Apostila Física do Solo - UFLA

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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.45 
Log Pressão Aplicada
D
e
n
si
d
a
d
e
 d
o
 S
o
lo
 
 
Figura 6.1. Curva de compressão do solo quando este não sofreu nenhuma 
pressão prévia. 
 
Log Pressão Aplicada
D
e
n
si
d
a
d
e
 d
o
 S
o
lo
Pressão de 
Preconsolidação
Curva de Compressão 
Secundária
(Deformações Elasticas)
Curva de Compressão
Virgem
(Deformações Plásticas)
 
 
Figura 6.2. Curva de compressão do solo quando este já sofreu pressões 
prévias ou ciclos de secagem e umedecimento. 
 46 
Pesquisadores têm demonstrado claramente o efeito da 
compactação nas propriedades físicas do solo (Barnes et al., 1971; Gupta et 
al., 1985; Larson et al., 1989; Soane & van Ouwerkert, 1994). A compactação 
aumenta a densidade do solo e a sua resistência mecânica (Grohmamn & 
Queiroz Neto, 1966; Trouse, 1971; Hillel, 1982; Moraes, 1984; Rosa Júnior, 
1984; Scultz, 1978; Lebert et al., 1989; Wagger & Denton, 1989; Hill & 
MezaMontalvo, 1990; Lebert & Horn, 1991) e diminui a porosidade total, 
tamanho e continuidade dos poros (Warkentin, 1971; Hillel, 1982; Moraes, 
1984; Smucker & Erickson, 1989). Reduções significativas ocorrem 
principalmente no volume dos macroporos, enquanto os microporos 
permanecem inalterados (Hillel, 1982). A compactação do solo pode ter efeitos 
benéficos ou adversos (Parish, 1971; Gupta & Allmaras, 1987; Smucker & 
Erickson, 1989; Raghavan et al., 1990). Efeitos benéficos têm sido atribuídos à 
melhoria do contato solo-semente (Smucker & Erickson, 1989) e aumento da 
disponibilidade de água em anos secos (Camargo, 1983; Raghaven & Mckyes, 
1983). Entretanto, a compactação excessiva pode limitar a adsorção de 
nutrientes, infiltração de água, trocas gasosas e o desenvolvimento do sistema 
radicular (Grohmamn & Queiroz Neto, 1966; Moura Filho & Boul, 1972; 
Alvarenga et al., 1983; Oliveira et al., 1983; Smucker & Erickson, 1989; Bicki & 
Siemens, 1991), causando uma diminuição no tamanho e uniformidade das 
plantas o que pode resultar em decréscimo da produção, aumento da erosão e 
aumento da potência necessária para o preparo do solo (Soane, 1990). 
A facilidade com que o solo não saturado decresce de volume 
quando sujeito a pressões é chamado compressibilidade (Gupta & Allmaras, 
1987. A compressibilidade do solo é função de fatores exteriores e internos 
(Lebert & Horn, 1991). Os fatores externos são caracterizados pelo tipo, 
intensidade e freqüência da carga aplicada (Koolen & Kuispers, 1983; Horn, 
1988; Horn, 1989, Raghavan et al., 1990; Lebert & Horn, 1991), enquanto que 
os fatores internos são influenciados pela história de tensão (Harris, 1971; 
Horn, 1988; Gupta et al., 1989; Reinert, 1990; Dias Junior, 1994), umidade do 
solo (Gupta et al., 1985; Bailey et al., 1986; Dias Junior, 1994), textura do solo 
(Silva, 1984; Gupta et al., 1985; Horn, 1988; McBride, 1989; Dias Junior, 
1994), estrutura do solo (Dexter & Tanner, 1974; Horn, 1988), e densidade 
inicial do solo (Gupta et al., 1985; Culley & Larson, 1987; Reinert, 1990; Dias 
Junior, 1994). 
 Para uma mesma condição, o fator que governa a quantidade de 
deformação que poderá ocorrer no solo é a umidade (Dias Junior, 1994). 
Assim, quando os solos estão mais secos, a sua capacidade de suporte de 
carga pode ser suficiente para suportar as pressões aplicadas e a 
compactação do solo pode não ser significativa (Trouse, 1971; Taylor, 1971; 
Larson & Allmaras, 1971; Dias Junior, 1994). Entretanto, qualquer 
compactação é detrimental para as plantas sob condições de alta umidade 
(Swan et al., 1987), o que pode causar redução na produção (Negi et al., 1980; 
Carter, 1985; Gameda et al., 1985). Em áreas que possuem uma pequena 
estação de crescimento de plantas, as operações de preparo do solo são 
realizadas assim que os solos são considerados trafegáveis, entretanto, sob 
 47 
estas condições os solos provavelmente ainda estão muito úmidos para serem 
trafegados (Hakansson et al., 1988) e este trafego freqüentemente resultara 
em deformações não recuperáveis (compactação do solo). Para tentar uma 
solução alternativa para este problema, Dias Junior (1994) sugeriu um modelo 
de compressibilidade do solo (Figura 6.3) que prediz a máxima pressão que o 
solo pode suportar para diferentes graus de umidade sem causar 
compactação adicional do solo, com base na pressão de preconsolidação do 
solo. 
 
 
U (kg kg
-1
)
0,0 0,1 0,2 0,3 0,4 0,5 0,6 0,7 0,8

p
 (
k
P
a
)
0
100
200
300
400
500
Modelo de Sustentabilidade da Estrutura
Intervalo de Confiança 95%
 
 
Figura 6.3. Modelo de compressibilidade. 
 
 A persistência da compactação do solo alem da cultura atual 
causada pelo trafego anterior `a esta cultura tem sido relatada por vários 
pesquisadores (Smith et al., 1969; Black et al., 1976). Alguns destes estudos 
mostraram que os efeitos da compactação do solo são apenas 
temporariamente prejudiciais, entretanto, na maioria dos casos, pequena ou 
nenhuma modificação da compactação do solo foi observada. Assim, sendo, 
em uma agricultura sustentável, a estimativa dos níveis de pressões a serem 
aplicados ao solo, através do uso da modelagem matemática, possivelmente, 
seja uma alternativa viável para minimizar os problemas da compactação dos 
solos. 
 48 
 
6.1 DIAGNOSTICO DA COMPACTAÇÃO DO SOLO 
 
 
 Os sistemas de compactação do solo podem ser observados tanto 
no solo quanto na planta. De acordo com Ferreira (1993), dentre os sintomas 
observados nos solos compactados pode-se destacar: 
 
No Solo: 
- Presença de crostas; 
- Aparecimento de trincas nos sulcos de rodagem do trator; 
- Zonas endurecidas abaixo da superfície do solo; 
- Empoçamento de água; 
- Erosão pluvial excessiva; 
- Presença de resíduos vegetais parcialmente decompostos muitos meses 
após sua incorporação; 
- Necessidade de maior potência das máquinas de cultivo. 
 
