para a determinação do seu volume e esta pode ser feita com parafina fundida, borracha crua dissolvida e ainda com resina “saran”. Os métodos não destrutivos determinam os valores de Ds no próprio campo, através de técnicas modernas envolvendo o uso de energia atômica. Dentre essas técnicas podemos citar a da moderação de nêutrons (sonda de nêutrons) e a da absorção de raios gama. O conhecimento da Ds é um importante indicativo das condições de manejo do solo. Conforme apontamos no início dessa seção, o valor de Ds refletirá, em última análise, as características do sistema poroso do solo. Como se sabe, as raízes das plantas se desenvolvem nos poros do solo e estes por sua vez poderão se constituir numa restrição a esse desenvolvimento. Neste sentido, a determinação da Ds poderá servir de importante balizador na tomada de decisão quanto ao sistema de manejo do solo a ser adotado. O valor da Ds correlaciona-se inversamente com a permeabilidade do solo e como tal, constitui-se em importante indicativo da capacidade de armazenamento de água para as plantas, auxiliando ainda na determinação de práticas de conservação do solo e da água. 3.2.1 DETERMINAÇÃO A densidade do solo pode ser determinada através de métodos não destrutivos tais como sonda de nêutrons, radiação gama e tomografia computadorizada, ou através de métodos destrutivos tais como método do anel volumétrico (cilindro de Uhland) e método do torrãoparafinado. A seguir será apresentado resumidamente o procedimento utilizado nos métodos destrutivos pelo de serem os métodos mais usados em laboratórios. Material: - Amostrador de Uhland - Bandeja para saturação dos corpos de prova - Gase - Balança - Anel elástico - Faca - Cilindros - Estufa - Torrões de solo - Parafina - Aquecedor - Fio de linha 23 3.2.2 MÉTODO DO ANEL VOLUMÉTRICO - Coletar uma amostra de solo com estrutura indeformada em um anel volumétrico de volume conhecido. - Secar a amostra de solo em estufa a 105 – 110 ºC e determinar a sua massa seca (Ms). - Determinar a densidade do solo usando a expressão Ds = Ms / V. 3.2.3 MÉTODO DO TORRÃO PARAFINADO - Preparar o torrão de modo a deixá-lo mais ou menos arredondado. Amarrar o torrão com fio de linha (+ 15 cm), pesando-o para determinar seu peso úmido. - Introduzir o torrão na parafina líquida (60 ºC) várias vezes até o recobrimento total do torrão. - Pesar o torrão com parafina ao ar. - Determinar o peso do solo seco e o volume do torrão e a seguir determinar a densidade do solo. Esse método, portanto, consiste em impermeabilizar um torrão mergulhando-o em parafina fundida. O volume do torrão é determinado imergindo-o em água e determinando o peso do mesmo dentro e fora da água. Pelo princípio de Arquimedes calcula-se o volume do torrão mais parafina, que é igual ao peso de água deslocado. Deduzindo-se o volume da parafina, obtém-se o volume do torrão. A seguir será apresentado um exemplo para ilustrar este método. 3.3 POROSIDADE DO SOLO A Porosidade do Solo ou Porosidade Total (PT) representa a porção do solo em volume não ocupada por sólidos: Vt VVa V VP PT OH 2 O arranjamento ou a geometria das partículas do solo determinam a quantidade e a natureza dos poros existentes. Como as partículas variam em tamanho, forma, regularidade e tendência de expansão pela água, os poros diferem consideravelmente quanto à forma, comprimento, largura e tortuosidade, 24 A Porosidade do Solo é normalmente expressa em % e acredita-se que entre os solos ela varie de 30 a 60 %, em função da textura e estrutura dos mesmos,A porosidade é também uma propriedade física muito alterada pelo manejo do solo. Caracterizações dos sistemas porosos são importantes em estudos envolvendo armazenamento e movimento de água e gases; em estudos do desenvolvimento do sistema radicular das plantas; em problemas relativos ao fluxo e retenção de calor e nas investigações de resistência mecânica dos solos, Contudo, para tais propósitos a simples determinação da porosidade total fornece informações de utilidade limitada, sendo fundamental o conhecimento da distribuição do tamanho dos poros. Os métodos usados para a determinação da Porosidade Total se baseiam em um princípio muito simples: o volume total ocupado por uma massa de solo pode ser dividido em vários espaços. Consideremos inicialmente o volume total do solo seco em uma estufa a 105 ºC até peso constante. A massa em gramas do volume total equivalente a 1cm 3 pode ser considerada como a Densidade do Solo. A Densidade do Solo assim obtida é consideravelmente mais baixa que a Densidade de Partículas. Isso significa que somente parte do volume total do solo é ocupado pelas partículas sólidas; o volume remanescente é ocupado por material mais leve, no caso presente, esse material é o