Apostila Élio Lemos

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UNIVERSIDADE FEDERAL DE LAVRAS 
 
DEPARTAMENTO DE ENGENHARIA 
SETOR DE ENGENHARIA DE ÁGUA E SOLO 
 
Caixa Postal 3037 - TELEFAX (035) 3829-1481 
CEP 37200-LAVRAS-MG 
 
 
 
 
 
 
 
IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I 
 
Parte 1 
 
 
 
 
NOTAS DE AULA 
 
 
 
 
 
 
Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 
 
 
 
 
 
 
2014 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 2
 
 
 
 
1 INTRODUÇÃO 
 
A disciplina GNE-120 Irrigação de Drenagem I, tem como objetivo 
apresentar e discutir informações básicas sobre as técnicas de irrigação e de 
drenagem. Muitas das informações são apresentadas e discutidas em tópicos 
dentro de disciplinas já vistas, como: Física do solo, Agrometeorologia, 
Fisiologia vegetal e Hidráulica, além de Física, Química, Cálculos, Topografia, 
e etc. Alguns conceitos são revistos como forma de agrupar informações 
interessantes para compreensão dos fundamentos da irrigação e da drenagem. 
Na primeira parte do curso, mais ou menos um terço do tempo, são discutidos 
conceitos da relação água-solo-planta, tais como retenção de água pelo solo, 
infiltração e consumo de água pelas plantas. São conceitos relacionados com 
intervalo entre irrigações, taxa de aplicação de água, quantidade de água na 
irrigação e formas de aplicação de água. Em seguida, nas demais partes da 
disciplina, serão apresentados os métodos de irrigação e de drenagem. 
Antes da apresentação dos assuntos do programa, vamos definir irrigação, 
drenagem e comentar sobre a importância da disciplina para os cursos 
envolvidos. 
 
-Irrigação: Reposição artificial da água ao solo de acordo com a sua 
capacidade de infiltração e de retenção, fazendo voltar o teor de água capaz de 
manter a cultura na sua atividade vegetativa satisfatória à uma produção 
econômica.. 
A irrigação não pode ser considerada isoladamente, mas sim como parte 
de um conjunto de técnicas utilizadas para garantir a produção econômica de 
determinada cultura com adequados manejos dos recursos naturais. 
 
-Drenagem agrícola: Remoção do excesso de água, no perfil ou na 
superfície do solo, a uma taxa de acordo com as características físicas do solo e 
exigência da cultura. 
 
Importância da agricultura irrigada ( vantagens da irrigação): 
 -Seguro contra as secas; 
 -Melhor produtividade das culturas; 
 -Melhor qualidade do produto; 
 -Maior eficiência no uso de fertilizantes; 
 
 
 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
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Agricultura irrigada versus agricultura de sequeiro: Figura 1 
Evolução da área irrigada no Brasil: Figura 2 
Irrigação no mundo : Tabela 1 
 
 
 
 
FIGURA 1 Comparação da produtividade de áreas irrigadas e não irrigadas, 
no Brasil. Fonte: ABIMAQ (2002) 
 
 
 
 FIGURA 2 Evolução da área irrigada no Brasil (1950 a 2003). 
 Fonte: Christofidis (2007). 
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TABELA 1 Irrigação no mundo: 
1 Índia 59 30
2 China 54 32
3 EUA 22 10
4 Paquistão 18 78
5 Irã 7.5 39
6 México 6.5 21
7 Indonésia 4.8 34
8 Tailândia 4.7 16
9 Turquia 4.5 12
10 Espanha 3.7 16
11 Egito 3.3 100
12 Brasil 3.2 5
13 Japão 2.7 63
14 Itália 2.7 25
15 Austrália 2.7 -
Outros países (estimado) 63.9 -
260
Área Irrigada 
(milhões de ha)
% da Área 
Irrigada/CultivadaPaísPosição
 
 Fonte: Mantovani et al. (2006), adaptado de Christofifis(2002) 
 
Para atualização, acesse 
 http://www.brasil.gov.br/economia-e-emprego/2013/04/agricultura-irrigada-impulsiona-
ganhos-de-produtividade-nas-cinco-regioes-do-pais 
 
 
2 RELAÇÕES DE MASSA E VOLUME DOS 
CONSTITUINTES DO SOLO 
 
 Para a compreensão das relações água-solo-planta, é necessário que se 
domine os conceitos básicos do solo como um sistema trifásico, definidos pelas 
relações de massa e de volume dos constituintes físicos. Tais conceitos serão 
apresentados a seguir, na forma de revisão. 
 
Apresentamos no diagrama da Figura 3 abaixo: 
 
M: massa total ou massa úmida; 
Mar: massa de ar contida na amostra de solo; 
Ma: massa de água contida na amostra; 
Ms: massa de sólidos ou massa seca 
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V: volume total da amostra; 
Var: volume de poros livres de água; 
Va: volume de água; 
Vs: volume dos sólidos; 
 
 
 
 
Sólidos
Água
Ar Mar
Ma
Ms
M
Var
Va
Vs
Vp
V
Relações de volume Relações de massa
 
FIGURA 3. Representação esquemática do solo como um sistema trifásico 
 
 
Como exemplo de determinação, usaremos os seguintes dados de um solo 
hipotético: 
Ma = 20,00 g 
Ms = 80,00 g 
Var = 14,0 cm3 
Vs = 36,0 cm3 
 
2.1 Densidade global (ρρρρg) 
 
 A densidade global, densidade aparente, ou simplesmente densidade do 
solo, é a relação entre a massa do solo seco e o seu volume total. Deste modo: 
 
 g
sM
V
ρ = (1) 
 
com dimensão M L-3 , normalmente expressa em g/cm3 ou Mg/m3 
 
 
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 Com os dados do solo hipotético considerado anteriormente, tem-se: 
 
g g
g
cm
g cmρ ρ= ⇒ =80
70
1143
3
, / 
 
 A densidade global é bastante variável dada à sua dependência da textura, 
estrutura e grau de compacidade do solo. Seu valor pode atingir de 1,3 g/cm3 a 
1,8 g/cm3 em solos arenosos e de 1,1 g/cm3 a 1,5 g/cm3 em solos argilosos. 
 
 
2.2 Densidade de partículas (ρρρρp) 
 
 A densidade de partículas ou densidade real é definida pela relação entre 
a massa do solo seco e o volume das suas partículas, minerais e orgânicas, 
constituintes. Assim: 
 
p
s
s
M
V
ρ = (2) 
 
com dimensão M L-3 , normalmente expressa em g/cm3. 
 Com os dados do exemplo tem-se: 
p p
g
cm
g cmρ ρ= ⇒ =80
36
2 223
3
, / 
 
 A densidade de partículas é função da natureza mineralógica das 
partículas do solo, portanto, é valor quase constante para os solos aráveis. Em 
geral, para solos com baixo teor de matéria orgânica, o valor de ρp está entre 
2,6 g/cm3 e 2,7 g/cm3. É uma informação útil na determinação do volume total 
de poros de um solo. 
 
 
2.3 Porosidade total ( P ) 
 
 A porosidade total, é o nome dado à relação entre o volume de vazios e o 
volume total do solo e é expressa por: 
 
V
VVP s−= (3) 
 
na dimensão L3 L-3 ou em percentagem. 
 A porosidade total, em percentagem, pode também ser calculada por: 
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1001 ×








−=
ρ
ρ
p
gP (4) 
 
Com os dados do solo hipotético considerado acima, tem-se: 
 
=
−
= 3
33
70
3670
cm
cmcmP 0,486 cm3 de poros/ cm3 de solo ou P=0,486 cm3/cm3 ; P= 
48,6% ou simplesmente P=0,486. 
 
ou 100
/22,2
/14,11 3
3
×








−=
cmg
cmgP ⇒ P = 48,65% 
 
 Os valores de P geralmente estão na faixa de 0,30 a 0,60 cm3/cm3 ( 30% a 
60%). Solos arenosos são normalmente menos porosos do que os solos de 
textura fina, emborao tamanho médio de seus poros individuais seja maior (nos 
solos arenosos). O volume total de poros nos solos argilosos varia bastante 
como função de agregação, expansão e contração, dispersão, e compactação. A 
porosidade total ou volume total de poros não dá indicação alguma da 
distribuição de tamanhos de poros. 
 
 
 
2.4 Umidade com base em peso (U) 
 
 U representa a relação entre a massa de água (Ma) e a massa de solo seco 
(Ms). É também chamado de “teor gravimétrico de água no solo” ou umidade 
gravimétrica. É expressa por: 
 
U Ma
Ms
= (5) 
 
com dimensão M M-1 ,podendo ser expressa em percentagem. 
 
 Com os dados do exemplo tem-se: 
 
U g
g
=
20
80
= 0,25g de água / g de solo seco 
ou simplesmente U=0,25 g/g ou U=25% 
 
Este resultado mostra que uma amostra úmida de 125 g contem 25 g de água. 
Portanto, é preciso que se tenha cuidado na interpretação de resultados de 
umidade com base em peso. 
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2.5 Umidade com base em volume ( θθθθ ) 
 
 θ expressa a relação entre o volume de água e o volume total da amostra. 
Representando a massa específica da água por ρa, a umidade com base em 
volume pode ser expressa por: 
 
θ = aV
V
 = 
V
M
a
a
ρ
 (6) 
 
 Às vezes, há dificuldade em se determinar o teor de água do solo com 
base em volume, mas com o auxílio da densidade do solo e da umidade com 
base em peso seco, pode-se determinar com relativa facilidade por: 
 
 
θ ρ= ⋅U g (7) 
 
com dimensão L3 L-3 ou percentagem. 
 
 O solo do exemplo apresenta: 
θ = 20
70
3
3
cm
cm
 = 0,286 cm3/cm3 ou θ = 28,6% com base em volume. 
 