Na Planta: 
- Baixa emergência das plantas; 
- Variação no tamanho das plantas; 
- Folhas amarelecidas; 
- Sistema radicular pouco profundo; 
- Raízes mal formadas. 
 
 
6.2 MEDIDAS PREVENTIVAS PARA EVITAR 
 A COMPACTAÇÃO DO SOLO 
 
 
Os solos variam grandemente na sua susceptibilidade à 
compactação. A persistência das camadas compactadas além da cultura atual 
causada pelo prévio tráfico já foi por diversos pesquisadores. Alguns estudos 
mostraram que os efeitos da compactação são temporariamente prejudiciais. 
Entretanto, na maioria dos casos, pequenas ou nenhuma modificação foi 
observada. Portanto a restauração da compactação do solo, se possível, é de 
alto custo e consome muito tempo. Assim, a melhor estratégia para evitar a 
compactação é sua prevenção. 
 A seguir serão apresentadas algumas medidas sugeridas por Larson 
et al., (1994), que poderão levar `a prevenção da compactação do solo. 
 
Manejo da água do solo: 
 
A susceptibilidade dos solos à compactação é função do teor de 
umidade do solo. Portanto, o manejo da água do solo é muito importante no 
 49 
manejo da compactação do solo. O manejo da água do solo pode ser feito por 
drenagem ou irrigação sendo seu objetivo final a modificação da consistência 
do solo como pode ser visto no seguinte diagrama. 
 
 LC LP LL 
 
Estado 
 
Sólido 
 
Semi-sólido 
 
Plástico 
 
Líquido 
 
Consistência 
 
Duro 
 
Friável 
 
Plástico 
 
Líquido 
 
Resistência 
ao preparo 
 
Alta 
 
Baixa 
 
Média 
 
Muito Baixa 
 
Capacidade 
suporte de 
 carga 
 
Alta 
 
Alta a 
Moderada 
 
Baixa 
 
Muito Baixa 
 
Resistência a 
compressão 
 
 
Muito Alta 
 
Alta a 
Moderada 
 
Baixa 
 
Alta 
 
 
 Apesar do diagrama anterior proposto por Larson et al. (1994) 
apresentar uma classificaçãoqualitativa da capacidade suporte de carga dos 
solos, esta classificação não nos permite quantificar os níveis de pressões que 
podem ser aplicados em função do seu teor de umidade. Assim, uma outra 
alternativa para auxiliar no manejo da água é a utilização de modelos 
matemáticos que quantifiquem a capacidade suporte de carga do solo em 
função do teor de umidade como os desenvolvidos por Dias Junior (1994). 
Estes modelos apresentam uma relação entre a pressão de preconsolidação e 
a umidade, sendo a pressão de preconsolidação a máxima pressão que deve 
ser aplicada ao solo sem que adicional compactação ocorra. 
 
Manejo do Maquinário Agrícola: 
 
Um dos dilemas do manejo do maquinário agrícola é o de decidir 
quando as operações agrícolas devem ou não ser realizadas devido às 
condições de umidade do solo. Até hoje não existe um método 
comprovadamente seguro que possa auxiliar o produtor na tomada de decisão 
de realizar ou não uma determinada operação agrícola. A decisão errônea de 
se aplicar uma determinada pressão ao solo sem o prévio conhecimento de 
sua capacidade suporte para uma determinada condição de umidade, pode 
levar a aplicação de uma pressão que excede a sua capacidade suporte 
resultando em compactação adicional do solo. Portanto, em uma agricultura 
sustentável é de extrema importância o manejo do maquinário agrícola em 
 50 
função da umidade do solo. A seguir são apresentadas algumas medidas 
sugeridas por Larson et al., (1994), no que se refere ao manejo do maquinário 
agrícola que poderão levar a prevenção da compactação do solo: 
- Nível de pressão por eixo das máquinas agrícolas o que causará diferentes 
níveis de pressão de contato das rodas (pneus ou esteira). Rodas largas, duas 
rodas juntas ou redução da pressão de inflação dos pneus são algumas 
medidas a serem consideradas para redução da pressão de contato das 
rodas. 
- Operações das máquinas agrícolas. Alguns dos fatores a serem levados em 
consideração neste item são: velocidade de operação, condições de umidade 
do solo, tráfego controlado, numero de passadas e tipo de implemento 
agrícola. 
 
Práticas Agronômicas: 
 
A compactação dos solos pode ser prevenida ou minimizada pela 
escolha correta das praticas agronômicas. A seguir são apresentadas algumas 
medidas sugeridas por Larson et al., (1994), no que se refere a práticas 
agronômicas que poderão levar à prevenção da compactação do solo: 
- Incorporação e manutenção da matéria orgânica 
- Calagem 
- Sistema de plantio 
 
Medidas Curativas: 
 
Quando a compactação começa a limitar o desenvolvimento das 
plantas com conseqüente redução da produtividade, é necessário que 
medidas curativas sejam adotadas com o objetivo de quebrar a camada 
compactada o que melhorará a curto prazo as condições nas quais as plantas 
estão se desenvolvendo. A seguir são apresentadas algumas medidas 
sugeridas por Larson et al., (1994), no que se refere a medidas curativas que 
podem aliviar o efeito da compactação do solo. 
- Preparo do solo: aração, aração profunda e gradagem 
- Subsolagem: em uma direção e cruzada 
- Rotação de cultura incluindo, se possível, uma planta que funcione como 
subsolador natural. 
 
Medidas Aliviatórias: 
 
 Uma alternativa para se tornar os efeitos da compactação menos 
severos a curto e médios prazos é usar a estratégia do manejo adequado do 
teor de umidade do solo, dos níveis de fertilidade bem como optar pela 
escolha de espécies mais resistentes aos efeitos da compactação. 
Características como maior resistência ao estresse de água bem como plantas 
com sistema radicular com maior poder de penetração são características 
desejáveis nas plantas para tornar os efeitos da compactação menos severos. 
 51 
 
6.3 ENSAIOS DE LABORATÓRIO USADOS NA 
 INVESTIGAÇÃO DA COMPACTAÇÃO DO SOLO 
 
 
Os ensaios de laboratório mais utilizados na investigação dos solos 
são: 
 
6.3.1 Ensaios de Compressibilidade: 
 
Este ensaio consiste basicamente em aplicar sucessiva e 
continuamente pressões crescentes e pré-estabelecidas à uma amostra de 
material de solo na condição parcialmente saturada. Este ensaio permite se 
obter a curva de compressão do solo a qual é representada por um gráfico no 
qual plota-se no eixo dos X os valores das pressões aplicadas em escala 
logarítmica e no eixo dos Y plota-se os valores da densidade do solo ou índice 
de vazios em escala natural. No estudo da compressibilidade dos solos 
agrícolas tem-se usado mais freqüentemente a densidade do solo do que o 
índice de vazios. Da curva de compressibilidade do solo obtém-se a pressão 
de preconsolidação, usando o método clássico de Casagrande (1936) ou o 
método proposto por Dias Júnior & Pierce (1995). 
O método gráfico proposto por Casagrande (1936), é baseado na 
escolha do ponto de raio mínimo ou de máxima curvatura da curva de 
compressibilidade do solo. Entretanto, tem sido mostrado na literatura que à 
medida que aumentam as perturbações na amostra indeformada ou à medida 
que são usadas amostras com alto teor de umidade, fica difícil a escolha do 
ponto de máxima curvatura, pois as curvas de compressão do solo ficam 
praticamente quase linear. Assim, este método é gráfico, manual e subjetivo. 
O método proposto por Dias Junior & Pierce (1995) usa-se uma 
planilha eletrônica de fluxo livre para estimar a pressão de preconsolidação. 
Como algumas vantagens deste método podemos citar: redução significativa 
do tempo gasto para se determinar a pressão de preconsolidação; redução 
significativa da probabilidade de erros durante a determinação; ser um método 
rápido, confiável e repetitivo e possibilidade de ser usado por outros 
laboratórios que realizam determinações semelhantes. 
 
