Apostila Fisica do Solo

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UNIVERSIDADE FEDERAL RURAL DO RIO DE JANEIRO 
INSTITUTO DE AGRONOMIA 
DEPARTAMENTO DE SOLOS 
 
 
 
CURSO DE PÓS GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA DO SOLO 
 
 
FÍSICA DO SOLO 
 
 
 
 
 
 
MARCOS BACIS CEDDIA 
 2 
 
Capítulo 1 – ATRIBUTOS MORFOLÓGICOS DOS SOLOS ............. 1 
1.1 - Cor do solo ......................................................................................................... 6 
1.1.1-Generalidades.......................................................................................................................6 
1.1.2-Mas quais componentes do solo realmente conferem cor?..................................................6 
1.1.3 -Formas que as cores do solo podem se apresentar..............................................................6 
Apenas uma cor predominante...................................................................................................6 
Mosqueada .................................................................................................................................6 
Variegada ...................................................................................................................................7 
1.1.4 - correlações (pedologia, potencial agrícola e manejo dos solos) ........................................7 
Conteúdo de matéria orgânica....................................................................................................7 
Drenagem...................................................................................................................................7 
Idade do solo ..............................................................................................................................7 
Textura .......................................................................................................................................8 
Clima..........................................................................................................................................8 
Taxonomia .................................................................................................................................8 
Mineralogia ................................................................................................................................8 
1.1.5 - Caracterização da cor .........................................................................................................8 
1.1.6 - Leitura das cores ..............................................................................................................10 
1.1.7 - Críticas ao sistema munsell..............................................................................................11 
1.2 - Consistência do solo......................................................................................... 12 
1.2.1 - Generalidades...................................................................................................................12 
Tensão superficial.......................................................................................................................................... 12 
Pontes formadas por cátions .......................................................................................................................... 12 
Atração eletrostática entre as superfícies carregadas das argilas ................................................................... 12 
Forças de van der waals................................................................................................................................. 12 
Efeitos cimentantes da matéria orgânica, óxidos de ferro e alumínio............................................................ 12 
1.2.2 -Formas de consistência e métodos de determinação.........................................................13 
Solo seco (umidade em equilíbrio com o ar) ...........................................................................13 
Solo úmido (umidade equivalente) ..........................................................................................13 
Solo molhado ...........................................................................................................................14 
Limites de atterberg .................................................................................................................14 
O limite de liquidez (ll).................................................................................................................................. 15 
O limite de plasticidade (lp) .......................................................................................................................... 15 
O número de plasticidade ou índice de plasticidade (np) .............................................................................. 15 
1.2.3 - Fatores que afetam a consistência do solo .......................................................................16 
Textura .....................................................................................................................................17 
Matéria Orgânica......................................................................................................................18 
Natureza dos Minerais e Qualidade do Material Coloidal .......................................................18 
Natureza dos Cations Trocáveis e Estrutura do Solo...............................................................19 
Conteúdo de Umidade..............................................................................................................19 
1.2.4 -Importância e relação com o solo e as plantas ..................................................................20 
1.3 - Estrutura do solo............................................................................................... 21 
1.3.1 -Definição...........................................................................................................................21 
1.3.2 - Gênese da estrutura ..........................................................................................................22 
1.3.3 - Fatores que afetam a formação e estabilidade dos agregados..........................................24 
Textura .....................................................................................................................................24 
Clima........................................................................................................................................24 
Matéria orgânica ......................................................................................................................25 
 3 
Quantidade e tipo de argila ......................................................................................................25 
Cátions .....................................................................................................................................26 
Uso e manejo do solo ...............................................................................................................26 
Ciclos de umidecimento e secagem .........................................................................................27 
Ciclos de congelamento e descongelamento............................................................................27 
Atividade biológica do solo .....................................................................................................28 
1.3.4 - distribuição do tamanho dos agregados e forma de avaliação .........................................29 
1.3.5 - determinação da estrutura ................................................................................................29 
Tipo ..........................................................................................................................................30 