Com a equação 7, tem-se: 
θ = ×0 25 114 3, / , /g g g cm = 0,285cm3/cm3 
 
 A expressão da umidade do solo com base em volume parece ser mais 
adequada do que em peso, adaptando-se melhor ao cálculo da quantidade de 
água de irrigação, ou da água retirada pela evapotranspiração ou drenagem. 
 
 
2.6 Grau de saturação (G) 
 
 O grau de saturação expressa a relação entre o volume de água e o 
volume total de poros no solo, ou seja, 
V
VG
p
a
= ou 
P
G θ= (8) 
 
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G pode ser expresso de forma adimensional, representando porém o volume de 
água por volume de poros, ou em percentagem. 
 O solo dos exemplos acima apresenta 
poroscmaguacm
solocmporoscm
solocmaguacmG 3333
33
/588,0
/486,0
/286,0
== ou G = 0,588. 
 
Este resultado nos diz que 58,8 % dos poros do solo estão ocupados por água. 
 
 
2.7 Lâmina ou armazenamento (AL) 
 
 Tradicionalmente, quantidades de água são medidas através de uma 
altura, ou lâmina, expressa em mm. Os dados de chuva sobre um certo local, 
por exemplo, é dado em mm por ano. Consumo de água por uma cultura e 
irrigação também são expressos em mm. Como no caso de chuva, irrigação e 
evapotranspiração, a altura de água armazenada pelo solo também se expressa 
em mm e independe da área. 
 Para se ter o valor do armazenamento de água em lâmina, em um 
determinado instante, deve-se conhecer os valores de umidade, a diferentes 
profundidades no solo, expressos com base de volume ( Figura 4). O gráfico 
θ(z)t é denominado perfil de umidade. 
Utilizando-se de cálculo superior, o armazenamento de água pode ser 
obtido pela expressão: 
 
 
L
L
A dz= ⋅∫θ
0
 (9) 
 
em que, z é a variável que representa a profundidade no solo e que varia de 0 
(superfície) até L ( profundidade de interesse); dz representa um infinitesimal de 
z, isto é, um acréscimo de espessura tão pequeno quanto se queira. 
 
 A integral da função θ (z) representa a área sob a curva entre os 
intervalos considerados, mostrados na Figura 4. 
 
 
 
 
 
 
 
 
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 10
 
 
 
 
 
 
L
θ(z)t
AL
 
 
FIGURA 4 Representação esquemática da determinação do armazenamento 
 
 
 
Devido, na maioria das situações, não se dispor de um modelo 
matemático que represente θ como função de z, a equação 9 pode ser 
simplificada, utilizando-se diferenças finitas, método representado na Figura 5, 
obtendo-se: 
LA L= ⋅θ (10) 
 
em que θ é o valor médio da umidade do solo no intervalo 0-L. Desta forma, 
quanto maior o número de amostragens entre 0 e L, tanto melhor o valor médio 
e o resultado da Equação 10 se aproxima do valor real representado pela 
equação 9. Este processo consiste em transformar a figura irregular limitada 
pelo perfil de umidade em um retângulo em que um dos lados representa a 
umidade média até à profundidade L. 
 
 
θ 
(cm3/cm3) 
z 
(cm) 
0 
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z (cm)
 θθθθ
cm3 /cm3)
L
θ(z)t
AL
 
 
FIGURA 5 Representação esquemática da determinação do armazenamento 
por diferenças finitas 
 
 
A dimensão de AL será a mesma de L visto que θ é adimensional. Como é 
tradição representar lâmina por mm, a espessura da camada de solo considerada, 
L, deve ser expressa em mm. 
 
 
 
3 ESTADO ENERGÉTICO DA ÁGUA NO SOLO 
 
 
 Ao lado da umidade do solo, o estado energético da água é 
provavelmente a mais importante característica da física do solo. A diferença de 
energia potencial entre dois pontos num sistema isotérmico é a causa 
determinante do movimento da água dentro do solo, pois, é expontânea a 
tendência na natureza, de os corpos se transferirem de um ponto de energia 
potencial alta para outro de menor energia potencial. A diferença de energia 
potencial determina a direção do fluxo e a quantidade de trabalho disponível 
para promover o fluxo. O termo “potencial”, portanto, vem de energia potencial 
da água no solo. 
 O conhecimento do estado relativo de energia da água no solo, que 
chamaremos de potencial total da água no solo, em cada ponto no seio do solo, 
permite-nos calcular as forças atuantes sobre a água do solo em todas as 
direções, bem como calcular quão distante a água do solo está do ponto ou 
estado de equilíbrio ( estado de energia potencial uniforme em todo o sistema). 
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Diferenças de energia entre dois estados são classicamente medidas 
através do trabalho que é realizado quando se passa de um estado para outro. O 
potencial total da água no solo (ψ) representa o somatório de trabalhos 
realizados quando uma unidade infinitesimal de massa ou de volume de água 
em estado padrão é levada isotérmica, isobárica e reversivelmente para o estado 
considerado no solo. 
 Não discutiremos aqui os detalhes da base termodinâmica do conceito de 
potencial total da água no solo. O interessado neste embasamento teórico pode 
encontrar o assunto em, dentre vários outros autores, Libardi (2008). 
 
 
3.1 Estado Padrão de Energia 
 
 O estado padrão de energia ou potencial de referência é o estado 
energético de um reservatório hipotético de água pura e livre (livre da influência 
da matriz ) num dadoreferencial de posição, à mesma temperatura que a 
solução do solo e à pressão de uma atmosfera-padrão ( 101,325 kPa ). A este 
estado, atribui-se arbitrariamente o valor máximo do potencial da água como 
sendo zero (
0
0ψ = ). 
 
 
3.2 Unidades de potencial 
 
 O potencial da água é normalmente expresso em termos de energia por 
unidade de massa ( J kg-1), energia por unidade de peso ( J N-1) ou energia por 
unidade de volume ( J m-3) . Energia por unidade de peso resulta em altura ou 
coluna d’água, conhecida por carga hidráulica, normalmente expressa em mca ( 
metro(s) de coluna d’água) ou cmca (centímetro(s) de coluna d’água). Sendo 
J N m= ⋅ , o potencial da água com base em volume pode ser expresso em termos 
de força por unidade de área ( N m-2), pressão, em pascal, Pa. 
 O uso de energia por unidade de volume pode causar alguma confusão 
pela tendência em fazer nos pensar em pressão como a única causadora do 
movimento da água no solo. Isto não é correto porque o potencial da água no 
solo resulta da adição de diferentes formas de potencial com diferentes efeitos 
sobre o possível movimento da água. 
 Recomenda-se o uso de Pa (Pascal), ou seus múltiplos ( kPa , MPa), 
como unidade de energia com base em volume (pressão), entretanto, ainda é 
comum o uso de outras unidades tais como bar, atm, ou mesmo a antiga lbf/in2 
(psi). A tabela seguinte mostra as principais formas de expressão de pressão e 
de energia com base em massa (carga hidráulica) com os correspondentes 
fatores de conversão para kPa (quilopascal): 
 
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multiplique por para obter 
x psi (lbf/in2) 6,895 y kPa 
x atm (atmosfera) 101,325 y kPa 
x kg/cm2 98,067 y kPa 
x cbar (centibar) 1,0 y kPa 
x bar (bar) 100,0 y kPa 
x cmca (centímetro de coluna 
d’água) 
0,0979 y kPa 
x mca ( metro de coluna d’água) 9,79 y kPa 
 
 
 
3.3 Componentes do potencial total da água no solo 
 
 O valor do potencial da água no solo em qualquer ponto depende não 
somente de sua pressão hidrostática mas também de outros fatores físicos 
adicionais, ligados à interação entre a água e o sistema, tais como elevação, 
concentração de solutos, temperatura, a possível existência de um campo 
magnético, etc. O valor de ψ é portanto a soma das contribuições separadas 
destes vários fatores. Assim: 
 
ψ ψ ψ ψ ψ= + + + +
g p m os
... (11) 
 
em que ψg é o componente gravitacional, ψp o componente de pressão, ψm é 
componente matricial e ψos o componente osmótico. A reticência (...) representa 
todos os demais fatores teoricamente possíveis, tais como: temperatura, campo 
elétrico, etc., e que são considerados desprezíveis. 
 
 
3.3.1 Componente gravitacional (ψψψψg ou z ) 
 
 O componente ou potencial gravitacional da água, ψg, em diferentes 
pontos no solo é determinado pela elevação do ponto considerado em relação a 
um nível de referência arbitrário. É costume situar o nível de referência em um 
ponto conveniente dentro da camada de solo ou abaixo do perfil em estudo, de 
maneira que ψg possa ser sempre tomado como positivo ou igual a zero. Por 
outro lado, se a superfície do solo é escolhida como nível de referência, como é 
freqüentemente feito, então o potencial gravitacional para todos os pontos 
abaixo da superfície será negativo com relação àquele nível de referência. É 
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preciso lembrar que a escolha do nível de referência é arbitrária e que uma vez 
escolhido precisa ser mantido em todos os cálculos de um dado problema. Em 
termos de energia por unidade de volume, o potencial gravitacional é portanto 
determinado por 
 
g a
zψ γ= ⋅ (13) 
 
3.3.2 Componente de pressão (ψψψψp ou H ) 
 
 O potencial de pressão representa a pressão hidrostática atuando sobre o 
ponto considerado. 
 No solo, o potencial de pressão é positivo somente em condição de 
saturação e corresponde ao potencial de submergência, determinado por 
 
Hap ⋅γ=ψ (14) 
 
em que H é a altura piezométrica ou profundidade de submergência determinada 
com uso de piezômetro e 
a
γ o peso específico da água. 
 O piezômetro consiste de um tubo com abertura somente em suas 
extremidades, introduzido no solo até a profundidade onde se deseja conhecer o 
potencial de pressão da água. As técnicas de instalação de piezômetro no solo 
fazem parte dos estudos de caracterização da necessidade de drenagem sub-
superficial. 
 