 
6.3.2 Ensaios de Proctor 
 
 
 Este ensaio consiste basicamente em compactar o solo (3 ou 5 
camadas), em um cilindro de volume conhecido (100 ou 2300 cm
3
), usando 
para isso um soquete de peso conhecido (2,5 ou 4,5 kgf), variando o número 
de golpes, obtendo assim diferentes níveis de energia de compactação. 
 52 
 A energia de compactação pode ser calculada de acordo com a 
seguinte expressão: 
 
Ec = (P.L.N.n) 
 V 
 
sendo: Ec = energia de compactação (Kgf . cm/cm
3
) 
 P = peso do soquete (Kgf) 
 L = altura de queda do soquete (cm) 
 N = número de golpes por camada 
 n = número de camadas 
 V = volume do cilindro (cm
3
) 
 
 Este ensaio permite se obter a curva de compactação do solo a qual 
é representada por um gráfico no qual plota-se no eixo dos X os valores de 
umidade em escala natural e no eixo dos Y plota-se os valores da densidade 
do solo também em escala natural. No ponto de pico da curva de compactação 
do solo, obtém-se a densidade do solo máxima e o teor de umidade 
correspondente, o qual é chamado de umidade ótima de compactação, para 
uma determinada energia de compactação. 
 Apesar do ensaio de proctor ser um ensaio relativamente simples de 
ser feito em laboratório, acreditamos ser um ensaio limitado para o estudo da 
compactação de solos agrícolas devido ao fato de destruirmos a estrutura do 
solo para sua realização, o que apagará a história de tensão do solo, a qual é 
função do tipo de manejo usado na condução da cultura. Todavia Raghavan et 
al., (1990) observou que para umidade acima da umidade ótima de 
compactação obtida pelo ensaio de proctor as rodas do trator patinam 
causando cisalhamento do solo, o que contribui significativamente para 
agravar a compactação do solo. Deste modo, Raghavan & McKyes (1977) 
mostraram que no mínimo 50% da compactação da camada superficial do solo 
pode ser atribuída ao deslizamento das rodas dos veículos agrícolas. Assim, 
estudos adicionais procurando correlacionar a umidade ótima da compactação 
obtida pelo ensaio de proctor com a pressão de preconsolidaçãodeterminada 
para teores críticos de umidade como o limite de plasticidade (Dias Júnior, 
1994) são necessários para que possamos validar o uso do ensaio de proctor 
para a previsão da compactação dos solos agrícolas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 53 
7 A ÁGUA NO SOLO 
 
 
 A água é uma das mais importantes substâncias da natureza. Essa 
importância começa a se evidenciar já na própria origem do solo, pelo fato de 
ser um dos mais ativos agentes do intemperismo das rochas e minerais. 
De acordo com Reichardt (1978) a água é fator fundamental na 
produção vegetal. Sua falta ou seu excesso afeta de maneira decisiva o 
desenvolvimento das plantas e, devido a isto, seu manejo racional é 
fundamental na maximização da produção agrícola. Qualquer cultura durante 
seu ciclo de desenvolvimento consome um enorme volume de água, sendo 
que cerca de 98% deste volume apenas passa pela planta, perdendo-se 
posteriormente na atmosfera pelo processo de transpiração. Este fluxo de 
água é, porém, necessário para o desenvolvimento vegetal e por este motivo 
sua taxa deve ser mantida dentro de limites ótimos para cada cultura. 
 O reservatório desta água é o solo que, temporariamente, armazena 
água, podendo fornecê-la às plantas à medida de suas necessidades. Como a 
recarga natural deste reservatório (chuva) é descontínua, o volume disponível 
às plantas é variável. Quando as chuvas são excessivas, sua capacidade de 
armazenamento é superada e grandes perdas podem ocorrer. Estas perdas 
podem ser por escorrimento superficial, provocando ainda a erosão do solo ou 
por percolação profunda, indo se perder no lençol freático. Esta água 
percolada é perdida do ponto de vista da planta, mas é ganha do ponto de 
vista dos aqüíferos subterrâneos. 
 
 
7.1 RETENÇÃO DE ÁGUA PELO SOLO 
 
 
A propriedade do solo de atrair e reter a água no estado líquido e em 
forma de vapor é o resultado da ação conjunta e complexa de uma série de 
fatores. O fato da molécula de água se constituir em um dipolo elétrico e a 
partícula do solo ser eletricamente carregada fazem com que a água se 
oriente para ser retirada. Nesta interação solo-água verifica-se a influência das 
forças de adsorção do solo, ou seja, adesão e coesão. A película mais fina de 
água que está em íntimo contato com a partícula sólida é retida por adesão, 
enquanto que as demais películas de água a partir dessa mais fina são retidas 
por coesão. Além das forças de adsorção, deve-se lembrar ainda que no solo 
o espaço poroso é bastante semelhante a tubos capilares, surgindo também 
no fenômeno de retenção de água pelo solo a ação dos fenômenos de 
capilaridade. A Figura 7.1 ilustra esses dois mecanismos responsáveis pela 
retenção de água pelo solo. 
 A capilaridade atua na retenção de água dos solos na faixa úmida, 
quando os poros se apresentam razoavelmente cheios de água. Quando o 
solo se seca, os poros se esvaziam e os filmes de água recobrem as 
 54 
partículas sólidas. Nestas condições, o fenômeno de adsorção passa a 
dominar a retenção de água. A energia de retenção de água nestas condições 
é muito elevada, sendo difícil a retirada da água do solo. 
Segundo Reichardt (1987) muitos fatores afetam a retenção da água 
em um solo. Segundo o autor, o principal deles é a textura do solo, pois ela 
diretamente determina a área de contato entre as partículas sólidas e a água e 
determina as proporções de poros de diferentes tamanhos. A estrutura 
também afeta a retenção de água, pois ela determina a distribuição de poros. 
A textura refere-se apenas a tamanho de partículas e, além de tamanho, 
também é de grande importância na retenção de água a qualidade do material, 
principalmente das argilas. Existem argilas que, devido às suas características 
cristalográficas, têm ótimas propriedades de retenção de água. Alguns 
exemplos são a montmorilonita, a vermiculita e a ilita. Outras argilas, como a 
caulinita e a gibbsita, já não apresentam boas propriedades de retenção de 
água. A matéria orgânica também é fundamental na retenção de água pelo 
solo. 
 