ar, pois o solo é seco em estufa (Figura 3.1). O cálculo da Porosidade Total a partir das densidades envolve simplesmente a conversão de dados de densidade para volume, Nesse contexto, VOMOCIL (1965) apresenta a seguinte expressão para determinação do Volume Total de Poros (PT): 1001(%) x Dp Ds PT sendo: PT = porosidade total (%) Ds = densidade do solo (g . cm -3 ) Dp = densidade de partículas (g . cm -3 ) 3.3.1 DISTRIBUIÇÃO DE POROS POR TAMANHO De acordo com Kiehl (1979), em 1960 Schumacher classificou a porosidade do solo em Porosidade Capilar, denominada atualmente Microporosidade (poros com diâmetro menor que 0,05 mm), e Porosidade Não Capilar ou Macroporosidade (poros com diâmetro maior ou igual a 0,05 mm), Os poros grandes ou macroporos são importantes para a aeração do solo e infiltração da água, enquanto que os pequenos ou microporos garantem a retenção e o armazenamento de água para as plantas. 25 A importância relativa destes conjuntos de poros depende do tipo de cultivo, condições climáticas, posição do lençol freático, possibilidade de irrigação, controle ambiental, etc. Num determinado solo, a distribuição de poros por tamanho será função tanto da textura quanto da estrutura do solo. O Quadro 3.1 mostra a distribuição de poros por tamanho de alguns Latossolos do Brasil. Todos os solos são argilosos ou muito argilosos, com a porosidade total variando de 41 a 66%. Em termos proporcionais, os Latossolos Amarelo e variação Uma são aqueles com menor macroporosidade, ao passo que o Latossolo Vermelho-Escuro, embora com 78% de argila, apresenta a maior macroporosidade. A explicação para esses resultados está nos tipos de estruturas desses solos. Este aspecto será discutido com mais detalhes no capítulo relativo à estrutura do solo. Ao se comparar solos arenosos com solos argilosos verifica-se que os arenosos, por não apresentarem agregados, apresentam predominantemente macroporos. Contudo, a análise deve ser sempre realizada com cautela, observando simultaneamente os dois aspectos textura e estrutura do solo, generalizações são sempre perigosas. Quadro 3.1. Distribuição de Poros por Tamanho do Horizonte B de Latossolos Brasileiros. Fonte: Ferreira (1988). Solo Estrutura Argila (%) Porosidade Total (%) Macroporo- sidade (%) Microporo- sidade (%) Latossolo granular 54 66 19 47 Latossolo Vermelho Amarelo granular 51 59 22 37 Latossolo Amarelo blocos 50 41 13 28 Latossolo Vermelho Escuro granular 78 66 29 37 A distribuição de poros por tamanho é obtida por meio de métodos baseados na retenção de água em tubos capilares (Fenômeno da Capilaridade): rg h cos2 sendo: h = altura de ascensão da água no tubo capilar (cm) = tensão superficial da água (dina . cm -1 ) = ângulo de contato da água e as paredes do capilar 26 = densidade da água (g . cm -3 ) g = aceleração da gravidade (dina . g -1 ) r = raio do tubo capilar (cm) Assumindo-se como constantes alguns fatores, a equação anterior poderá ser reescrita da seguinte maneira: d h 3,0 sendo: h = altura da coluna da água (cm) d = diâmetro do tubo capilar ou do poro (cm) Os valores limites de diâmetro entre Macro e Microporos são arbitrários e por isso mesmo variam nos diferentes estudo, entretanto, existe uma tendência de se adotar o diâmetro 0,05 mm para essa separação. Assim, substituindo na equação acima d por 0,05 mm (0,005 cm) chega-se ao valor de h de 60 cm, ou seja, deveremos utilizar uma altura de sucção de 60 cm para eliminar a água dos poros maiores que 0,05 mm (macroporos) de uma amostra de solo com estrutura natural previamente saturada com água. Esta é a metodologia empregada nos laboratórios para a determinação da Distribuição de Poros por Tamanho de um solo. DETERMINAÇÃO Os aparelhos usados para a determinação da porosidade do solo são a mesa de tensão e a unidade de sucção. A unidade de sucção é constituídapor um conjunto de funis de Buckner. Na determinação da microporosidade a altura de sucção a ser aplicada é igual a 60 cm. - No laboratório, revestir a parte inferior do cilindro contendo uma amostra de solo com estrutura indeformada, com gase, prendendo-a com um anel elástico. - Manter a extremidade do cilindro coberta virada para baixo. - Determinar o peso total do conjunto. - Umedecer a amostra colocando-a em uma bandeja contendo 1 cm de altura de água. Manter a altura de água constante (tanto quanto possível). Quando a parte superior do corpo de prova estiver umedecida por capilaridade, adicionar água à bandeja, de modo a apenas cobrir o corpo de prova. Este processo poderá demorar até 24 horas ou mais. - Determinar o peso do corpo de prova saturado, após ter eliminado as gotas de água aderidas no cilindro e na gase. Colocar o corpo de prova na unidade de sucção à tensão de 0,06 atm. Após cessar a drenagem, que geralmente ocorre num intervalo de 24 horas, remover o corpo de prova e determinar o seu peso. Secar o corpo de prova na estufa (105 – 110 ºC), até peso 27 constante e determinar o peso seco. Determinar o peso e o volume do cilindro, além do peso da gase mais elástico quando secos, saturados e a 0,06 atm. - Calcular a microporosidade. 