 
 
3.3.3 Componente matricial (ψψψψm ou h ) 
 
 Toda vez que um solo não estiver saturado, nele existe ar e, portanto 
existem interfaces água/ar (meniscos) que lhe conferem o estado de tensão 
(pressão negativa). Assim a água no solo, via de regra, encontra-se sob tensões. 
A expressão do potencial total da água no solo (Equação 11) apresenta ψp e ψm, 
porém, é bom frisar que estes dois componentes não existem ao mesmo tempo; 
a água no solo saturado estará sob pressão (ψp) e no solo não saturado ela estará 
sob tensão (ψm). 
 A tensão, valor absoluto do potencial matricial, é resultante da afinidade 
da água com a matriz do solo, devida às forças adsortivas e de capilaridade 
oriundas das forças coesivas e adesivas que se desenvolvem dentro e entre as 
três fases do solo. 
 O potencial matricial da água em diferentes pontos no solo é determinado 
diretamente com tensiômetro. Este dispositivo consiste de uma cápsula de 
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cerâmica porosa conectada a um manômetro (vacuômetro) através de um tubo 
de PVC ou acrílico. Quando colocado no solo, a água contida na cápsula tende a 
entrar em equilíbrio com a tensão da água no solo ao seu redor. Qualquer 
mudança no teor de água do solo e consequentemente em seu estado de energia, 
será transmitido à água no interior da cápsula, sendo indicada rapidamente pelo 
vacuômetro. A cápsula do tensiômetro funciona como uma membrana semi-
permeável, permitindo a livre passagem de água e íons, não permitindo a 
passagem de ar e partículas de solo. Teoricamente, o tensiômetro poderia medir 
tensões de até 101,3 kPa; na prática, porém, só é possível medir até 80 kPa 
aproximadamente. Acima desta tensão o ar penetra no instrumento através dos 
poros da cápsula, a água começa a passar do estado líquido para o estado de 
vapor e as medições perdem precisão. 
 O valor de ψm do solo ao redor da cápsula, de um tensiômetro com 
manômetro de mercúrio, do tipo representado na Figura 6, é dado por: 
 
hhh6,12 21m ++−=ψ (15) 
 
em que h corresponde à elevação do Hg no manômetro, h1 é a distância da 
superfície livre do Hg no reservatório (cubeta) à superfície do solo, e h2 a 
profundidade de instalação do tensiômetro. Com as medições em cm, o valor de 
ψm é obtido em cmca. 
 
FIGURA 6 Representação esquemática de um tensiômetro com 
manômetro de coluna de mercúrio 
 
 
 
 
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Para tensiômetros com manômetro mecânico, esquematizado na Figura 7, 
o valor de ψm é dado por: 
 
m cψ = − +l 0 098, (16) 
 
em que l é a leitura do manômetro em cbar ou kPa e c o comprimento do 
tensiômetro (distância da cápsula ao manômetro) em cm. O ψm é obtido em 
kPa.FIGURA 7 Representação esquemática de um tensiômetro com 
vacuômetro mecânico 
 
 
Para tensiômetros com manômetro digital (tensímetros), esquematizado na 
Figura 8, o valor de ψm , também em kPa, é dado por: 
 
 
m cψ = +l 0 098, (17) 
 
em que, semelhante ao tensiômetro com vacuômetro mecânico, l é a leitura do 
manômetro em cbar ou kPa e c o comprimento do tensiômetro (distância da 
cápsula ao manômetro) em cm. O ψm é também obtido em kPa. 
 
Alguns tensímetros são lidos em mbar, como o representado na Figura 8, 
portanto, é interessante lembrar que -156 mbar = -15,6 cbar = -15,6 kPa 
manômetro 
cápsula porosa 
tubo de PVC ou 
acrílico 
tampa borracha de 
vedação 
 
reservatório 
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 17
 
 
FIGURA 8 Representação esquemática de um tensiômetro com 
vacuômetro digital (tensímetro) 
 
 
 
 
 
 
3.3.4 Componente osmótico (ψψψψos) 
 
 O componente osmótico aparece pelo fato da água no solo ser uma 
solução de sais minerais e a água padrão ser pura. 
 Pode-se estimar ψos medindo-se a concentração salina da água do solo e 
utilizando a equação de van’t Hoff: 
 
CTRos ⋅⋅−=ψ (18) 
 
em que R é a constante geral dos gases (R = ⋅ ⋅ ⋅ ⋅−0 082 1, atm l mol K ), T é a 
temperatura em Kelvin e C a concentração salina média em Molaridade 
(M= mol l⋅ −1 ). Com estas unidades, o valor de ψos é obtido em atm. 
 Para solos não salinos, com C menor que 10-3M, o valor de ψos é 
desprezível. 
 Para solos salinos, o valor de ψos pode ser facilmente determinado em 
função da condutividade elétrica do extrato de saturação(CEe), visto que: 
 
CEeos ⋅−= 36ψ (19) 
 
leitor digital 
cápsula 
porosa 
água 
tubo de acrílico 
transparente 
 
 tampa de borracha 
flexível 
tubo de PVC ou 
acrílico 
sensor 
agulha 
hipodérmica 
ar 
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 18
em que CEe é expresso em dS/m a 25 0C ( deci-Siemens por metro, para 
temperatura de 25 0C ) e o resultado de ψos obtido em kPa. 
 
 
 
 
 
4. RETENÇÃO DE ÁGUA NO SOLO 
 
 
 As primeiras películas de água, fortemente atraídas pela superfície da 
partícula de solo, são retidas sob enorme tensão (adesão). À medida que se 
afastam da superfície da partícula, as forças de atração entre a água e o sólido 
diminuem até que, a certa distância, a água não é mais retida porque a força da 
gravidade supera as forças de retenção. Essa água fica sujeita à movimentação 
por efeito da gravidade e pela atração de películas de água adjacentes com 
espessuras menores. Assim, quando o solo está próximo da saturação, é fácil 
remover uma certa quantidade de água e, à medida que a umidade do solo vai 
diminuindo, torna-se mais difícil a sua remoção. Portanto, à cada valor de 
umidade , ou espessura da película d’água, corresponde um valor de potencial 
matricial. 
 A representação gráfica da umidade versus potencial matricial denomina-
se curva característica ou curva de retenção de um solo e varia de solo para solo 
e para o mesmo solo (variação entre camadas) se algum atributo físico ou 
químico variar. O gráfico não é linear, sendo que para pequenas variações de 
umidade, o potencial matricial varia muito. Devido a isto o gráfico é sempre 
apresentado na forma semilogarítmica, isto é, θ versus log10
m
ψ . 
 A maior parte da água no solo está retida à baixas tensões ( de 0 a 100 
kPa de tensão) que depende principalmente do efeito de capilaridade e 
distribuição do tamanho de poros, sendo portanto, grandemente afetada pela 
estrutura do solo. A retenção de água na faixa de altas tensões é devida à 
capacidade de adsorção do solo e é menos influenciada pela estrutura do solo e 
mais pela textura e superfície específica. 
 Representando o potencial matricial (ψm) como função da umidade do 
solo (θ), a curva característica adquire, de modo geral, a seguinte forma: 
 
 
 
 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 19
 
 
FIGURA 9 Representação da forma geral de curvas de retenção 
 
 
 
A figura acima mostra uma curva com variações mais acentuadas para o 
solo arenoso. A maioria dos poros nestes solos apresenta tamanho relativamente 
grande, e, uma vez esvaziados, à sucção relativamente baixa, restará apenas 
pequena quantidade de água. 
 Em solo argiloso, a distribuição dos poros, com respeito ao tamanho, é 
muito mais uniforme, o que determina a adsorção de maior quantidade de água, 
motivo pelo qual é mais gradual o decréscimo do teor de água motivado pelo 
aumento da sucção (tensão). 
 De maneira geral, as curvas características de retenção são determinadas 
experimentalmente para cada solo ou horizonte de um solo por processo de 
esvaziamento dos poros, chamado de processo de secamento. Utiliza-se de 
instrumentos especializados de laboratório que constituem-se, de acordo com a 
tensão avaliada, de funil de placa porosa e de extratores de Richards ( de placa 
ou de membrana). O interessado na revisão da metodologia pode consultar 
Klute (1986). 
 O uso de equações de retenção está substituindo o uso dos gráficos por 
permitir a inclusão de informações em aplicativos computacionais para o 
manejo da irrigação a partir de dados de tensão da água no solo. Os dados de 
umidade como função do potencial matricial podem ser ajustados ao modelo de 
Mualem-van Genuchten (Genuchten, 1980), dado pela equação 
 
( ) ( )[ ] mn
mRSR 1
−
ψ⋅α+⋅θ−θ+θ=θ (20) 
 
em que θ é umidade ; θR é a umidade residual; θS é a umidade de saturação; 
ψm é o potencial matricial, também representado por h); α representa o inverso 
θθθθ (cm3 / cm3) 
-ψψψψm 
 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 20
da sucção mínima necessária para o início da remoção de água dos macroporos; 
n e m são parâmetros de ajuste do modelo. Os valores de θ são expressos em 
cm3/cm3. 
 O valor de m varia de 0 a 1 e relaciona-se com n, de acordo com Mualem 
(1980 ) por 
m
n
= −1 1 (21) 
 