Figura 7.1 Representação esquemática dos mecanismos de retenção de água 
pelo solo. 
 
 A água retida pelo solo pode ser determinada utilizando métodos 
diretos e indiretos. 
 
 
7.1.1 MÉTODO DIRETO 
 
 
MÉTODO DA ESTUFA 
 
 
Este método é considerado como método padrão quando necessita-
se calibrar um outro método de determinação da umidade. Este método 
 55 
consiste em se determinar a massa de uma amostra de solo antes e depois da 
secagem em estufa a 105 – 110 
0
C durante 24 horas ou até massa constante. 
Um inconveniente deste método é que consome muito tempo, sendo inviável a 
obtenção dos resultados instantaneamente. A umidade assim determinada 
pode ser expressa à base de peso ou à base de volume. 
 
Umidade à base de peso ou umidade gravimétrica: “U” 
 
U% = massa de água x 100 
 massa solo seco 
 
 
Umidade à base de volume: “” 
 
% = volume de água x 100 
 volume de solo seco 
 
 
 Em algumas situações há necessidade de se expressar a umidade 
do solo de um modo em particular. Assim, para conversão dos resultados 
podemos utilizar a seguinte expressão: 
 
% = U% x Ds 
 
sendo: Ds = densidade do solo. 
 
Uma importante aplicação da umidade gravimétrica (U) é a sua 
utilização no cálculo de peso correspondente de terra fina seca em estufa 
(TFSE) numa dada quantidade de terra fina seca ao ar (TFSA). Essa relação é 
dada pela seguinte expressão: 
 
TFSA = TFSE (1 + U) 
 
 
 
MÉTODO DO FOGAREIRO CALIBRADO COM MÉTODO DA 
ESTUFA 
 
 
Para a execução deste método basta aquecer uma amostra de solo 
em uma frigideira durante 15 minutos usando fogareiro a gás. Determina-se 
então a umidade pelo método do fogareiro. Para corrigir a umidade para o 
método da estufa, basta usar a expressão obtida por Pacheco & Dias Júnior 
(1990). Essa expressão é apresentada a seguir: 
 
 56 
Uestufa = 0,9778 Ufogareiro – 2,6095, R
2 
= 0,99 
 
 Como vantagem deste método pode-se citar a facilidade na sua 
execução, pois é um método rápido, barato e simples, o que permitiria ao 
produtor rural ter pelo menos uma idéia da umidade do solo. 
 
 
7.1.2 MÉTODOS INDIRETOS 
 
 
Os métodos indiretos envolvem a medição de alguma propriedade do 
solo que é afetada pelo teor de umidade ou colocando algum objeto dentro do 
solo o qual entrará em equilíbrio com o teor de umidade do solo. Dentre os 
métodos indiretos, temos: 
 
 
MÉTODO BASEADO NAS PROPRIEDADES ELÉTRICAS DO 
SOLO 
 
Este método baseia-se na correlação da passagem da corrente 
elétrica e a umidade do solo. Para a obtenção desta correlação, instala-se no 
solo corpos porosos constituídos de um par de eletrodos envoltos por gesso, 
nylon ou fibra de vidro. As leituras só devem ser feitas quando estes corpos 
entrarem em equilíbrio com a umidade do solo. 
Existem dois métodos para a determinação da umidade baseada na 
medida das propriedades elétrica do solo, que são: 
 
 
a) Método de Bouyoucos 
 
Neste método usa-se como corpo poroso um bloco de gesso e 
mede-se a resistência à passagem da corrente elétrica de um solo em função 
de sua umidade. 
 
b) Método de Colman 
 
Neste método usa-se como corpo poroso um bloco de fibra de vidro 
revestida por uma chapa de aço inox e mede-se a quantidade de corrente 
elétrica que passou em um solo em função de sua umidade. 
Segundo Freir (sem data) os principais problemas que podem 
ocorrer na instalação destes blocos são: 
- são afetados pela histerese; 
- contato entre bloco e solo; 
- variação das propriedades hidráulicas do bloco com o tempo; 
 57 
- blocos feitos de fibra de vidro são altamente sensíveis a pequenas variações 
de concentração salina da solução do solo. Já nos blocosde gesso, isso não 
acontece, pois a solução dentro do bloco tem concentração constante e 
praticamente igual a de uma solução saturada de sulfato de sulfato de cálcio. 
- os blocos de gesso se deterioram com o tempo devido a sua solubilidade. 
 
 
MÉTODO DE SPEEDY 
 
Este método consiste em medir a pressão exercida pelo gás etino 
gerado pela reação do carbureto de cálcio com a água do solo de uma certa 
quantidade de material de solo colocado juntamente com o carbureto dentro 
de uma garrafa metálica na qual existe um manômetro acoplado. Com a leitura 
da pressão e com a quantidade de material de solo usada, determina-se com o 
auxílio de uma tabela a umidade do solo. Este método tem sido muito usado 
na construção civil. 
 
 
MÉTODO DA DISPERSÃO DE NÊUTRONS 
 
De acordo com Hillel (1970), o aparelho usado neste método 
consiste de duas partes: 
- uma sonda, que é introduzida em um tubo de acesso no solo e que contém 
uma fonte de nêutrons rápidos e um detector de nêutrons lentos; 
- um aparelho para medir o fluxo de nêutrons lentos. 
Resumidamente, este método funciona do seguinte modo (Hillel 
1970). Os nêutrons rápidos se dispersam no solo em todas as direções. Em 
sua trajetória, os nêutrons rápidos encontram vários corpos no solo e com eles 
colidem, perdendo gradualmente a sua energia cinética. A perda de energia é 
máxima sempre que o nêutron colide com os núcleos de hidrogênio da água. 
Alguns dos nêutrons que foram desacelerados retornam à sonda onde são 
contados por medidor de nêutrons lentos. A densidade de nêutrons lentos 
formada perto da sonda é proporcional à concentração de hidrogênio no solo, 
e portanto mais ou menos proporcional ao teor de umidade do solo. Se o solo 
estiver seco, a nuvem de nêutrons lentos ao redor da sonda será menos densa 
do que para solos úmidos e estenderá a uma distância maior da fonte de 
nêutrons. Em geral, o raio de influência da sonda é menor do que 10 cm para 
solos úmidos e maior do que 25 cm para solos secos. Por questões de 
segurança, a sonda de nêutrons deve ser transportada dentro de um recipiente 
cilíndrico preenchido com chumbo e algum material com hidrogênio (parafina 
ou polietileno) designado a prevenir o escape de nêutrons rápidos. O uso 
impróprio ou excessivo do equipamento pode ter efeitos desastrosos. O perigo 
de ser exposto à radiação depende da potência da fonte, da qualidade do 
cilindro protetor, da distância do operador à fonte e da duração do contato. 
 58 
Com a observância das normas de segurança, o equipamento pode ser usado 
sem risco à saúde. 
 