28 4 ESTRUTURA E AGREGAÇÃO DO SOLO A estrutura do solo é considerada como uma de suas mais importantes propriedades do ponto de vista agrícola. A ela são atribuídas propriedades fundamentais nas relações solo-planta. Solos bem agregados possuem maior porosidade do que solos pobres em agregação, o que resulta numa mais rápida penetração e percolação da água da chuva, além de favorecer a troca gasosa entre solo e atmosfera. Além de exercer grande controle sobre o ambiente físico do solo, a atividade biológica é substancialmente influenciada pela estrutura. No geral, solos bem agregados conferem melhores condições para o desenvolvimento das plantas. Tais solos oferecem menores restrições mecânicas ao desenvolvimento da raiz e emergência da planta. A atividade microbiana, incluindo nitrificação, é aumentada e a fauna do solo é mais variada e numerosa. Todavia, nessas relações solo-planta não é significativo o fato de um determinado solo apresentar estrutura em blocos, prismática ou colunar; a significação está na distribuição e tamanho dos poros, devido ao arranjo das partículas sólidas do solo. Evidentemente, uma vez conhecido o efeito da disposição das partículas de solo, é preciso determinar a sua permanência. Em outras palavras, equivale a dizer conhecer a estabilidade de uma determinada disposição das partículas sólidas do solo. Há solos que, embora apresentando estruturação semelhante têm propriedades distintas. A diversidade da natureza das partículas texturais e da composição dos agregados destes solos pode explicar este comportamento. É, portanto, importante que a avaliação das propriedades do solo, devidas à sua estrutura, seja conduzida sob um ponto de vista definido; que os efeitos da estruturação sejam medidos numericamente e que a natureza e composição das partículas que o compõem, sejam determinadas. 4.1 DEFINIÇÕES DE ESTRUTURA DO SOLO a) “Estrutura do solo refere-se à agregação das partículas primárias do solo em unidades compostas ou agrupamentos de partículas primárias, que são separadas de agregados adjacentes por superfícies de fraca resistência.” (Soil Survey Manual, 1951) b) “Estrutura do solo é o arranjamento das partículas do solo e do espaço poroso entre elas; incluindo ainda o tamanho, forma e arranjamento dos agregados formados quando partículas primárias se agrupam, em unidades separáveis” (Marshall, 1962). A definição de Estrutura do Solo apresentada na letra (a) e de sentido morfológico e genético, com conotação puramente descritiva. Esta é a 29 maneira como estudiosos da área de gênese, morfologia e classificação visualizam a estrutura do solo, sendo necessárias ainda uma melhor definição da forma geométrica dos agregados (grânulos, blocos, prismas, lâminas, etc). Não há nesse caso qualquer preocupação de associação da estrutura ao comportamento do solo como meio de crescimento das plantas. Já na definição apresentada em (b), o sentido da estruturação do solo tende para um aspecto funcional da estrutura, no estabelecimento do sistema poroso do solo. Além desse aspecto, esta embutido na definição da letra (b) um caráter dinâmico da estrutura, no sentido de que esta pode ser modificada, caso haja alteração na disposição das partículas do solo. 4.2 NATUREZA E DESENVOLVIMENTO DA ESTRUTURA DO SOLO A formação da estrutura do solo envolve processos diferentes, porem complementares. O pré-requisito para a agregação é que a argila esteja floculada. Entretanto, a floculação é uma condição necessária mas não suficiente. A coerência das partículas em unidades estruturais ou agregados requer a presença de substancias cimentantes, contudo, estes dois fatores (floculação e cimentação) não explicam o aparecimento dos variados tipos de estruturas existentes. O tipo de estrutura particular de determinado solo é conseqüência dos processos gerais de desenvolvimento do mesmo. Assim sendo, os fatores de formação do solo – material de origem, clima, organismos e relevo – podem todos influenciar o aparecimento de uma dada estrutura. Para Hillel (1982), a estrutura do solo é fortemente afetada por mudanças no clima, atividade biológica e praticas de manejo do solo, sendo ainda vulnerável a forças de natureza mecânica e físico-química. Devido a isto, acrescenta o autor, não existe um método objetivo ou universal aplicável para se avaliar um conceito qualitativo, ao contrario de uma propriedade diretamente quantificável. De acordo com Marcos (1968), embora no estudo da estruturação do solo os agregados sejam separados, sua estabilidade avaliada e sua formação extensamente estudada, não há conhecimento de alguma lei ou principio comandando a sua formação, tamanho e composição. 