 Como exemplo, apresentamos a seguinte equação obtida a partir dos 
pares de dados de umidade volumétrica e tensão, obtidos por Silva (1982). 
( )[ ] 430,0754,1
m032,01375,0110,0
−
ψ⋅+⋅+=θ r
2
=0,9924 (22) 
 
em que se considerou a umidade correspondente à tensão de 1,5 MPa ( 
aproximadamente 15000 cm c a), como a umidade residual. O ajuste dos dados 
ao modelo foi feito por método gráfico e tentativa visual, com uso de planilha 
eletrônica. Existem programas especificos para o ajuste de modelos de retenção 
que facilitam o trabalho na obtenção da equação. Um destes programas, 
desenvolvido por Dourado-Neto et al. (1996) com apoio financeiro da FAPESP 
(Fundação de Amparo à Pesquisa do Estado de São Paulo), é o SWRC ver. 3.00 
beta., que pode ser obtido, via internet, da página 
www.esalq.usp/departamentos/lpv/soft.htm 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
5– FLUXO DE ÁGUA NO SOLO 
 
 
Como vimos anteriormente, o estado energético da água , ao lado da umidade 
do solo, é provavelmente a mais importante característica da física do solo. A 
diferença de energia potencial entre dois pontos num sistema isotérmico é a 
causa determinante do movimento da água dentro do solo, pois,é espontânea a 
tendência na natureza, de os corpos se transferirem de um ponto de energia 
potencial alta para outro de menor energia potencial. São duas as condições 
necessárias para que haja movimento da água em um meio: permeabilidade do 
meio e força promotora do movimento. O solo como meio poroso já satisfaz 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 21
uma das condições de movimento. A outra condição é a diferença de energia 
que relacionada com a distância entre pontos resulta em força. 
 
5.1 Quantificação do fluxo de água no solo 
O modelo mais simples para quantificação do movimento da água no solo, 
saturado ou não, é o de Darcy - Buckingham que num sistema unidirecional 
pode ser representado por: 
 
q K h
x
= − ( ). ∆Ψ
∆
 (23) 
 
em que q é o fluxo (L.T-1), K(h) é condutividade hidráulica como função do 
potencial matricial e x∆
∆Ψ é o gradiente de potencial total. ∆ψ é a diferença de 
potencial total expressa em carga hidráulica (centímetro de coluna d’água) e ∆x 
a distância entre dois pontos considerados na quantificação do movimento. 
Fluxo ou densidade de fluxo, q, corresponde ao volume de água (L3) que passa 
por unidade de área (L2) na direção x, na unidade de tempo (T) e pode ser 
matematicamente representado por: 
 
q V
A t
=
.
 (24) 
 
Por exemplo, se numa coluna de solo saturado de seção de 20 cm2 atravessa um 
volume de 8,0 cm3 de água num tempo de 50 segundos, o valor do fluxo será de 
 
scm
cmq
5020
0,8
2
3
⋅
= =0,008cm/s = 288 mm/h 
 
A condutividade hidráulica representa a capacidade do solo em transmitir água 
no seu meio, ou seja, entre os seus poros. Depende da textura e estrutura do solo 
que combinados definem tamanho de poros, e das características físicas da água 
que é função da temperatura. Em um mesmo solo o fluxo é maior quando a água 
for mais quente; isto porque, a água mais quente apresenta viscosidade menor. 
A condutividade hidráulica de um solo é função da combinação de todas as 
características físicas do sistema solo-água. Quanto maior for a umidade de um 
determinado solo, maior será sua condutividade hidráulica. A condutividade 
hidráulica de um solo é portanto máxima quando o solo estiver saturado ( ψm ou 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 22
h =o) e a diminuição da umidade promove uma redução exponencial no seu 
valor, isto é, para uma pequena redução na umidade do solo, o valor da 
condutividade hidráulica reduz muito. Como a retenção da água no solo também 
é função da umidade, a condutividade hidráulica pode ser representada como 
função da retenção ou potencial matricial, pela equação de Gardner 
 
h
0 eK)h(K ⋅α⋅= (25) 
 
em que Ko e α são parâmetros de ajuste dependentes do solo e h é o potencial 
matricial. Observe que para solo saturado (h = 0), a condutividade hidráulica é 
igual a Ko. 
Existem vários métodos para determinação da condutividade hidráulica do solo. 
Para solos saturados os métodos são relativamente mais simples do que aqueles 
requeridos para solos não saturados. Os pesquisadores recorrem aos trabalhos 
de Física de Solos onde se encontram adaptações aos diversos métodos 
existentes para determinação da condutividade hidráulica de solo não saturado. 
Recentemente um método que tem sido bastante recomendado é o do 
“Infiltrômetro de Tensão” que é de operação simples e permite determinação 
relativamente rápida dos parâmetros Ko e α da Equação 25. Uma descrição 
desse infiltrômetro pode ser vista em Silva e Godinho (2002) 
A determinação do gradiente de potencial total em fluxo não saturado é feita 
com uso de tensiômetros instalados em pontos de interesse no solo. Se se 
deseja, por exemplo, determinar o fluxo de água que deixa a zona das raízes de 
uma cultura, por percolação, instala-se um tensiômetro um pouco acima e um 
segundo tensiômetro um pouco abaixo da profundidade limite. Determina-se o 
potencial matricial (h) e o gravitacional (z) em cada ponto para se ter o 
potencial total, conforme Equação 11 que pode ser representada, para solo não 
saturado e não salino por : 
Ψ = h + z (26) 
 
em que h representa ψm , potencial matricial, e z corresponde ao potencial 
gravitacional ψg. 
A diferença entre os valores de potencial total dividida pela distância 
entres os dois pontos considerados corresponde ao gradiente de potencial total 
x∆
∆Ψ
. Para fluxo horizontal, Ψ−Ψ=ψ∆ esquerdadireita e para fluxo vertical 
Ψ−Ψ=ψ∆ baixocima . 
 
 
 
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 23
5.2 Infiltração da água no solo 
 
Infiltração é o termo usado para definir o processo de entrada de água no solo, 
geralmente em sentido descendente, através de toda ou parte da superfície, sob 
pressão atmosférica. A capacidade de infiltração relacionada com a taxa de 
suprimento de água, determina a quantidade de água que irá entrar no solo e a 
quantidade que poderá escoar ou acumular na superfície. 
Infiltrabilidade é o termo que define a capacidade de infiltração de um 
determinado solo. A infiltrabilidade é uma característica do solo apenas e é 
afetada basicamente pelo seu conteúdo inicial de água, pela condutividade 
hidráulica da camada superficial, pelo tempo decorrido desde o início da 
irrigação, pela declividade da superfície e pela presença de camadas 
retardadoras no perfil. 
A diferença entre taxa de infiltração (fluxo de entrada de água no solo) e 
infiltrabilidade, está relacionada com a taxa de suprimento de água. Quando a 
taxa de suprimento é menor ou igual à infiltrabilidade, o fluxo será igual à taxa 
de suprimento e não haverá portanto escoamento nem acúmulo de água na 
superfície. Quando a taxa de suprimento supera a infiltrabilidade, o fluxo de 
entrada no solo será igual à infiltrabilidade e haverá escoamento ou acúmulo de 
água na superfície. O dimensionamento dos sistemas pressurizados de irrigação, 
desde a aspersão convencional, pivô-central ou a microirrigação, requer o 
conhecimento da infiltrabilidade do solo com objetivo de se evitar 
principalmente as perdas por escoamento superficial. 
 
 
5.2.1 Equações de infiltração 
 
Diversas equações podem ser usadas para descrever a infiltração da água no 
solo. Dentre essas equações algumas têm embasamento físico, outras são 
deduzidas de maneira impírica. A variabilidade dos parâmetros de solo 
envolvidos nas equações tem levado ao uso mais generalizado de equações 
empíricas na avaliação da capacidade de infiltração do solo. Das equações 
empíricas, a mais utilizada para fins de irrigação é a Equação de Lewis, 
erroneamente atribuida a Kostiakov, segundo Swartzendruber (1993) 
 
ntai ⋅=
 (27) 
em que: 
i é a infiltrabilidade (fluxo) no instante t, (L.T-1); 
t é o tempo decorrido desde o início da infiltração, (T); 
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 24
a e n são parâmetros de ajuste da regressão, sendo (-1<n<0) 
 
Integrando a Equação 27, no intervalo de tempo 0-t, tem-se a equação da 
infiltração acumulada 
1
1
+
⋅
+
=
nt
n
aI
 (28) 
 
em que I é a lâmina (L) infiltrada desde o início do processo de infiltração até o 
tempo t, (infiltração acumulada). 
Fazendo A=
1+n
a
 e N= 1+n , a equação 28 pode serexpressa por 
 
NtAI ⋅= (29) 
 
Para determinar o tempo t necessário para infiltrar uma lâmina de irrigação I, a 
equação 29 pode ser modificada ficando: 
N
1
A
I
t 





= (30) 
 
 
A intensidade máxima de aplicação pode ser determinada pela infiltrabilidade 
média (im), determinada por 
 
ntAim ⋅=
 (31) 
 
em que t deve ser aquele obtido pela Equação 30, isto é, t é o tempo mínimo 
necessário para aplicar a lâmina de irrigação sem haver acúmulo ou escoamento 
de água na superfície do solo. Outro critério usado para cálculo da intensidade 
máxima de aplicação é o da infiltrabilidade básica (ib). A ib, corresponde à 
condutividade hidráulica da superfície do solo quando saturada e representa a 
capacidade de infiltração mínima do solo. Como garantia de que não irá haver 
escoamento, o projetista escolhe o aspersor ou emissor de maneira a se ter taxa 
de aplicação menor ou igual à infiltrabilidade básica ib, que é estimada a partir 
dos parâmetros A e N por: 
 