Grau..........................................................................................................................................31Tamanho...................................................................................................................................31 
Determinação em laboratório...................................................................................................32 
1.4 - Textura do solo................................................................................................. 32 
1.4.1 - fatores que influenciam a textura do solo ........................................................................33 
1.4.2 - composição granulométrica do solo.................................................................................34 
1.4.3 - métodos de avaliação da textura do solo..........................................................................35 
Método de Campo:...................................................................................................................35 
Métodos de Laboratório ...........................................................................................................35 
Pré tratamento - ............................................................................................................................................. 36 
Dispersão -..................................................................................................................................................... 36 
Fracionamento da amostra ............................................................................................................................. 37 
1.4.4 - Grau de floculação ...........................................................................................................37 
Considerações importantes ......................................................................................................38 
Forma de apresentação.............................................................................................................38 
1.4.5 - Superfície específica ........................................................................................................39 
Definição..................................................................................................................................39 
Fatores que influenciam a superfície específica dos solos.......................................................40 
1.4.6 - Cerosidade........................................................................................................................42 
Condições para a formação da cerosidade ...............................................................................42 
Importância no estudo do solo .................................................................................................42 
Determinação da cerosidade ....................................................................................................42 
1.4.7 -Cimentação........................................................................................................................43 
Definição..................................................................................................................................43 
Condições para a formação ......................................................................................................43 
Horizontes cimentados.............................................................................................................43 
Ortstein .......................................................................................................................................................... 44 
Fragipan......................................................................................................................................................... 44 
Duripan .......................................................................................................................................................... 44 
Petrocalcico ................................................................................................................................................... 44 
Importância agrícola ................................................................................................................44 
1.4.8 - Nódulos e concreções.......................................................................................................44 
1.4.9 - Conteúdos de carbonatos .................................................................................................45 
Capítulo 2 - CONSTITUIÇÃO FÍSICA DO SOLO ............................. 46 
2.1 - FASE SÓLIDA ................................................................................................ 46 
Frações ativas da fase sólida .......................................................................................................49 
Adsorção ..................................................................................................................................49 
Floculação-Dispersão...............................................................................................................49 
2.2 – Fase Líquida .................................................................................................... 50 
Relação da fase líquida com o espaço poroso do solo ................................................................50 
Considerações importantes ......................................................................................................51 
 4 
2.3 - FASE GASOSA ............................................................................................... 51 
Problemas de aeração no solo .....................................................................................................52 
Fatores que interferem na aeração do solo ..................................................................................53 
2.4 - RELAÇÕES VOLUMÉTRICAS E ÁGUA DO SOLO .................................. 53 
2.4.1 - DENSIDADE DAS PARTÍCULAS ................................................................................53 
Métodos de determinação ........................................................................................................54 
Método do Picnômetro com água .................................................................................................................. 54 
Método do Balão Volumétrico ...................................................................................................................... 54 
Fatores que interferem .............................................................................................................55 
Importância em relação às plantas ...........................................................................................56 
2.4.2 - DENSIDADE DO SOLO.................................................................................................56 
Métodos de determinação ........................................................................................................56 
Balão Volumétrico......................................................................................................................................... 57 
Anél Volumétrico .......................................................................................................................................... 57 
Torrão Impermeabilizado .............................................................................................................................. 57 
Fatores que interferem .............................................................................................................58 
ESTRUTURA DO SOLO: ............................................................................................................................ 58 