4.3 FATORES QUE AFETAM A FORMAÇÃO DE AGREGADOS 4.3.1 CÁTIONS Os cátions alteram a espessura da dupla cama iônica, causando floculação ou dispersão. Exemplo: Ca, Mg, Na, etc. 30 4.3.2 MATÉRIA ORGÂNICA A matéria orgânica atua na agregação do solo como um agente cimentante. Devido à matéria orgânica ser suscetível a decomposição pelos microorganismos, a mesma deve ser reposta continuamente para que se mantenha a estabilidade dos agregados ao longo do tempo (Hillel, 1982). 4.3.3 SISTEMA DE CULTIVO E SISTEMA RADICULAR A influencia do sistema de cultivo na agregação é função do sistema radicular, densidade e continuidade da cobertura, modo e freqüência do cultivo e tráfico. As raízes exercem pressões que comprimem os agregados, separando dos agregados adjacentes. A absorção de água pelas raízes causa desidratação diferencial, contração e abertura de numerosas trincas pequenas. Os produtos de exsudação das raízes aliados a morte continua das raízes, particularmente dos pelos radiculares, promove a atividade biológica, a qual resulta na produção de cimentos húmicos. As condições de umidade na hora do cultivo têm grandes influencia na estabilidade dos agregados. O preparo do solo com alto teor de umidade pode causar compactação, enquanto que o preparo do solo quando seco pode causar pulverização. Portanto, para se preservar os agregados, aconselha-se que o preparo do solo seja feito na zona de friabilidade do solo. 4.3.4 MICROORGANISMOS Os microorganismos (bactérias e fungos) do solo cimentam os agregados através de produtos excretados. Dentre os produtos excretados pode-se citar: polissacarídeos,hemicelulose ou uronides, levans, etc. 4.4 FATORES DESTRUTIVOS DOS AGREGADOS Dentre os fatores destrutivos dos agregados pode-se citar: a) Impacto das gotas de chuva que pode causar desagregação e erosão; b) Preparo excessivo do solo que pode causar compactação e pulverização do solo; c) Aumento da concentração de Na + relativo a Ca ++ e Mg ++ causando dispersão; d) Temperatura que pode causar oxidação da matéria orgânica. 31 4.5 IMPORTÂNCIA DA ESTRUTURA A estrutura do solo é de fundamental importância pois regula processos como: a) Aeração; b) Armazenamento e circulação de água; c) Penetração raízes; d) Disponibilidade de nutrientes; e) Atividades macro e micro biológicas; f) Temperatura do solo. 4.6 MODELOS DE ESTRUTURAÇÃO Um dos modelos de agregação existentes e que tem aceitação universal é aquele proposto por Emerson (1959), Figura 4.1. Tipos de ligações: A = quartzo - matéria orgânica - quartzo B = quartzo - matéria orgânica - cristais de argila C = argila - matéria orgânica - argila C1 = face - face C2 = canto (lado) - face C3 = canto - canto D = argila = canto - face Figura 4.1. Arranjamentos possíveis de partículas de quartzo, “domínio argiloso” e matéria orgânica num agregado de solo, segundo Emerson (1959). Neste modelo grãos de quartzo, “domínio argiloso” e matéria orgânica se arranjam de varias maneiras formando um agregado de solo. Considerando-se as variações da natureza tanto no “domínio argiloso” quanto da matéria orgânica, pode-se perceber a multiplicidade de interações e 32 situações que poderão surgir. Este fato dificulta o surgimento de uma teoria a respeito de formação de um tipo particular de estrutura. Em que pese a incontestável reputação do modelo de Emerson (1959), a sua aceitação para os solos brasileiros, notadamente para os latossolos requer algumas modificações. Evidencias de campo associadas a resultados analíticos não específicos, convergem para o modelo de estruturação proposto por Resende (1982). Segundo esse modelo, os óxidos de Fe e Al, notadamente goethita, hematita e gibbsita tendem a desorganizar as partículas ao nível microscópico. Assim, ao maior teor destes constituintes, correspondera um maior grau de desorganização e conseqüentemente, uma estrutura mais próxima do tipo granular. A luz do conhecimento atual, parece não haver duvidas quanto `a validade desta proposta, contudo há necessidade de se promover uma melhor estratificação com respeito `a participação de cada um destes componentes. Associando os modelos de Emerson (1959) e Resende (1982) e ainda com o desenvolvimento de estudos específicos, envolvendo inclusive a área de micromorfologia, Ferreira (1988) propôs dois modelos distintos pa a estruturação dos latossolos brasileiros, representados pelas Figuras 4.2 e 4.3. Sendo: A = Gibbsita B = Óxido de Fe □ Goethita Hematita Figura 4.2. Arranjamentos de partículas de