( )
2N
1N
1NNA
01,0NAib
−
−






−⋅
−
⋅= (32) 
 
em que ib tem a mesma dimensão de i, isto é, LT-1 
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 25
Consideremos, como exemplo, uma lâmina de irrigação de 30mm, e equação de 
infiltração acumulada I = 6,0 t 0,46, com I em mm e t em minutos. A taxa máxima 
de aplicação de água para esta situação poderá ser: 
 
 
a) pelo critério da infiltrabilidade média (im): 
 
im = 6,0 t –0,54 
em que =





=





=
46,0
11
0,6
30N
A
I
t 33,1 minutos. 
portanto, 
 
im = 6,0 (33,1) –054 = 0,91 mm/min = 55 mm/h 
 
 
b) pelo critério da infiltrabilidade básica (ib): 
 
A= 6,0 
N= 0,46 
 
 
Portanto, ( ) =




−⋅
−
⋅=
−
−
246,0
146,0
146,046,00,6
01,046,00,6ib 0,48 mm/min = 29 mm/h 
 
 
5.2.2 Determinação da infiltrabilidade de um solo 
A avaliação da capacidade de infiltração pode ser feita por diversos métodos, 
entretanto, a seleção do mais adequado depende principalmente do tipo de 
irrigação a ser usado. Para irrigação por aspersão, onde predomina fluxo 
vertical, o método que mais se adapta para determinação dos parâmetros das 
equações de infiltração acumulada e infiltrabilidade é o “simulador de chuva”. 
Pode-se também usar, para irrigação por aspersão, o “infiltrômetro de cilindro” 
por representar bem o fluxo vertical. Para irrigação por gotejamento, o método 
ideal é o “gotejador infiltrômetro” ou o “infiltrômetro de disco”, por 
considerarem fluxo multidirecional de água no solo. O método do cilindro 
infiltrômetro, com modificação, também pode ser usado para determinação da 
infiltrabilidade básica para aplicação em irrigação por gotejamento. 
 
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 26
Método do “Cilindro infiltrômetro” 
Material: 
• - cilindro de chapa de até 2mm de espessura, com diâmetro e altura de 
30 cm; 
• - plástico; 
• - cronômetro; 
• - régua milimetrada; 
• - água limpa; 
• - provetas de 1000 ml. 
 
Instalação: 
Mantenha a superfície do solo o mais natural possível removendo apenas 
galhos, pedras ou qualquer outra coisa que possa dificultar a instalação do 
cilindro. O cilindro deve ter a borda inferior cortante na forma de bisel para sua 
fácil penetração no solo. Introduza o cilindro, uniformemente, na vertical, sem 
bater dos lados no cilindro (utilize algum artifício que permita essa introdução 
uniforme). A profundidade de instalação deve ser de pelo menos 20 cm de 
maneira a garantir um fluxo vertical na camada superficial do solo. Forre a área 
interna do cilindro com plástico de maneira a impedir infiltração antes de iniciar 
as medições ou utilize um saco plástico com volume conhecido de água. Prenda 
uma régua na parede interna do cilindro ou prepare algum dispositivo que 
permita acompanhar a variação da água durante o processo de infiltração. 
 
Medições: 
 
a) Para determinação da equação infiltração acumulada 
 
Estabeleça inicialmente um critério de acompanhamento das leituras que pode 
ser fixando intervalo entre leituras na régua ou fixando leituras no cronômetro. 
Consegue-se maior precisão fixando intervalo de leitura na régua. O ideal é que 
se tenha cronômetro com pelo menos 20 “laps” de memória de registro. Faça a 
primeira leitura (em milímetros) na régua , dispare o cronômetro e retire o 
plástico o mais rápido possível. Tente fazer a segunda leitura na régua o mais 
rápido possível, sem se preocupar com o intervalo previamente estabelecido 
entre leituras, lendo no cronômetro o tempo transcorrido entre as leituras (ou 
simplesmente apertando a tecla “lap” para ler depois). Observe a variação entre 
a leitura inicial e a leitura atual não deixando que passe dos 20% da inicial. 
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 27
Caso a variação esteja já próxima dos 20%, faça reposição de volume conhecido 
de água de maneira que, com a reposição, a altura d’água volte para a altura 
inicial. A reposição deve ser feita após um registro de leituras (régua e 
cronômetro), mesmo que não tenha ainda havido a variação inicialmente 
estabelecida na régua. As primeiras três ou quatro leituras exigem mais atenção 
devida a infiltrabilidade ser mais rápida no início do processo, principalmente 
se o solo estiver seco. As demais leituras são mais tranqüilas, porém, deve se 
observar sempre a variação para provável reposição de água. O teste é feito 
durante pelo menos uma hora com pelo menos dez leituras para posterior 
determinação da equação de infiltração acumulada e estimativa da ib. 
 
b) Para a infiltrabilidade básica (ib)apenas 
 
As medições são bem mais simples para determinação da infiltrabilidade básica 
apenas. Não é preciso acompanhar a infiltração em intervalos de tempo desde o 
início do processo de infiltração; basta encher o cilindro com água e deixar 
infiltrar várias vezes e depois acompanhar a variação da infiltração com o tempo 
usando régua e cronômetro. Faça pelo menos três medições seguidas para 
certificar se a infiltração já se tornou constante. Caso tenha tornado constante, a 
variação de lâmina infiltrada por unidade de tempo já representa a 
infiltrabilidade básica. Caso a variação ainda não tenha se tornado constante 
com o tempo, encha mais uma vez o cilindro e repita a avaliação. Neste 
processo não precisa de plástico nem proveta. Deve-se ter cuidado ao colocar 
água dentro do cilindro para não erodir o solo. 
 
Exemplo: 
Estão apresentados na Tabela 2 os dados, obtidos de um teste de infiltração, 
para determinação da equação de infiltração acumulada. 
Ajusta-se os dados das duas últimas colunas de maneira a obter infiltração 
acumulada (I) como função do tempo acumulado (t) obtendo-se uma equação do 
tipo da Equação 29. 
Conforme mostra a Figura 11, a equação de Infiltração Acumulada é 
44,02,8 tI ⋅= , com t em minutos e I em mm. Por derivação tem-se a a equação da 
infiltrabilidade 56,06,3 −⋅= ti , com t em minutos e i em mm/min. A infiltrabilidade 
básica é determinada pela Equação 32, lembrando que os parâmetros dessa 
equação são aqueles da equação de infiltração acumulada, A e N. 
 
 
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 28
TABELA 2: Exemplo de dados de campo de um teste de infiltrabilidade 
usandocilindro infiltrômetro . 
Leituras 
∆t (min:seg) Régua (mm) T (min) I (mm) 
0 98 0 0 
0:12 94 0,2 4 
0:45,8 90 0,96 8 
1:42,2 85 2,66 13 
3:12,5 80(99) 5,87 18 
3:30,0 95 9,37 22 
6:05,0 90 15,45 27 
7:24,8 85 22,86 32 
8:06,4 80(99) 30,97 37 
8:20,8 95 39,32 41 
13:21,8 90 52,68 46 
13:30,5 85 66,19 51 
15:05,6 80(99) 81,29 56 
14:06,0 95 95,39 60 
18:52,5 90 114,26 65 
20:12,6 85 134,47 70 
 
y = 8,2146x0,4369
R2 = 0,9998
0
20
40
60
80
0 50 100 150
tempo (min)
In
f. 
A
cu
m
u
la
da
 
(I)
FI
GURA 10: Representação gráfica da infiltração acumulada como função do 
tempo decorrido desde o início do processo de infiltração 
 
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 29
 
 
6 A ÁGUA NA PLANTA 
 
 
A necessidade de fornecimento adequado de água para um bom crescimento e 
desenvolvimento dos vegetais decorre das múltiplas funções que ela 
desempenha na fisiologia das plantas, pois, segundo os fisiologistas, 
praticamente todos os processos metabólicos são influenciados pelo conteúdo 
de água. A água na planta tem função como constituinte, como via de 
transporte, como reagente e na turgescência celular. 
6.1 Potencial de água 
O estado energético ou potencial total da água nos diversos órgãos da planta é 
uma propriedade dinâmica afetada pelo balanço entre a perda de vapor d’água 
pelas folhas para a atmosfera e a absorção de água pelas raízes. As taxas de 
transpiração, de fotossíntese e de crescimento são afetadas pelas alterações no 
estado de água das folhas. O potencial de água tem se destacado como uma 
medida fundamental da quantidade de água na planta. Os valores absolutos de 
potencial são confiáveis como indicadores do estresse hídrico, entretanto, é 
necessário que se pondere com cuidado o seu uso, uma vez que a adaptação 
evolutiva e fisiológica ao meio ambiente podem influenciar, marcadamente, o 
nível de potencial no qual o estresse se estabelece. O potencial de água na 
planta, assim como no solo, é a soma algébrica dos componentes potenciais 
originados dos efeitos de pressão (ψp), de solutos (ψs) e matricial (ψm). 
O componente matricial (ψm) é bem próximo de zero em folhas saturadas com 
água. Em algumas espécies, o ψm não tem significado numérico até que muita 
água dos tecidos seja perdida (50%). Assim, exceto quando o tecido estiver bem 
desidratado, os componentes matriciais de interesse serão na maioria dos casos 
os de pressão e de solutos (Klar, 1984 ). 
Vários pesquisadores tem realizado trabalhos com o objetivo de determinar os 
parâmetros de potencial hídrico para as diversas culturas para que, 
posteriormente, sejam utilizados como indicadores do momento de irrigação. 
Em trabalho conduzido por Bordovsky et al. (1974) foi observado que os 
maiores índices de eficiência de uso da água, foram obtidos em tratamentos nos 
quais o momento de irrigar, foi definido pelo potencial de água na folha e pelo 
índice de stress diário. Esses resultados permitiram concluir que o potencial de 
água na folha, como indicador do momento de irrigação, pode ser mais 
adequado que o potencial de água no solo. 
 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 30
6.2 Absorção e caminho da água na planta. 
A transpiração, a entrada e a condução da água desde as raízes até a superfície 
de transpiração, são processos inseparavelmente ligados ao equilíbrio hídrico. 
Devido às enormes quantidades de água perdidas pela transpiração, a absorção 
contínua desse líquido é essencial para o bom desenvolvimento e mesmo para a 
sobrevivência das plantas. 
Para que se dê a absorção de água do solo pelas plantas, é necessário que se 
estabeleça um gradiente, de maneira que o potencial de água nas raízes seja 
inferior ao potencial da água no solo. A absorção de água pela raiz ocorre 
através dos pêlos absorventes e pelas células mais ou menos suberizadas que 
formam o córtex da maior parte do sistema radicular. A absorção se dá quanto 
maior for a superfície radicular e quanto mais negativo for o potencial hídrico 
dentro das células das raízes em relação ao potencial do solo. A Figura 11 
mostra um corte de raiz, indicando o movimento da água do solo para o xilema. 
No interior da planta o fluxo ocorre como uma resposta a um gradiente de 
potencial total estabelecido pela evaporação da água pelas células adjacentes às 
extremidades superiores dos vasos e é limitado por resistências que diferem nas 
diferentes partes do sistema condutor. Essas resistências se relacionam com os 
comprimentos e diâmetros de vasos individuais, número relativo de vasos (em 
caules e pecíolos), e depois que a água passou para o estado de vapor, a 
resistência é ditada pelas aberturas variáveis dos estômatos. 
 