TEOR DE MATÉRIA ORGÂNICA: ............................................................................................................ 58 
TEXTURA: ...................................................................................................................................................58 
MANEJO DO SOLO:.................................................................................................................................... 59 
Importância em relação às plantas ...........................................................................................59 
2.4.3 - POROSIDADE DO SOLO ..............................................................................................60 
Métodos de determinação ........................................................................................................60 
Método do anel volumétrico .......................................................................................................................... 60 
Método experimental ..................................................................................................................................... 61 
Método indireto ............................................................................................................................................. 61 
Método da mesa de tensão ............................................................................................................................. 62 
Fatores que interferem .............................................................................................................63 
TEXTURA: ................................................................................................................................................... 64 
ESTRUTURA:............................................................................................................................................... 64 
MATÉRIA ORGÂNICA: .............................................................................................................................. 64 
Importância em relação as plantas ...........................................................................................64 
COMPACTAÇÃO E ADENSAMENTO...................................................................................................... 65 
2.4.4 - PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DA ÁGUA......................................................65 
Estrutura molecular ..................................................................................................................65 
Formação da molécula .............................................................................................................66 
Mudança de estado...................................................................................................................67 
Densidade e compressibilidade................................................................................................67 
Pressão de Vapor......................................................................................................................68 
Tensão Superficial....................................................................................................................70 
Curvatura da superfície da água e Pressão Hidrostática ..........................................................71 
Angulo de Contato e Superfície Sólidas ..................................................................................73 
Capilaridade .............................................................................................................................73 
Adsorcão de água nas superfícies sólidas ................................................................................75 
Solubilidade dos Gases ............................................................................................................76 
Viscosidade.................................................................................................................................................... 76 
MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DA UMIDADE DO SOLO ..........................................78 
Método Gravimétrico..................................................................................................................................... 78 
Bloco Poroso.................................................................................................................................................. 79 
Método de Nêutrons ...................................................................................................................................... 79 
Raios Gama ................................................................................................................................................... 79 
TDR ............................................................................................................................................................... 79 
ARMAZENAMENTO DE ÁGUA DO SOLO........................................................................80 
POTENCIAL DE ÁGUA NO SOLO ......................................................................................82 
 5 
Estado da água no solo .................................................................................................................................. 82 
Potencial total da água do solo.................................................................................................84 
Potencial Gravitacional.................................................................................................................................. 86 
POTENCIAL DE PRESSÃO ........................................................................................................................ 87 
Potencial Osmótico........................................................................................................................................ 92 
Componentes do Potencial Total da Água do Solo em Diferentes Sistemas ................................................. 94 
Gradiente Hidráulico................................................................................................................96 
CURVA CARACTERÍSTICA DO SOLO ..............................................................................96 
Importancia.................................................................................................................................................... 96 
Definição: ...................................................................................................................................................... 97 
TEXTURA →................................................................................................................................................ 98 
ESTRUTURA →........................................................................................................................................... 99 
HISTERESE → ............................................................................................................................................. 99 
FLUXO DE ÁGUA NO SOLO.................................................................................................101 
Introdução ..............................................................................................................................101 
Fluxo de Água em solos saturados.........................................................................................101 
Fluxo............................................................................................................................................................ 101 
Densidade de fluxo ...................................................................................................................................... 101 
Homogeneidade e Isotropia ......................................................................................................................... 104 