MÉTODO DA RADIAÇÃO GAMA 
 
Este método baseia-se na adsorção de raios gama pelo solo. O grau 
de atenuação dos raios gama correlaciona-se com as mudanças no teor de 
umidade do solo. Assim, utilizando a equação de atenuação e desprezando o 
efeito do ar, pode-se calcular a umidade do solo pela seguinte expressão: 
Im/Io = exp [-S (s b + w) – 2 S’ cc] 
 
sendo: 
Im/Io = razão do fluxo transmitido e o incidido. 
s w c = coeficientes de atenuação do recipiente, solo e água 
respectivamente 
 = umidade do solo (g . cm
-3
) 
c = densidade do recipiente 
S´= espessura da parede do recipiente 
b = densidade do solo 
S = espessura da coluna de solo. 
 
 
MÉTODO TDR (TIME DOMAIN REFLECTOMETRY) 
 
O TDR é um método indireto de determinação na umidade do solo, o 
qual baseia-se na determinação das características de propagação das ondas 
eletromagnéticas no solo. O sistema consiste de um transmissor/receptor de 
ondas, cabos e hastes metálicas de comprimento conhecido que servem para 
conduzir as ondas. No final da linha de transmissão o sinal é refletido. O tempo 
de viagem da onda depende das propriedades dielétricas do meio. Portanto, o 
TDR permite medir o tempo de viagem do sinal com o qual pode calcular a 
constante dielétrica do solo. De posse da constante dielétrica do solo, calcula-
se o teor de umidade do solo usando as seguintes equações (Topp et al., 
1980). 
Ka = (c . t / 2 . L)
2
 
sendo: 
Ka = constante dielétrica do solo 
c = velocidade de propagação da onda eletromagnética no espaço livre ( = 3 x 
10
10
 m/s) 
t = tempo de viagem da onda 
L = comprimento da haste metálica 
 
e 
 = - 0,053 + 0,029 Ka – 5,5 x 10
-4
 Ka
2 
+ 4,3 x 10
-6 
Ka
3
 
 59 
 = umidade volumétrica (m
3
 m
-3
) 
 
Como algumas vantagens deste método podemos citar (Pierce, 
1991): 
- operação segura; 
- é possível fazer medições na superfície do solo; 
- possibilita medições em qualquer condição de umidade, apresentando 
algum problema quando o solo está muito seco ou próximo à saturação; 
- permite medições no campo e no laboratório; 
- fácil transporte (portátil), instalação e calibração; 
- permite medições contínuas; 
- permite medições no sentido horizontal, vertical e inclinado. 
 
 
7.1.3 FATORES QUE AFETAM A RETENÇÃO DE ÁGUA 
 
 
a) Textura e tipo de argila 
 
 Solos argilosos retém mais água do que solos arenosos e solos com 
argila 2:1 retém mais água do que solos com argila 1:1. A retenção de água a 
alta sucção (maior que 1 atm) é influenciada pela textura e superfície 
específica, sendo que o fenômeno da adsorção domina a retenção de água. 
 
b) Matéria orgânica 
 
A matéria orgânica aumenta a capacidade de retenção de água do 
solo diretamente e indiretamente através da melhoria das condições físicas do 
solo, devido a sua influência na estrutura do solo. Freire (1975) observou que 
a retenção de água do horizonte A1 de um Latossolo roxo distrófico diminuiu 
quando a matéria orgânica foi oxidada. Observou-se também que a 
capacidade de reter água da matéria orgânica do solo influencia mais os 
resultados na faixa de baixa sucção. 
 
c) Estrutura do solo 
 
A retenção de água a baixa sucção depende do fenômeno de 
capilaridade e distribuição do tamanho de poros, sendo grandemente afetada 
pela estrutura. O manejo inadequado do solo pode causar compactação do 
solo, com conseqüente destruição da estrutura do solo, o que diminuirá a 
retenção de água a baixa sucção. 
 
 
 
 
 60 
7.1.4 CLASSIFICAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO 
 
 
 A água do solo pode ser classificada segundo Briggs em: 
 
a) Água gravitacional – caracterizada por: 
- teor acima da capacidade de campo, 
- localizada nos macroporos, 
- permanência efêmera no solo, 
- removida facilmente pela drenagem 
- provoca lixiviação no solo, 
- água retida no solo sob sucção abaixo de 0,1 atm. 
 
b) Água Capilar – caracterizada por: 
- teor compreendido entre a umidade higroscópica e capacidade de 
campo, 
- localizada nos microporos, 
- parcialmente permanente no solo, 
- não removida pela drenagem, 
- água retida no solo sob sucção entre 0,1 e 31 atm, 
- atua como solução do solo. 
 
c) Água Higroscópica – caracterizada por: 
- localizada próximo da superfície das partículas do solo, 
- permanente no solo, 
- removida apenas no estado de vapor, 
- água retida no solo sob sucção entre 31 e 10.000 atm 
 
 Esta classificação não é mais válida devido ao fato de que toda água 
do solo é afetada pela gravidade da terra e não somente parte da água como 
sugerido pela classificação acima. Entretanto, muitos ainda a adotam 
simplesmente por efeito didático. 
 
 
7.1.5 CONSTANTE DE UMIDADE 
 
 
a) Umidade Higroscópica 
 
 Umidade higroscópica é a máxima quantidade de água que o solo é 
capaz de absorver da atmosfera, em forma de vapor, e manter o equilíbrio com 
o ambiente. É a umidade da TFSA. 
 
 
b) Umidade de Murchamento 
 61 
 É a umidade que o solo mantém quando ocorre o murchamento 
permanente da planta. É considerada como sendo a umidade retida a 15 atm. 
É considerada ainda como sendo o limite inferior da faixa de água disponível 
para as plantas. 
 
 
c) Capacidade de campo 
 
 É o teor de umidade retida nosolo depois que o excesso de água 
percolante tenha sido drenado. É considerado como sendo o limite superior da 
faixa de água disponível para as plantas. 
 A literatura apresenta diferentes valores para este parâmetro, 
entretanto tem-se usado com mais freqüência 0,33 atm para os solos argilosos 
e 0,10 atm para os solos arenosos. 
 
d) Umidade Equivalente (Ueq) 
 
 É a umidade que uma amostra de solo retém quando depois de 
saturada é submetida durante 30 minutos à centrifugação com velocidade 
correspondente a 1000 vezes a gravidade. Através de sua determinação 
pode-se estimar o ponto de murcho permanente (PMP) e a capacidade de 
campo (CC) pelas seguintes expressões: 
 
 PMP = 0,68 Ueq CC = 1,3 Ueq. 
 