 
FIGURA 11: Esquema de corte da raiz, indicando o movimento da água do solo 
para o xilema. A-através das paredes celulares (apoplasto); B-
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 31
através do protoplasma via plasmodema (simplasto); C-através do 
vacúolo (transcelular) 
 
No aspecto puramente físico, a planta funciona de forma semelhante a uma 
bomba hidráulica, pois utiliza as diferenças de sucção de água entre o solo e a 
planta e lança-a na atmosfera circundante. Neste processo, o estado físico da 
atmosfera circundante é dominante, isto é, é fonte de energia para o processo de 
movimentação da água do solo para a atmosfera passando pelo interior da 
planta. A energia, proveniente do ar aquecido ou da radiação solar sobre a 
superfície das plantas, gera um diferença de pressão de vapor entre o ar e as 
plantas. Quando a sucção exercida pelo ar quente é menor do que a sucção da 
umidade na planta, o movimento de água em seu interior cessa, os nutrientes da 
solução do solo deixam de ser absorvidos pelo sistema radicular e, 
consequentemente, a planta não desenvolve. 
 
 
 
 
7 EVAPOTRANSPIRAÇÃO E COEFICIENTES DE CULTURA 
 
 
A quase totalidade das perdas de água pelas plantas se dá na forma gasosa, pelo 
processo de transpiração. À semelhança da evaporação, dá-se sempre que a 
pressão de vapor da água na folha for maior do que a pressão de vapor da água 
na atmosfera. Entretanto, no caso da transpiração, há a resistência adicional 
oferecida pelo sistema biológico à difusão do vapor d’água. 
A maior parte da transpiração se realiza através dos estômatos por constituirem 
a via de escape que oferece a menor resistência à difusão gasosa. Calcula-se que 
de 80 a 90% da perda total de vapor de água pela planta provém da transpiração 
estomática, ou seja, dá-se através de uma superfície que representa apenas 1,0 a 
2,0% da área da folha. 
O comportamento das diferentes espécies de plantas em relação à transpiração é 
bastante variável. Existem plantas, como numerosas parasitas, que perdem água 
à semelhança de uma superfície livre, pois os estômatos permanecem abertos o 
dia todo. Outras plantas, como o feijoeiro por exemplo, diminuem a abertura 
dos estômatos por volta do meio dia, provocando redução da transpiração nesse 
período. Existem plantas que fecham completamente os estômatos ao redor do 
meio dia. Plantas como as cactáceas fecham os estômatos durante o dia. Nestas, 
a transpiração estomática é praticamente nula durante o dia devido ao 
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 32
fechamento dos estômatos; perdem água de acordo com o poder evaporante do 
ar e espessura das cutículas. 
Estudos têm mostrado que a produção de uma cultura é diretamente 
proporcional à sua taxa de transpiração. Como um fator importante no balançode energia, a transpiração representa uma medida significativa do rendimento da 
cultura. Para realizar o processo de transpiração, as plantas transportam a água 
do solo e a lançam na atmosfera. Neste processo, a água é utilizada como meio 
de transporte de sais minerais da solução do solo para o tecido da planta, onde é 
utilizada na fotossíntese. Os carboidratos são translocados, em solução, e 
armazenados em diversos órgãos, tais como: sementes, raízes ou tubérculos 
Evapotranspiração corresponde à saida de água de uma área vegetada 
decorrente dos processos de transpiração das planta e evaporação direta da 
superfície do solo ou da superfície da planta que ocorrem simultâneamente. 
Assim, o termo evapotranspiração, usualmente representado por ET, é utilizado 
para descrever o processo total de transferência de água de uma superfície de 
solo vegetado para a atmosfera. 
As plantas reduzem a taxa de ET, automaticamente, quando a taxa de absorção 
d’água do solo, pelo sistema radicular, torna-se menor que a taxa de 
transpiração. Elas fecham seus estômatos à medida que o teor relativo de água, 
no tecido da folha diminui. Esse fechamento dos estômatos inibe a entrada de 
CO2 no interior das folhas restringindo o processo de fotossíntese e, 
consequentemente, o crescimento celular. Portanto, uma redução na 
transpiração significa, também, uma redução na produção. Existe, então, uma 
estreita relação do intercâmbio de CO2 e de O2 com o fluxo de vapor d’água 
liberado para a atmosfera. Neste sentido, as plantas com altas taxas de consumo 
de água, devido principalmente ao componente transpiração da ET, apresentam, 
também, altas taxas de absorção de CO2 durante a fotossíntese. Assim, elevados 
consumos de água significam, implicitamente, alta produtividade fotossintética. 
Em busca da produtividade máxima é que se procura manter o solo em 
condições de umidade que permitam a taxa ideal de absorção de água do solo 
pelas plantas. Logo após uma irrigação ou chuva, a taxa de ET atende à 
demanda evaporativa do ar. Com o esgotamento da água do solo a taxa de 
evapotranspiração tende a diminuir sendo esta tendência dependente da cultura, 
da magnitude da demanda evaporativa do ar e da capacidade de retenção de 
água pelo solo. O conhecimento das características de retenção de água pelo 
solo e da intensidade de consumo de água pela cultura, é fundamental aos 
projetos de sistemas de captação, armazenamento de água e planejamento da 
irrigação. Quanto melhor for o conhecimento do valor da ET, melhor será o 
manejo da irrigação e a quantificação da água a ser aplicada. 
 
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 33
7.1 Evapotranspiração máxima da cultura (ETm) 
A determinação da evapotranspiração máxima de uma cultura visa a reposição 
da água retirada do solo pela irrigação com objetivo de se ter produção máxima. 
Pode ser feita de modo direto, pelo balanço hídrico do solo e por lisímetro, ou 
indiretamente pela relação que existe entre evapotranspiração máxima da 
cultura (ETm) e evapotranspiração de referência (ETo). 
 
7.1.1 Coeficientes de cultura (Kc) 
Devido às dificuldades de sua determinação de forma direta, a 
evapotranspiração máxima de uma cultura ,ETm, tem sido estimada 
indiretamente a partir da evapotranspiração de referência (ETo) por meio de 
coeficientes de cultura (Kc), pela expressão 
 
 KETETm c0×= (33) 
 
A FAO ( “Food and Agriculture Organization”) tem publicado valores de Kc 
para uma série de culturas anuais a partir de informações obtidas no mundo 
todo. Tais valores são apresentados para quatro períodos caracterizados da 
seguinte forma: 
 
Período I – do plantio até 10% do desenvolvimento vegetativo. 
Período II – desde o final do estádio I até o início do florescimento. 
Período III – desde o final do estádio II até o início da maturação. 
Período IV – desde o final do estádio III até a colheita. 
 
 O coeficiente de cultura para o período inicial (Período I) é função 
basicamente da evaporação do solo que depende do teor de água na sua 
superfície. Os valores de Kc tabelados para esse período inicial parecem ter sido 
determinados para um intervalo de irrigação de cinco a sete dias. Para intervalos 
menores entre irrigações, que indicam solo mais úmidos, os coeficientes Kc no 
período inicial são mais elevados podendo chegar a 0,8 com intervalo de dois 
dias entre irrigações. A Tabela 3 , extraida de Doorenbos e Pruitt (1977) e 
Doorenbos e Kassam (1979), apresenta alguns exemplos de coeficientes de 
cultura. 
A partir de tabelas de Kc, é possível traçar curva de Kc bastando para isto 
conhecer a duração em dias de cada período vegetativo. Pode-se também ajustar 
uma equação de Kc como função de dias após emergência, índice de área foliar 
ou graus-dia de desenvolvimento, que possibilita a inclusão das informações de 
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 34
Kc em programas de manejo de irrigação. 
 