quartzo, gibbsita (A) e óxidos de Fe (B) num agregado de material latossólico. A Figura 4.2 apresenta os arranjamentos de partículas na formação de um agregado de um latossolo com predomínio de gibbsita na as fração argila. Estudos micromorfologicos revelam que a distribuição dos grãos de quartzo em relação ao plasma segue o padrão “aglutinic”, ou seja, apresenta desenvolvimento de microestruturas com predomínio de poros de 33 empacotamento compostos. Esse modelo para latossolo gibbsitico implica no surgimento de estrutura do tipo granular. Sendo: A = caulinita B = Óxido de Fe C = matéria orgânica □ Goethita Hematita Figura 4.3. Arranjamentos de quartzo, caulinita (A), óxidos de Fe (B) e matéria orgânica (C) num agregado de material latossólico. A Figura 4.3 apresenta um modelo de estruturação de um latossolo com predomínio de caulinita na sua fração argila. A avaliação micromorfologica revela que a distribuição dos grãos de quartzo em relação ao plasma é eminentemente porfirogranica, isto é, os grãos estão envoltos num plasma denso, continuo, com pouca tendência ao desenvolvimento de microestrutura. O modelo caulinitico implica no surgimento de estruturas em blocos. O quadro a seguir apresenta resumidamente as observações de Ferreira (1988): Latossolo Ds %Macro Ks DMG %Caulinita %Gibbsita 4.7 AVALIAÇÃO DA ESTRUTURA A literatura é farta de trabalhos relatando tentativas de caracterização da estrutura pela analise de agregados. O objetivo principal 34 desses estudos é o relacionamento entre erosão e distribuição e estabilidade dos agregados do solo. Entretanto, o que se buscara a seguir é a avaliação indireta da estrutura do solo por meio do comportamento de algumas propriedades físicas. Para tanto, é necessário se fixar nos modelos propostos por Ferreira (1988). 4.7.1 DENSIDADE DE APARENTE Ds = 0,9672 + 0,0004Caulinita r 2 = 0,74** 0,8 0,9 1 1,1 1,2 1,3 1,4 0 200 400 600 800 1000 Caulinita (g.kg -1 ) De ns id ad e a pa re nt e (g .cm -3 ) Figura 4.4 Relação entre densidade aparente e teor de caulinita Conforme explicado no modelo para os latossolos cauliníticos, à medida que se elevam os teores deste constituinte, o plasma do solo se torna mais denso, continuo e sem evidencias do desenvolvimento de microestruturas. Conseqüentemente, à medida que se aumenta o teor de caulinita, a densidade aparente do solo se modifica na mesma direção (Figura 4.4). Esse comportamento afetara a distribuição de poros por tamanho, a dinâmica da água no perfil e conseqüentemente poderá, em casos mais extremos, restringir o desenvolvimento do sistema radicular de plantas mais sensíveis. 4.7.2 POROSIDADE TOTAL E DISTRIBUIÇÃO DE POROS POR TAMANHO Conforme apontado no capitulo 3, o conhecimento da porosidade total pouca informação oferece em termos de comportamento do solo, principalmente quando esta é calculada ao invés de determinada 35 experimentalmente. Por outro lado, o importante é o conhecimento da distribuição de poros por tamanho. Dentro deste contexto, a decomposição do tamanho de poros em latossolos com diferentes constituições mineralógicas revela que à medida que se aumenta o teor de gibbsita aumenta-se a quantidade de macroporos. O inverso acontece para latossolos cauliníticos. 4.7.3 CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO A condutividade hidráulica do solo saturado ou permeabilidade é função da distribuição de poros pó tamanho, vaiando diretamente com o conteúdo de macroporos. Para os latossolos brasileiros, conforme anotado anteriormente, o teor de macroporos covaria com o teor de gibbsita. Assim, os latossolos gibbsiticos são os que apresentam os maiores valores de condutividade hidráulica. Situação inversa ocorre para o s latossolos cauliniticos (Figura 4.5). Deve-se ressaltar que essas duas situações são contempladas no modelo de estrutura proposto por Ferreira (1988), sendo as mesmas funções do arranjamento micromorfologico dos constituintes da fração sólida do solo. Ks = 26,2378 - 0,02561Caulinita r 2 = - 0,96** 0 5 10 15 20 25 30 0 200 400 600 800 1000 Caulinita (g.kg -1 ) Co nd ut ivi da de H id rá ul ic a (K s, cm .h -1 ) Figura 4.5. Relação entre condutividade hidráulica e teor de caulinita 36 4.7.4 ESTABILIDADE DE AGREGADOS Desde há muito tempo, percebe-se que a impossibilidadeda avaliação da estrutura quantitativa poderia ser contornada pela chamada analise de agregados. Esta analise, para a qual há diversos métodos, resume- se na mensuração da distribuição de agregados agrupados em classes de diâmetros arbitrarias e segundo um critério variável de estabilidade. Dentre vários métodos, o mais divulgado V o de Tiulin, modificado por Yoder. Quando se analisa a estabilidade dos agregados pelo método do peneiramento em água observa-se que os latossolos cauliníticos, embora mais coesos em condição de campo, apresentam relativamente baixa estabilidade de agregados. A massa de agregados se desfaz completamente, refletindo uma elevada erodibilidade do solo (Figura 4.6). Ao contrario, os latossolos gibbsíticos apresentam seus agregados mais estáveis em água. Estas evidencias parecem apresentar validade universal para o conjunto de latossolos brasileiros. DMG = 4,8892 - 0,0039 Caulinita r 2 = - 0,92** 0 1 2 3 4 5 6 0 200 400 600 800 1000 Caulinita (g.kg -1 ) DM G (ág ua , m m) Figura 4.6. Relação entre diâmetro médio geométrico e teor de caulinita. 