 
 
7.2 POTENCIAL TOTAL DA ÁGUA NO SOLO 
 
 
O estudo da água do solo conforme apresentado foi de natureza 
capacitiva (quantitativa) apenas. Segundo Reichardt (1978), estes conceitos 
capacitivos são conceitos estáticos que fornecem apenas uma visão parcial do 
problema. São conceitos necessários, muito úteis, mas não suficientes. Além 
do conhecimento destas grandezas capacitivas, é de fundamental importância 
conhecer o estado termodinâmico da água, ou seja, saber se ela se encontra 
em equilíbrio ou se movendo em determinada direção segundo determinada 
taxa. Para isto, torna-se necessário o conhecimento do estado de energia da 
água. 
A Física clássica reconhece duas formas principais de energia, a 
cinética e a potencial. A energia cinética, que é proporcional ao quadrado da 
velocidade, é geralmente desprezível para o caso da água no solo que se 
move a velocidades baixíssimas, da ordem de alguns cm por dia. Por outro 
lado, a energia potencial, que é uma função da posição e condição interna da 
 62 
água, é de primordial importância na caracterização de seu estado de energia. 
O potencial total da água é uma medida de sua energia potencial. 
A energia da água em um dado ponto do solo é dada pela diferença 
entre este estado e o estado padrão. Como estado padrão, tem-se a água 
pura e livre, submetida a condições normais de temperatura e pressão e livre 
de sais minerais e outros solutos. Para este estado atribui-se arbitrariamente o 
valor de sua energia como nulo. Assim: 
 
o (padrão) = 0 
 
Assim, o potencial total de água do solo (T) é dado por: 
 
 T 
 =  d = (T - 0 ) = T 
 0 
 
 Portanto, a diferença de energia entre dois estados é medida através 
do trabalho que é realizado quando se passa de um estado para outro. Assim, 
o potencial total da água do solo (T), também é definido como sendo o 
trabalho necessário para levar a água do estado padrão ao estado 
considerado no solo. 
 Geralmente no solo, na planta e na atmosfera, a energia da água é 
menor que no estado padrão e seus potenciais são negativos. 
 A diferença de potencial da água entre diferentes pontos dá origem 
ao seu movimento. Este movimento ocorre do lugar de maior potencial para o 
de menor. 
 O potencial total de água no solo é composto de uma série de 
componentes. Como os processos que ocorrem no solo são aproximadamente 
isotérmicos, a componente térmica é considerada desprezível (Reichardt, 
1985). Portanto o potencial total de água no solo pode ser expresso pela 
expressão: 
 
T = g + p + m + os +  
 
Sendo: T = potencial total de água no solo 
 g = potencial gravitacional 
 p = potencial de pressão 
 m = potencial matricial 
 os = potencial osmótico 
 
 Potencial Gravitacional (g ): 
 
 A componente gravitacional refere-se a trabalhos gravitacionais que 
sempre estão presentes quando se transporta água dentro de nosso campo 
gravitacional. Sua determinação é feita medindo-se uma distância vertical a 
 63 
partir de um referencial arbitrário escolhido antecipadamente. Geralmente 
toma-se como referencial a superfície do solo. Seu sinal será positivo (+) se o 
ponto estiver acima do referencial e negativo (-) se o ponto estiver abaixo do 
referencial. 
 O potencial gravitacional está sempre presente e independe das 
propriedades do solo. Ele depende somente da distância vertical entre o 
referencial e o ponto em questão. 
 
Potencial de Pressão ( p ): 
 
A componente de pressão refere-se a trabalhos realizados contra 
pressões diferentes da pressão do estado padrão, ou seja, diferentes da 
pressão atmosférica. Seu valor será sempre positivo. 
O potencial de pressão aplica-se somente para solos saturados. 
Portanto, sua determinação é feita medindo-se a distância do ponto à 
superfície da água. No campo sua determinação é feita usando o piezômetro. 
Imaginemos agora um solo saturado com uma carga de 20cm de 
água, como é o caso típico de uma cultura de arroz irrigado por inundação. Um 
ponto situado a 50cm de profundidade a partir da superfície do solo teria uma 
componente de pressão igual à carga total que atua sobre ele, isto é, 20 + 
50cm: 
p = 70 cm H2O 
 
 
Potencial Matricial: ( m ) : 
 
A componente matricial é freqüentemente denominada de potencial 
capilar, potencial de tensão, sucção ou pressão negativa. 
A componente ou potencial matricial é o resultado de forças capilares 
e de adsorção que surgem devido à interação entre água e as partículas 
sólidas, isto é, a matriz do solo. Estas forças atraem e “fixam” a água no solo, 
diminuindo sua energia potencial com relação à água livre. Este potencial só 
existe para a condição de solos parcialmente saturados. Devido à sua 
complexidade, a componente matricial não pode ser determinada facilmente 
como g e p. Sua medida é feita experimentalmente por meio de 
tensiômetros, extratores de membrana ou placa porosa e funil de placa 
porosa. Seu valor é sempre negativo e será nulo quando o solo estiver 
saturado. 
A figura 7.2 ilustra esquematicamente um tensiômetro com 
manômetro de mercúrio. A determinação da componente matricial usando 
esse tensiômetro é obtida pela expressão: 
 
 
m = -12,6 h + h1 + h2 
 
 64 
sendo: m = potencial matricial (mca) 
 h = altura de ascenção da coluna de mercúrio (m) 
 h1 = distância da superfície do solo ao nível de mercúrio da cuba (m) 
 h2 = distância do ponto médio da cápsula porosa à superfície do solo 
(m) 
 
 
Figura 7.2. Tensiômetro. 
 
 
As unidades usadas na medida da componente matricial são: 
atmosfera, cm de coluna d’água, Pascal e pF. A unidade pF é definida como 
sendo o logaritmo decimal de coluna d’água em cm. Assim o pF de coluna 
d’água de 1000 cm é igual a 3. 
Para cada amostra de um solo homogêneo, m tem um valor 
característico para cada teor de umidade. O gráfico de m em função de  
(umidade em volume) é, então, uma característica da amostra e é comumente 
denominada “Curva de Retenção”, (Figura 7.3). Para altos teores de umidade, 
nos quais fenômenos capilares são de importância na determinação de m , a 
curva característica depende da geometria da amostra, isto é, do arranjo e das 
dimensões dos poros. Ela passa, então, a ser função da densidade do solo e 
da porosidade. Para baixos teores de umidade, o potencial matricial 
praticamente independe de fatores geométricos, sendo importante a 
capacidade de adsorção do solo. 
 
 65 
 
Figura 7.3. Curvas características de retenção de água no solo. 
 
Conhecendo-se a curva característica de um solo, pode-se estimar o 
m conhecendo-se , ou vice-versa. Na prática, a determinação  é bem mais 
simples, de tal forma que  é medido e m , estimado pela curva de retenção. 
Desde que a geometria do sistema não varie com o tempo, a curva 
característica é única e não precisa ser determinada em cada experimento. 
 