 
TABELA 3: Coeficiente de cultura (Kc) em diferentes períodos de 
desenvolvimento, em função da umidade relativa do ar e 
velocidade do vento, para diversas culturas. 
 Períodos de desenvolvimento 
Cultura I* II III IV 
Alface 0,50 – 0,60 0,70 – 0,80 0,95 – 1,05 0,90 – 1,00 
Batata 0,40 – 0,50 0,70 – 0,80 1,05 – 1,20 0,70 – 0,75 
Cebola 0,40 – 0,60 0,70 – 0,80 0,95 – 1,10 0,75 – 0,85 
Cenoura 0,50 – 0,60 0,70 – 0,85 1,00 – 1,15 0,70 – 0,85 
Feijão 0,30 – 0,40 0,65 – 0,75 0,95 – 1,05 0,90 – 0,95 
Melancia 0,40 – 0,50 0,70 – 0,80 0,95 – 1,05 0,65 – 0,75 
Milho 0,30 – 0,50 0,70 – 0,85 1,05 – 1,20 0,80 – 0,90 
Pimentão 0,40 – 0,50 0,60 – 0,65 0,95 – 1,10 0,80 – 0,90 
Soja 0,30 – 0,40 0,70 – 0,80 1,00 – 1,15 0,70 – 0,80 
Tomate 0,40 – 0,50 0,70 – 0,80 1,05 – 1,25 0,60 – 0,65 
Trigo 0,30 – 0,40 0,70 – 0,80 1,05 – 1,20 0,65 – 0,70 
Primeiro número: sob alta umidade relativa (UR> 70%) e vento fraco ( u < 5 
m/s) 
Segundo número: sob baixa umidade relativa (UR < 70%) e vento forte ( u > 
5m/s) 
* Kc para intervalo de irrigação de 5 a 7 dias 
 
 
 Vejamos, por exemplo, como traçar a curva de Kc como função de dias 
após emergência, para a soja , pelo método FAO, a partir dos seguintes dados: 
 
Período Duração média (dias) Kc 
I 30 0,3 
II 35 0,7 
III 60 1,0 
IV 30 0,7 
 
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 35
O primeiro passo do método FAO para o traçado da curva de Kc (Figura 12) 
consiste em plotar a duração de cada período de desenvolvimento. Em seguida 
plota-se o Kc para o período I traçando uma linha horizontal passando pelo 
valor de Kc em toda a extensão desse período; plota-se o Kc para o período III 
traçando-se uma horizontal passando pelo valor de Kc em toda a extensão do 
período e, em seguida, plota-se o valor de Kc para o período IV no final do 
período. Observe que foi “pulado” o período II. Liga-se por uma reta o final da 
linha que corta o Kc no período III com o Kc plotado no final do período IV e o 
início da linha do Período III com o final da linha que corta o Kc do período I. 
As linhas assim traçadas representam a variação de Kc no ciclo de acordo com o 
método FAO descrito por Cuenca (1989). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 Dias após emergência (D) 
FIGURA 12: Exemplo de aproximação linear de curva de Kc pelo método FAO 
para cultura da soja 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
0,2
0,4
0,6
0,8
1,0
1,2
30 dias 35 dias 60 dias
30 dias
I II III IV
K c
plantio
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 36
7.1 Evapotranspiração de referência (ETo) 
A FAO também estabeleceu o conceito de evapotranspiração da cultura de 
referência (ETo) em publicação mundialmente conhecida como “Guidelines for 
Crop Water Requirements” (Publicação FAO-24), de autoria de Doorenbos e 
Pruitt (1977). No Brasil, este conceito tem sido amplamente adotado e utilizado 
por engenheiros, pesquisadores e extensionistas, como afirmam Sediyama et al. 
(1998). O conceito de ETo tem a ver com a grama, em crescimento ativo e 
mantido à altura uniforme de 0,08 a 0,12 m. Representa, portanto, uma extensão 
da definição original de Penman (1948) para a evapotranspiração potencial 
(ETp). 
Houve em de maio de 1990, em Roma, um encontro de pesquisadores da área de 
evapotranspiração, promovido pela FAO. Neste encontro, estiveram presentes 
14 especialistas de sete países, tendo em vista vários objetivos, dentre eles o de 
analisar os conceitos e procedimentos de metodologias de cálculos da ETo, 
enfatizando o estabelecimento de um critério que atendesse à nova definição da 
cultura de referência e do método que viabilizasse a estimativa da ET para essa 
referência. Atualmente, procura-se definir a cultura de referência com base 
numa cultura hipotética, a qual traz enormes vantagens relativamente às culturas 
rasteiras em crescimento (grama, no Brasil), que são tradicionalmente utilizadas 
em pesquisas, não apenas pela diversidade de manejo como, também, pela 
necessidade de caracterizar as condições de clima local associadas à fenologia 
dessas culturas. 
A nova ET0 , comumente aceita pelos pesquisadores, é a taxa de 
evapotranspiração de uma cultura hipotética, com uma altura hc de 0,12m, 
resistência aerodinâmica ao calor sensível e tranferência de vapor (rc) de 70 sm-1 
e albedo (α) de 0,23. Essa ET0 assemelha-se, mais intimamente, à ET de uma 
superfície extensa, coberta com grama de altura uniforme, em crescimento ativo 
e cobrindo, completamente, a superfície do solo e sem restrição de umidade. 
Estimativas das necessidades de água pelas culturas são fundamentalmente 
importantes para o planejamento e manejo de áreas irrigadas. Assim, as 
informações sobre a evapotranspiração de referência, que permitem estimativas 
da evapotranspiração das culturas, tornam-se ferramentas importantes no estudo 
de áreas irrigadas. A escolha inadequada de um método para estimativa da ET, 
bem como a adoção de valores de ET não representativos dos períodos de 
crescimento da planta, em função das condições climáticas, podem conduzir a 
prejuízos irreversíveis à planta, além de influenciar a eficiência do sistema de 
irrigação, em razão do dimensionamento inadequado desse sistema. 
 
 
 
 
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 37
7.1.1 Métodos de Estimativa da ETo 
São vários os métodos usados para estimativa da evapotranspiração de 
referência usados por cientistas, engenheiros e pesquisadores da área de 
irrigação. O método sugerido pela FAO ou Método Penman-Monteith-FAO, 
segundo Jensen et al. (1990), associa conceitos de balanço de energia e 
transporte de massa e é apresentado na disciplina Agrometeorologia. Allen 
(1994) afirma que a equação de Penman-Monteith-FAO, proporciona bons 
resultados tanto em termos horários como em termos de 24 horas ou quando se 
deseja calcular a ETo mensal a partir de dados médios mensais. 
Com base na relação que existe entre a evaporação a partir de uma superfície de 
água livremente exposta e a transpiração de plantas tem-se usado tanques 
evaporímetros para estimar a perda de água por uma cultura. Na evaporação de 
uma superfície de água livremente exposta como num tanque integram-se os 
efeitos dos diferentes fatores climáticos que influenciam o processo de 
evapotranspiração das culturas. São vários os tipos de tanques evaporímetros 
que podem ser usados. O mais comum deles é o Tanque USWS Classe A, ou 
simplesmente Tanque Classe A (Figura 13). 
 
 
 
FIGURA 13: Tanque Classe A da Estação Climatológica da UFLA (Foto do 
autor) 
 
A relação entre a evapotranspiração de referência ETo e a evaporação da água 
no Tanque Classe A, ECA, é dada pela seguinte expressão: 
 
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 38
ECAKET po ⋅= (34) 
em que Kp é o coeficiente de tanque que depende da umidade relativa do ar, da 
velocidade do vento e da cobertura do solo ao redor do tanque. Valores de Kp 
podem ser obtidos na Tabela 4 ou pela equação abaixo, segundo Cuenca e 
Jensen (1988), para tanque circundado por grama. 
 
( ) ( ) ( ) ( )
( ) ( ) ( ) ( ) ( )dURUURd
URdURUK
m
mp
28
2
2926
2533
2
4
100,1100,81001,1
1060,11018,11016,51040,2475,0
−−−
−−−−
×−×−×−
×−×+×+×−=
 
 
em que: 
U2m = velocidade do vento a 2,0 m da superfície do solo [km d-1] 
UR = umidade relativa média do ar [%] 
d = distância mínima com vegetação ao redor do tanque [m], d ≤ 1000 
 
Se a velocidade do vento é medida em altura diferente de 2,0 m, ela deve ser 
corrigida para valor equivalente ao vento a 2,0 m aplicando a “lei do perfil 
logarítmico” pela seguinte expressão: 
 
2,0
2
0,2




=
z
UU zm (36) 
 
em que: 
 
U2m = velocidade equivalente a 2,0 m de altura [km d-1] 
Uz = velocidade do vento medida na altura z [kmd-1] 
z = altura de instalação do anemômetro [m] 
 Dispositivos com superfície evaporante que permitem estimar a demanda 
climática de evaporação da água têm sido também usados em irrigação. São os 
atmômetros que diferenciam-se quanto ao material , formato e cor da superfície 
evaporante e consistem em uma cápsula porosa, recoberta com um material 
especial de cor verde, interligada a um reservatório de água destilada por um 
tubo de sucção (Figura 14). O nível da água é lido através de uma escala 
graduada em milímetros fixada na parede do reservatório. A variação no nível 
da água no reservatório indica a quantidade de água evaporada que relacionada 
a um coeficiente de calibração vai representar a evapotranspiração de referência 
ou da cultura com a qual se fez a calibração. Os atmômetros são normalmente 
mais baratos que tanques evaporímetros, ocupam bem menos espaço e são de 
manejo relativamente mais simples. 
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 39
TABELA 4: Coeficiente Kp para o Tanque Classe A para níveis de umidade relativa média 
e velocidade do vento 
Tanque circundado por grama Tanque circundado por solo nu 
UR (%) Baixa 
<40% 
Média 
40-70% 
Alta 
>70% 
 Baixa 
<40% 
Média 
40-70% 
Alta 
>70% 
Vento 
(km d-1) 
Posição 
do 
tanque* 
(m) 
 Posição do 
tanque** 
(m) 
 
<175 1 0,55 0,65 0,75 1 0,70 0,80 0,85 
10 0,65 0,75 0,85 10 0,60 0,70 0,80 
100 0,70 0,80 0,85 100 0,55 0,65 0,75 
1000 0,75 0,85 0,85 1000 0,50 0,60 0,70 
175-425 1 0,50 0,60 0,65 1 0,65 0,75 0,80 
10 0,60 0,70 0,75 10 0,55 0,65 0,70 
100 0,65 0,75 0,80 100 0,50 0,60 0,65 
1000 0,70 0,80 0,80 1000 0,45 0,55 0,60 
425-700 1 0,45 0,50 0,60 1 0,60 0,65 0,70 
10 0,55 0,60 0,65 10 0,50 0,55 0,65 
100 0,60 0,65 0,70 100 0,45 0,50 0,60 
1000 0,65 0,70 0,75 1000 0,40 0,45 0,55 
>700 1 0,40 0,45 0,50 1 0,50 0,60 0,65 
10 0,45 0,55 0,60 10 0,45 0,50 0,55 
100 0,50 0,60 0,65 100 0,40 0,45 0,50 
1000 0,55 0,60 0,65 1000 0,35 0,40 0,45 
Fonte: Cuenca (1989) 
* distância entre o tanque e solo nú 
** distância entre o tanque e vegetaçãoGNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
 40
 
FIGURA 14: Atmômetro de um experimento na UFLA (Foto de Evangelista, 
A.W.P.) 
 