37 4.8 AVALIAÇÃO DA ESTABILIDADE DOS AGREGADOS 4.8.1 MÉTODOS DIRETOS Nos métodos diretos a caracterização da estrutura do solo pode ser feita no campo (morfologia) ou em laboratório através da microscopia. 4.8.2 MÉTODOS INDIRETOS A utilização dos métodos indiretos para caracterizar a estrutura dependem do objetivo da análise e envolvem: 4.8.2.1 Peneiramento dos agregados imersos em água Esta analise permite inferir sobre os efeitos da erosão hídrica na estrutura do solo. Material - Agitador com jogo de peneiras - Placa de Petri - Atomizador - Balança - Estufa - Peneiras de 7 e 4 mm - Dessecador Método - Coletar, na camada de 0 – 30 cm de profundidade, uma amostra de aproximadamente 500g, formada de torrões. - No laboratório, secar a amostra ao ar com cuidado para não deformá-la. - Utilizar para análise de agregado, fração que passa em peneira de 7 mm e fica retida na de 4 mm - Transferir a amostra para a peneira superior do aparelho de peneiramento em água e agitar durante 15 minutos. O procedimento para realização destas duas analises consiste basicamente em passar os agregados previamente homogeneizados quanto ao tamanho em um conjunto de peneiras de diâmetros 2; 1; 0,5; 0,25; e 0,10 mm imersos em água. - Transferir os agregados de cada peneira para becker de 100 ml tarado, por meios de jato de água. - Secar em estufa 105 – 110 ºC por 24 horas e determinar o peso de agregado em cada classe de tamanho, exprimindo-o em porcentagem da amostra inicial. 38 - Calcular a porcentagem de agregados estáveis. 4.8.2.2 Peneiramento dos agregados secos Esta analise permite inferir sobre os efeitos da erosão eólica na estrutura do solo. A metodologia utilizada no peneiramento dos agregados secos é semelhante a usada para o peneiramento dos agregados úmidos, sendo o peneiramento neste caso feito ao ar. 4.9 ÍNDICES ALTERNATIVOS PARA EXPRESSAR A DISTRIBUIÇÃO DOS AGREGADOS POR TAMANHO Diâmetro Médio Geométrico O diâmetro médio geométrico pode ser calculado pelas seguintes expressões: DMG = 10 x ]/log[ ndnx ou DMG = e y ]/ln[ ndny sendo: n = % dos agregados retidos em uma determinada peneira d = diâmetro médio de uma determinada faixa de tamanho do agregado (mm). 39 5 CONSISTÊNCIA DO SOLO A consistência do solo pode ser definida como sendo a manifestação das forças de coesão e adesão que se verificam no solo em função da variação do teor de umidade do solo. A força de coesão ocorre entre corpos de mesma natureza, como por exemplo, a força que ocorre entre as partículas do solo, enquanto que a adesão ocorre entre os corpos diferentes naturezas, como por exemplo, a força que ocorre entre as partículas do solo e as moléculas da água. Com a crescente utilização de máquinas agrícolas quer no preparo do solo ou na realização de tratos culturais ou até mesmo na realização da colheita, foi induzido conseqüentemente, uma maior incidência de tráfego nas áreas cultivadas. Além disto, este tráfego é feito muitas das vezes sem o menor controle da umidade do solo, a qual entre outros parâmetros é um dos principais condicionadores da capacidade suporte de carga dos solos. Portanto, modificações na consistência do solo devido à variação no teor de umidade afetará diretamente a resistência do solo ao preparo bem como sua capacidade suporte de carga e sua resistência à compressão (Dias Junior, 1994). Assim, o manejo adequado do teor de umidade é de fundamental importância para evitar a compactação dos solos agrícolas (Dias Junior & Pierce, 1996). Finalmente espera-se que o conhecimento dos limites de consistência do solo possa ser de grande valor na tomada de decisões de quando determinadas operações agrícolas devam ou não ser realizadas. A mudança na consistência do solo pode ser exemplificada como segue: se um solo extremamente seco, portanto não moldável plasticamente, adicionarmos progressivamente pequenas quantidades de água, o solo tornará cada vez mais dócil à deformação. A partir de um determinado teor de umidade (limite de contração) o solo se tornará friável. Continuando a adicionar água, o mesmo solo atingirá um determinado teor de umidade a partir do qual o mesmo será plástico (limite de