 
DETERMINAÇÃO 
 
a) Por secamento (curva de secagem ou desorção) 
Nesta maneira, toma-se umaamostra de solo inicialmente saturada 
de água e aplica-se gradualmente e sucessivamente sucções maiores. Faz-se 
então medidas da sucção e do teor de umidade. 
Material 
- Água destilada - Unidade de sucção 
- Extrator de placa porosa - Estufa 
- Latas de alumínio - Balança 
- Gase 
 
Método 
1) Saturar a amostra com água destilada por 24 horas; 
2) Colocá-la nos respectivos aparelhos para obtenção da retenção nas 
tensões correspondentes a 0,02; 0,04; 0,06; 0,1; 0,33; 1;5 e 15atm; 
 66 
3) Após o equilíbrio, pesar a amostra úmida e levá-la para secagem em 
estufa a 105 – 110
0
C por 24 horas; 
4) Esfriar em dessecador e pesar a amostra seca; 
5) Calcular a umidade gravimétrica, expressando os resultados em 
porcentagem; 
6) Converter os resultados para umidade volumétrica e plotá-la no eixo dos X, 
em escala natural, a componente matricial deverá ser plotada no eixo dos Y, 
em escala logarítimica. 
 
 
b) Por molhamento (curva de umedecimento ou sorção) 
Nesta maneira toma-se uma amostra de solo inicialmente seca ao ar e 
permite seu molhamento gradual por redução da sucção. Para cada sucção 
aplicada determina-se a umidade da amostra correspondente. 
 
 
Potencial Osmótico (os ): 
 
A componente osmótica refere-se a trabalhos químicos, isto é, a 
energias ligadas à interação solvente (água) e soluto (sais minerais do solo). O 
valor de os é idêntico à pressão osmótica da solução. 
Assim, a água do solo é uma solução de sais minerais, que causa o 
aparecimento do potencial osmótico. O potencial osmótico torna-se importante 
no potencial total de água, quando a concentração salina é significante, o que 
acontece quando a umidade é baixa e quando existe acúmulo de sais em 
certas regiões, como é o caso das proximidades de fertilizantes aplicados ao 
solo e superfície de um solo salino, sujeito a evaporação intensa. 
Na maioria dos solos, porém, a componente osmótica é desprezível, 
principalmente quando a umidade do solo não é muito baixa. Concentrações 
típicas são 10
-3
 ou 10
-4
 mol/l, o que implica em valores desprezíveis da 
componente osmótica. 
No caso da água no solo, torna-se necessária a extração da solução 
do solo e a medida de sua concentração salina. Este procedimento tem suas 
falhas, mas é o mais prático existente. Através da concentração salina média 
da solução do solo (mol/l) pode-se estimar os pela equação de Van’t Hoff: 
 
os = - RTC 
Sendo: 
R = 0,082 (atm.l / mol 
 
K) 
T = temperatura absoluta (K) 
C = concentração (mol/l) 
 
 As unidades utilizadas para se expressar o potencial total da água 
no solo apresentam as seguintes relações: 
 1 atm = 1.033 cmH2O = 1.013.000 bárias = 1,013 bar = 101.325 Pa 
 67 
8 DISPONIBILIDADE DE ÁGUA DO SOLO PARA 
AS PLANTAS 
 
 
8.1 CONCEITOS DE DISPONIBILIDADE DE ÁGUA PARA AS 
PLANTAS 
 
8.1.1 CONCEITOS CLÁSSICOS 
 
 Segundo critérios estabelecidos classicamente, a expressão “Água 
Disponível” foi definida como sendo o intervalo de umidade compreendido 
entre a Capacidade de Campo (CC) e o Ponto de Murcha Permanente (PMP), 
respectivamente os limites superior e inferior de disponibilidade. 
 De acordo com Hillel (1982), o conceito de disponibilidade de água 
no solo foi durante muitos anos motivo de controvérsia entre os seguidores de 
diferentes escolas. 
 Veihmeyer & Hendrickson (1927) afirmavam que a umidade do solo 
é igualmente disponível desde o correspondente à Capacidade de Campo até 
o correspondente ao Ponto de Murchamento Permanente, e que as funções da 
planta prosseguem normalmente enquanto a umidade do solo permanece 
acima do PMP. Segundo tal ponto de vista, somente quando o PMP é 
alcançado é que a atividade da planta decresce, em geral abruptamente. 
 Outros investigadores, entretanto, notadamente Richards & 
Wadleigh, citados por Hillel (1982), discordam deste ponto de vista e afirmam 
que a disponibilidade de água diminui gradualmente com o decréscimo do teor 
de água no solo, podendo as planta sofrerem “stress” muito antes de 
começarem a murchar. Outros investigadores procuram uma posição 
intermediária apresentando uma faixa de umidade “prontamente disponível” 
separada, por um “ponto crítico” , da faixa de umidade “decrescentemente 
disponível”. A Figura 8.1 sumariza as diferentes hipóteses apresentadas para 
a “Água Disponível”. 
De acordo com Hillel (1970), nenhuma das escolas mencionadas foi 
capaz de basear sua hipótese em uma estrutura teoricamente compreensível, 
que pudesse levar em consideração o conjunto de fatores que afetam o regime 
hidráulico do sistema solo – planta – atmosfera como um todo. 
 Devido a estas controvérsias, Rando (1981) resolveu propor a 
utilização da expressão “Água para Irrigação” para representar a água retida 
entre as umidades correspondentes à Capacidade de Campo e ao Ponto de 
Murcha Permanente. 
 68 
 
Figura 8.1. Hipóteses clássicas sobre disponibilidade de água no solo para as 
plantas. 
 
 
8.1.2 CONCEITO MODERNO DE ÁGUA DISPONÍVEL 
 
 
 Segundo Hillel (1970), nas últimas décadas ocorreu uma mudança 
fundamental na concepção das interrelações do sistema solo-planta-água. Foi 
aberto o caminho para uma abordagem mais básica do problema, graças ao 
desenvolvimento da compreensão teórica do estado e do movimento da água 
no solo, na planta e na atmosfera; e ao gradual desenvolvimento de técnicas 
experimentais que possibilitaram que fosse realizada a medição mais precisa 
das interrelações de potencial, condutividade hidráulica, conteúdo e fluxo de 
água tanto no solo quanto na planta. Tais progressos conduziram ao 
abandono do conceito clássico de “água disponível” em seu sentido original. 
 Atualmente a disponibilidade de água do solo às plantas é vista de 
maneira dinâmica, podendo variar de situação , para o mesmo solo e a 
mesma planta, Gardner (1960). Dentro do contexto atual, Reichardt (1978) 
define a disponibilidade de água da seguinte maneira: “toda vez que o fluxo de 
água do solo para a raiz for de uma intensidade tal que supra a demanda de 
água da planta e da atmosfera, a água é disponível”. 
 Este conceito de disponibilidade de água é bastante amplo. Ele 
mostra que qualquer fator que afeta a mobilidade da água, afeta sua 
disponibilidade. Estes fatores podem ser do solo, da planta e da atmosfera. 
 