 
 
 
 
 8 ÁGUA DISPONÍVEL 
 
 
A capacidade da planta em absorver água do solo para atender a demanda 
atmosférica por evaporação depende do seu estádio vegetativo, de sua sanidade 
fisiológica e da força de retenção da água pelo solo que é função principalmente 
da textura e da estrutura do solo. Têm-se usado tradicionalmente o termo “Água 
Disponível Total” (ADT) ou “Intervalo Hídrico” para definir a capacidade do 
solo em reter água entre os limites capacidade de campo (limite superior) e 
ponto de murcha permanente, na camada de solo explorada pelas raízes da 
cultura de interesse. Dessa forma, a ADT pode ser expressa por: 
 
( ) ZADT PMPCC ×θ−θ= (37) 
 
em que: 
 
ADT = Água Disponível Total, [mm] 
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 41
θCC = umidade do solo na capacidade de campo, [ cm3/cm3] 
θPMP = umidade do solo no ponto de murcha permanente, [ cm3/cm3] 
Z = profundidade efetiva do sistema radicular [mm] 
 
A profundidade efetiva das raizes tem sido considerada como sendo a espessura 
da camada de solo de contém 80% das raízes. Depende do estádio vegetativo da 
cultura e das condições físicas e químicas do solo. A Tabela 5 traz valores de Z 
para algumas culturas em estádio final de crescimento, sem restrição física ou 
nutricional de desenvolvimento. Deve se ter cuidado no uso dos dados 
apresentados em tabelas fazendo-se as devidas correções de acordo com as 
condições locais de solo e tipo de fornecimento de água. 
 A profundidade efetiva antes de alcançar o valor máximo pode ser 
estimada, segundo Martin et al. (1992), por: 
 ( )ifi ZZKcZZ −+= (38) 
 
em que: 
 
Zi = profundidade da semeadura ou profundidade inicial das raizes 
[m] 
Kc = coeficiente de cultura (Tabela 3) 
Zf = profunidade efetiva no final do crescimento [m], Tabela 5 
 
 
 
 A Água disponível tem sido expressa também em mm/m. A determinação 
posterior da ADT, em mm, é feita simplesmente multiplicando a informação 
dada em mm/m pela profundidade efetivas das raízes em metro. Existem 
publicações que dão a ADT expressa em mm/m como função da textura do solo. 
Esse tipo de informação serve para se ter uma idéia da diferença em capacidade 
de retenção de água entre a capacidade de campo e o ponto de murcha nos 
diferentes tipos de textura de solo. Daker (1976) apresentou uma tabela de água 
disponível , segundo Israelsen e Hansen (1965), (Tabela 6), que tem sido usada 
até hoje por muitos projetistas brasileiros. Os riscos de erros no uso desse tipo 
de tabela são grandes porque a retenção de água depende, além da textura do 
solo, da estrutura , do tipo de argila, da concentração e tipo de sais presentes no 
solo e da matéria orgânica. 
 
 
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 42
TABELA 5: Profundidade efetiva de raízes de algumas culturas 
CULTURA Profundidade 
efetiva (m) 
Fonte 
Alface 0,3 – 0,5 Hoffman et al. (1992) 
Banana 0,5 – 0,8 Doorenbos e Kassan (1979) 
Batata 0,3 – 0,6 Marouelli et al. (1996) 
Café 0,6 – 0,8 Daker (1976) 
Cebola 0,3 – 0,6 Marouelli et al. (1996) 
Cenoura 0,4 – 0,6 Marouelli et al. (1996) 
Citrus 0,6 – 0,9 Stewart e Nielsen (1990) 
Couve 0,3 – 0,5 Marouelli et al. (1996) 
Feijão 0,5 – 0,7 Doorenbos e Kassan (1979) 
Melão 0,5 – 1,2 Marouelli et al. (1996) 
Melancia 0,5 – 1,2 Marouelli et al. (1996) 
Milho 0,8 – 1,0 Doorenbos e Kassan (1979) 
Morango 0,2 – 0,3 Hoffman et al. (1992) 
Pimentão 0,3 – 0,5 Doorenbos e Kassan (1979) 
Soja 0,8 – 1,5 Hoffman et al. (1992) 
Tomate 0,3 – 0,6 Marouelli et al. (1996) 
Trigo 0,6 – 0,9 Doorenbos e Kassan (1979) 
Videira 0,8 –1,0 Stewart e Nielsen (1990) 
 
TABELA 6: Água Disponível Total em função da textura do solo 
Textura do Solo ADT (mm/m) 
Grossa 60 – 80 
Moderadamente grossa 90 – 150 
Média 140 – 200 
Moderadamente fina 160 – 220 
Fina 180 – 230 
Adaptada de Daker (1976) 
 
 
 
 
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 43
8.1 Água Disponível Real (ADR) 
O limite inferior da ADT nunca deve ser atingido pois representa água retida 
com tamanha força que é impossível de ser absorvida pela maioria da plantas. 
Mesmo antes do solo atingir o ponto de murcha a planta precisa gastar energia 
extra para retirar água do solo, energia que poderia estar sendo usada para o 
crescimento ou produção. Várias pesquisas têm mostrado que diferentes 
espécies ou mesmo diferentes cultivares têm capacidades diferentes em retirar 
água do solo sem reduzir crescimento ou produção. Portanto, apenas parte da 
chamada Água Disponível Total é facilmente disponível para a cultura. A esta 
parte da ADT, dá-se o nome de “Água Facilmente Disponível” ou Água 
Disponível Real que é expressa por: 
 
fADTADR ×=
 (39) 
 
em que f é o fator de disponibilidade ou fração de esgotamento da água do solo 
que representa a fração da ADT que a planta consegue retirar do solo sem gastar 
energia extra, ou seja, sem reduzir a transpiração e consequentemente sem 
reduzir a fotossíntese. Um valor de f, por exemplo, de 0,4, significa que, do total 
de água retida no solo entre a capacidade de campo e o ponto de murcha, a 
planta deverá retirar apenas 40% para não ter redução na sua produção de massa 
ou de frutos, os outros 60% ficam retidos no solo. Os valores de f são 
determinados experimentalmente e têm sido apresentados em tabelas como 
função da evapotranspiração máxima ETm para grupos de culturas de acordo 
com a sensibilidade à força de retenção de água pelo solo. As Tabelas 7 e 8, 
extraidas da publicação FAO-33 (Doorenbos e Kassan ,1979), dão os grupos de 
culturas e valores de f como função da ETm para várias culturas de interesse: 
O momento da irrigação pode ser definido em função do teor de água, no solo, 
indicador do limite inferior da Água Disponível Real. Dessa forma, a ADR pode 
também ser expressa por: 
( ) ZADR CC ×−= ∗θθ (40) 
 
em que θ* é o teor crítico de água (umidade crítica) definida como função de f 
ou como função do potencial matricial crítico da água no solo (ψm*). O ψm* 
representa a força de retenção de água pelo solo a partir da qual (potenciais 
menores) a planta tem dificuldade em absorver água. O valor de θ* é obtido na 
curva ou equação característica de retenção a partir do valor sugerido de ψm* 
para as diferentes culturas (Tabela 9). 
 
 
GNE-120 IRRIGAÇÃO E DRENAGEM I Prof. ELIO LEMOS da SILVA 
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TABELA 7: Grupos de culturas de acordo com a capacidade de esgotamento 
de água do solo 
GRUPO CULTURAS 
1 Batata , Cebola e Pimentão 
2 Banana, Ervilha, Repolho, Tomate e Uva 
3 Abacaxi, Alfafa, Amendoim, Citros, Feijão, Girassol, Melancia 
e Trigo 
4 Algodão, Cana-de-açúcar, Milho, Soja, Sorgo e Tabaco 
Fonte: Doorenbos e Kassan (1979) 
 
 
 
TABELA 8: Fator de disponibilidade de água do solo ( f ) para grupos de 
culturas e evapotranspiração máxima. 
GRUPOS DE 
CULTURAS 
 ETm, mm/dia 
 2 3 4 5 6 7 8 9 10 
1 0.50 0.425 0.35 0.30 0.25 0.225 0.20 0.20 0.175 
2 0.675 0.575 0.475 0.40 0.35 0.325 0.275 0.25 0.225 
3 0.80 0.70 0.60 0.50 0.45 0.425 0.375 0.35 0.30 
4 0.875 0.80 0.70 0.60 0.55 0.50 0.45 0.425 0.40 
Fonte: Doorenbos