plasticidade), permitindo ser moldado. Continuando a adicionar mais água, o mesmo solo vai se tornando cada vez mais mole até que ao atingir um determinado teor de umidade (limite de liquidez), passará a atuar como um líquido viscoso. A região de friabilidade é a região adequada para o preparo do solo, entretanto a susceptibilidade do solo à compactação é grande na região de plasticidade devido a sua baixa resistência à compressão e conseqüentemente baixa capacidade suporte de carga (Dias Junior, 1994). A passagem de um estado de consistência para outro é gradual. O teor de umidade que separa o estado líquido do plástico denomina-se limite de liquidez (LL), sendo os limites de plasticidade (LP) e de contração (LC) os teores de umidade separadores dos estados plástico do semi-sólido e do semi- sólido do sólido, respectivamente. Assim os limites de Atterbeg representam os mínimos teores de umidade necessários para que o solo se encontre em um dos seus estados. 40 O intervalo de umidade no qual o solo se encontra no estado plástico é denominado de índice de plasticidade (IP). Assim: IP = LL – LP A consistência de um solo no seu estado natural, com o teor de umidade U, pode ser expressa pelo índice de consistência (IC), dado pela seguinte expressão: IC = (LL – U) / LP Os fatores que afetam a consistência do solo são: umidade, textura do solo, tipo de argila, matéria orgânica, estrutura e tipo de cátion. 5.1 AVALIAÇÃO DA CONSISTÊNCIA 5.1.1 LIMITE DE LIQUIDEZ Material - Aparelho e cinzel de Casagrande -Balança - Cápsula de porcelana e de alumínio - Estufa - Espátula - Água destilada Calibração do Aparelho de Casagrande - Calibrar a altura máxima de elevação do ponto de concha que bate na base utilizando o calibrador próprio a uma altura de 1cm. - O aparelho deve apresentar boas condições de uso. Método 1) O ensaio deverá ser realizado com material de solo que passa na peneira 40 (abertura 0,42 mm). 2) Colocar em uma cápsula de porcelanacerca de 400 g de solo, adicionar água destilada suficiente para formar uma pasta. Cobrir a cápsula de porcelana com plástico e deixar 24 a 48 horas em repouso. Observe que parte deste material será usada na determinação do limite de plasticidade. 3) Com a concha do aparelho de Casagrande na mão colocar cerca de 50 g de solo úmido e alisar a superfície de tal forma a obter uma camada de espessura 1 cm na seção mais profunda e com o comprimento máximo de 2/3 do diâmetro da concha. 4) Com o cinzel abrir uma ranhura ao longo do plano de simetria do aparelho. O cinzel deve permanecer normal à concha durante o movimento de abertura. 41 5) Colocar cuidadosamente a concha no aparelho. 6) Girar a manivela a razão de duas revoluções por segundo e contar o número de golpes necessários para que as bordas inferiores da ranhura se unam 1cm ao longo do eixo de simetria. 7) Misture novamente o solo na cápsula e repita novamente o item 6. Se a diferença entre o número de golpes for de 1 a 2, continuar o ensaio, caso contrário 8) Retirar parte do solo junto às bordas que se uniram e determinar o teor de umidade do solo. 9) Adicionar água destilada à amostra e homogeneizar a pasta. 10) Repetir os itens, 3, 4, 5, 6, 7, 8, e 9 até que se tenha 5 pares de valores de umidade e números de golpes. Os números de golpes devem estar entre 10 e 40, sendo 2 acima e 2 abaixo e um próximo de 25 golpes. - O limite de liquidez será o teor de umidade correspondente a 25 golpes. 5.1.2 LIMITE DE PLASTICIDADE Material - Placa de vidro com 5mm de espessura e com face esmerilhada - Balança - Estufa - Cápsula de porcelana e de alumínio - Espátula - Cilindro comparador com diâmetro de 3mm - Água destilada Método 1) O ensaio deverá ser realizado com material de solo que passa na peneira 40 (abertura 0,42 mm). 2) Usar para este ensaio parte do material preparado no item 2 do ensaio limite de liquidez. 3) Rolar parte do solo preparado no item 2, com a palma da mão sobre a superfície esmerilhada da placa de vidro. 4) Interromper o ensaio quando as seguintes condições forem observadas: a) bastonete estiver com diâmetro de 3 mm; b) aparecimento de fissuras no bastonete. 5) Colocar o trecho do bastonete fissurado em cápsula de alumínio e determinar o teor de umidade. 6) Repetir os itens 3,4 e 5 até obter um mínimo de 5 valores do teor de umidade. 7) O limite de plasticidade será igual à média aritmética dos valores das umidades. 42 Nota: O índice da plasticidade será igual à diferença entre o limite de liquidez e o limite de plasticidade. Assim, IP = LL – LP. 5.1.3 LIMITE DE CONTRAÇÃO Material - Recipiente para moldagem do corpo de prova - Balança - Cápsula de porcelana e de alumínio - Estufa - Água destilada - Espátula - Placa de vidro com tripé - Mercúrio Método 1) O ensaio deverá ser realizado com material de solo que passa no peneira 40 (abertura 0,42 mm). 