 
 69 
8.2 FATORES QUE AFETAM A DISPONIBILIDADE DE ÁGUA 
PARA AS PLANTAS 
 
 Conforme mencionado anteriormente, nos dias atuais a 
disponibilidade de água é afetada por fatores ligados ao solo, à atmosfera e à 
própria planta. 
 Esquematicamente pode-se lançar mão do modelo proposto por 
Richardt (1978), que mostra a interrelação do sistema solo–planta–atmosfera, 
no conceito de disponibilidade de água às culturas (Figura 8.2). 
 
 
Figura 8.2. Movimento da água no sistema solo–planta–atmosfera. 
 
 
8.2.1 FATORES LIGADOS AO SOLO 
 
 No solo, o movimento da água do solo para a raiz é regido pela 
equação de Darcy: 
 
 
 q = - K ()  
 z 
Sendo: 
Q = fluxo de água 
K () = condutividade hidráulica 
  = gradiente de potencial 
 z 
 70 
De acordo com esta equação, a água move-se sempre que existirem 
diferenças de potencial total (T) da água nos diferentes pontos do sistema. 
Este movimento dá-se no sentido do decréscimo do potencial (T), isto é, a 
água sempre se movimenta de pontos de maior potencial para pontos de 
menor potencial. Desta feita, o movimento de A para B depende de inúmeros 
fatores tais como: umidade, textura, porosidade, densidade do solo, etc., e 
todas as suas variações nos horizontes do perfil. Neste particular, as 
avaliações são mais acuradas estudando-se as curvas características de 
retenção de umidade dosolo. 
 Segundo Freire (1975), as curvas características são específicas 
para cada solo, podendo ocorrer variações entre horizontes de um mesmo 
perfil de solo. Acrescenta ainda que, a representação em curva de retenção de 
umidade permite uma avaliação precisa e rápida da disponibilidade de 
umidade dos solos para as plantas. 
 
 
8.2.2 FATORES DA PLANTA 
 
 
 Na Figura 8.2, o movimento da água da raiz para a folha, no interior 
da planta, varia pouco para uma mesma cultura, segundo Reichardt (1978). 
Doenças fúngicas, viroses, etc., podem afetar as propriedades de condução de 
água do xilema. A Figura 8.3 apresenta diagramaticamente a resistência 
oferecida pela planta à passagem da água do solo à atmosfera. 
Russel (1977) aponta que a transpiração, em condições normais, 
domina o processo, mas esta não é o único fator responsável pelo movimento 
da água nas plantas. Acrescente ainda que em plantas mantidas em atmosfera 
úmida, o movimento da água não cessa e em algumas espécies há perda de 
água através do fenômeno de gutação. A esta ocorrência atribui-se a 
existência de um gradiente de potencial criado por forças osmóticas. Por outro 
lado, Gardner (1973) afirma que quando o potencial da água no solo se 
encontra na faixa de 0 a –1 bar, a condutância estomática é mais 
profundamente influenciada pela taxa de transpiração do que pelo potencial de 
água no solo. Segundo seu raciocínio, aumentando-se a taxa de transpiração, 
diminui-se a resistência estomática. Se estes estômatos limitarem a adsorção 
de CO2, a taxa de crescimento diminui. Neste caso particular, a separação da 
evapotranspiração em transpiração das folhas e evaporação através da 
superfície do solo pode facilitar o entendimento do balanço hídrico dentro de 
uma comunidade vegetal. 
 71 
 
Figura 8.3. Resistências do sistema solo–planta–atmosfera à passagem de 
água (Reichardt, 1979) 
 
 
 O relacionamento entre água disponível e a taxa de 
evapotranspiração e drenagem foi feito por Miller & Aarstad (1971). Segundo 
esses autores, em condições normais, com evapotranspiração reduzida e 
ocorrendo drenagem profunda livre, pode-se obter uma estimativa razoável da 
água disponível a partir dos dados da capacidade de campo convencional. Os 
mesmos autores observaram, em 1973, que o aumento da disponibilidade de 
água através do decréscimo da taxa de evapotranspiração, é relativamente 
maior em solos arenosos que em solos de textura fina. 
 
 
8.2.3 FATORES LIGADOS À ATMOSFERA 
 
 
 Na atmosfera, o movimento da água de C para D (Figura 8.2), dá-se 
na fase de vapor e é sensivelmente afetado pelas condições atmosféricas. A 
radiação solar fornece a energia para o processo de evaporação e o vento e a 
umidade relativa afetam diretamente o transporte do vapor d’água da folha 
para a atmosfera (Reichardt, 1978). 
 Embora a transferência de água da planta até a atmosfera requeira 
para seu entendimento bom embasamento termodinâmico, grosseiramente 
pode-se associar este mecanismo com o processo de transpiração das 
plantas. Trabalhos nesta direção tomaram impulso a partir dos estudos de 
Penman citado por Russell (1977). 
 72 
 A transpiração vem a ser a perda de água pelas plantas, através de 
sua parte aérea, na forma de vapor. Assim, além dos fatores já mencionados, 
ela é conseqüência da arquitetura das folhas e da conformação da parte aérea 
da maioria das plantas. Uma folha isolada pode ser considerada como uma 
superfície de células fisiologicamente ativas, em contato com um reservatório 
de água (o solo) através de um sistema vascular. As células úmidas do 
mesófilo transferem água por evaporação para os espaços intercelulares. O 
vapor d’água, por difusão, alcança as câmaras subestomáticas e os 
estômatos, por onde passa para a atmosfera externa. Sob condições de alta 
umidade relativa e na ausência do vento, o processo de difusão é lento e a 
perda de água, pequena. Sob condições de baixa umidade relativa, presença 
de ar em turbulência, o vapor d’água é rapidamente removido da área que 
envolve a folha, a difusão é aumentada, assim como aumenta 
acentuadamente a taxa de transpiração. Fatores tais como a luz, teor de 
dióxido de carbono, absorção de solutos (principalmente potássio) determinam 
a turgidez das células estomáticas e a abertura dos estômatos é tanto maior, 
quanto mais túrgidas estiverem as células (Reichardt, 1979). 
 Conforme pode ser observado, a avaliação da disponibilidade de 
água para as culturas constitui-se tarefa das mais laboriosas. De um lado tem-
se a avaliação embasada nas determinações da Capacidade de Campo e 
Ponto de Murcha Permanente, tidos como constantes da água do solo, mas 
cuja validade dos mesmos tem sofrido severas críticas por parte dos 
estudiosos da dinâmica da água do solo. De outra parte, encontra-se a 
disponibilidade como função complexa da transferência da água dentro do 
sistema solo–planta–atmosfera. Desta feita, percebe-se que este sistema 
permite um infinito número de combinações, o que dificulta que se tenha uma 
avaliação precisa e definitiva da quantidade de água que realmente se 
encontra disponível para as plantas. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
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