2) Usar para este ensaio parte do material preparado no item 2 do ensaio do limite de liquidez. 3) Determinar o teor de umidade inicial da amostra do item 2. 4) Colocar em uma cápsula de porcelana cerca de 50 g de solo e adicionar água destilada o necessário para se atingir o teor de umidade correspondente a 10 golpes do ensaio do limite de liquidez. 5) Homogeneizar a amostra do item anterior. 6) Untar as paredes laterais e o fundo do recipiente de moldagem, com óleo ou vaselina, a fim de impedir a aderência do solo às paredes durante a moldagem e secamento inicial. 7) Colocar no molde uma quantidade de pasta equivalente a 1/3 do volume do molde. 8) Dar batidas ligeiras no molde em uma superfície dura, espalhando e obrigando o ar a sair da pasta. 9) Repetir o processo até que o molde esteja totalmente preenchido com solo, e todo o ar tenha sido expulso. A amostra deve estar saturada. Para verificar esta condição determine o grau de saturação usando a seguinte expressão. S = Vágua/ Vvazios 10) Retirar o solo que excede o molde para que o corpo de prova tenha um volume inicial conhecido. 11) Obter a massa do solo e do molde. 12) Colocar o conjunto na estufa e secar a 105 – 110 ºC durante 24 horas. 13) Determinar a massa do molde mais sólido. 14) Calcular a umidade de moldagem. 15) Determinar a massa (Mc) e o volume (Vo) do molde, sabendo-se que: Vo = (1 – Mc) / 13.6 sendo: M1 = massa do molde + mercúrio 43 16) Determinar o volume final do corpo de prova seco conforme descrito a seguir: a) Imergir o corpo de prova dentro de uma cuba de mercúrio, utilizando-se da placa de vidro com tripé. O mercúrio transbordado será recolhido e seu volume será determinado através da expressão: Vf = Mhg / 13.6 b) O volume final do corpo de prova seco será igual ao volume de mercúrio transbordado. 17) Calcular a massa de sólidos pela expressão: Ms = Múmido moldagem / (1 + umidade de moldagem) 18) Calcular o limite de contração (LC) pela expressão: LC = [Um – (Vo – VF) Ms] Dw sendo: Um = teor de umidade de moldagem Vo = volume inicial do corpo de prova, igual ao volume de molde Vf = volume final do corpo de prova seco Ms = massa de sólidos Dw = densidade de água. 44 6 O PROCESSO DE COMPACTAÇÃO DO SOLO O termo compactação do solo refere-se à compressão do solo não saturado durante a qual existe um aumento da densidade do solo em conseqüência da redução do seu volume (Gupta & Allmaras, 1987; Gupta et al., 1989), devido a expulsão de ar dos poros do solo. Quando o fenômeno de redução de volume ocorre com a expulsão de água dos poros do solo, este fenômeno passa a se chamar adensamento. Em ambos os casos esta redução de volume ocorre devido ao manejo inadequado do solo. Entretanto quando a redução de volume ocorre devido a processos pedogenéticos este fenômeno denomina-se adensamento. Como exemplo de camada adensada pode-se citar: Bt, fragipans, duripans, crosta lateritica, etc. A curva de compressão do solo tem sido utilizada para simular estas reduções de volume do solo (Larson et al., 1980; Bailey et al., 1984; Bailey et al., 1985; Bailey et al., 1986; Bailey & Johnson, 1989; Dias Junior, 1994; entre outros). Esta curva representa graficamente a relação entre o logaritmo da pressão aplicada e algum parâmetro relacionado com o estado de empacotamento do solo, mais freqüentemente, o índice de vazios ou a densidade do solo (Casagrande, 1936; Leonards, 1962; Holtz & Kovacs, 1981). Quando o solo não sofreu nenhuma pressão prévia, esta relação é linear e a aplicação de qualquer pressão resultará em deformações não recuperáveis (Figura 6.1), causando, portanto compactação adicional do solo (Dias Junior, 1994). Entretanto, quando o solo já experimentou pressões prévias e/ou ressecamento, a variação das pressões atuando sobre o solo resultará em alguma deformação, a qual poderá ser relativamente pequena e recuperável, não causando compactação adicional, ou não recuperável, causando compactação adicional (Stone & Larson, 1980; Gupta et al., 1989; Lebert & Horn, 1991; Dias Junior, 1994), (Figura 6.2). Assim, um aumento da densidade do solo em conseqüência de uma redução no seu volume pode ou não causar compactação adicional. Portanto, para se ter uma agricultura sustentável, é importante conhecer os níveis de pressões que o solo suportou no passado e/ou a umidade do solo no momento das operações agrícolas, para que a compactação adicional seja evitada. Através destes conceitos espera-se explicar os efeitos benéficos (Smucker & Erickson, 1989; Raghavan & Mckyes, 1983) e adversos (Parish, 1971; Gupta & Allmaras, 1987; Raghavan et al., 1990) da compactação do solo.
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