Determinação da condutividade hidráulica em solos saturados................................................................... 104 
Método indireto ...........................................................................................................................................104 
Densidade de fluxo e tortuosidade............................................................................................................... 110 
Drenabilidade............................................................................................................................................... 111 
Fluxo da Água em Solos Insaturados.....................................................................................111 
Relações entre condutividade, sucção e umidade ........................................................................................ 112 
Equação do fluxo Insaturado ....................................................................................................................... 114 
Determinação da condutividade hidráulica em solos insaturados................................................................ 115 
REGIME HÍDRICO DO SOLO ............................................................................................115 
Infiltração da Água no solo.......................................................................................................................... 115 
Processo de infiltração da água no solo ....................................................................................................... 116 
Regime de Infiltração.............................................................................................................117 
Perfil do conteúdo de água no solo .............................................................................................................. 119 
Fatores que interferem no regime de infiltração .......................................................................................... 120 
Escorrimento superficial .............................................................................................................................. 122 
Equação de infiltração da água no solo........................................................................................................ 122 
Infiltração Tridimensional ........................................................................................................................... 123 
Redistribuição de água no solo .................................................................................................................... 124 
Métodos de determinação da Infiltração do Solo......................................................................................... 126 
Manejo da água do solo ............................................................................................................................... 126 
Capacidade de Campo ................................................................................................................................. 126 
Ponto de Murcha Permanente ...................................................................................................................... 130 
Disponibilidade de Água para as Plantas..................................................................................................... 132 
SOLOS AFETADOS POR SAIS ........................................................................... 143 
Formação de solos salinos e sódicos .........................................................................................143 
Localização ............................................................................................................................143 
Formas de concentração de sais .............................................................................................143 
Forma natural .........................................................................................................................143 
Tipos de solos afetados por sais.............................................................................................145 
Métodos de identificação .......................................................................................................147 
- Parâmetros................................................................................................................................................. 147 
Causas da diminuição da produtividade ...................................................................................................... 149 
 6 
CAPÍTULO 1 – ATRIBUTOS MORFOLÓGICOS DOS SOLOS 
1.1 - Cor do solo 
1.1.1- GENERALIDADES 
Cor é a impressão que a luz refletida pelos corpos produz no órgão de visão. É a impressão 
particular que os raios luminosos, simples ou combinados, refletidos pelos corpos causam ao 
sentido da vista; portanto, a cor de um solo pode variar com o tipo de luz que o ilumina. 
A cor que um solo aparenta é o produto da mistura das cores de suas partículas; e é 
considerada como uma das propriedades morfológicas mais importantes, não só pelo fato de ser a 
característica que mais chama a atenção à primeira vista, como também por ser de fácil 
determinação, permitindo boa caracterização do solo. 
1.1.2- MAS QUAIS COMPONENTES DO SOLO REALMENTE CONFEREM COR? 
Dentre os componentes do solo a areia (rica em quartzo) confere cores claras aos solos 
arenosos, o calcário cores brancas, amarelados ou acinzentados; os óxidos de ferro colorações 
que vão do amarelo, vermelho, cinzento, esverdeado e azulado (dependendo do estado de 
hidratação); a matéria orgânica e óxidos de manganês (ambientes redutores) cores escuras e a 
caulinita cores brancas. 
1.1.3 - FORMAS QUE AS CORES DO SOLO PODEM SE APRESENTAR 
Apenas uma cor predominante 
Nestas situações, a luz que um corpo reflete apresenta-se de forma homogênea na matriz do 
solo e é representada por apenas uma matiz (ex: amarelo, vermelho ou alaranjado). Esta 
característica é comum em solos bastante intemperizados e com ambientes secos. 
Mosqueada 
O horizonte muitas vezes, esta marcado com manchas de outra (s) core (s) recebendo o 
nome de mosqueado ou variegado (especialmente no material de formação do solo em decorrência 
de drenagem imperfeita). No caso de cores mosqueadas, o solo apresenta duas ou mais cores 
diferentes, sendo que uma destas apresenta-se de forma predominante (cor de fundo). O mosqueado 
 7 
é apresentado da seguinte forma: (a) cor de fundo e cores das manchas existentes (b) arranjamento 
do mosqueado (quantidade, tamanho e contrastes da cores). 
Variegada 
Quando no horizonte houver mosqueado mas não ocorrer o predomínio de uma cor, 
constituindo o fundo, este será descrito como apresentando coloração variegada. 
1.1.4 - CORRELAÇÕES (PEDOLOGIA, POTENCIAL AGRÍCOLA E MANEJO 
DOS SOLOS) 
Como a cor é característica conseqüente do material primitivo do solo e das condições 
climáticas predominantes, através dela pode-se , por exemplo, estabelecer correlações com os 
seguintes parâmetros: 
Conteúdo de matéria orgânica 
Solos escuros geralmente são mais ricos em matéria orgânica que solos claros. A 
impossibilidade de os solos acumularem matéria orgânica indica más condições ecológicas para o 
desenvolvimento das plantas e microorganismos. Por outro lado em algumas situações extremas de 
acumulação (excesso de água e ou frio), onde se formam solos de constituição estritamente 
orgânica, o ambiente pode não ser ideal para o desenvolvimento de plantas. 
Drenagem 
Solos mal drenados são quase sempre manchados (mosqueados) em várias tonalidades de 
cinzento ou amarelo-claro, especialmente na parte do perfil onde há flutuação do lençol freático. 
Quando as cores vermelhas e amarelas são geograficamente associadas e os solos desenvolveram-se 
a partir de um mesmo material de origem, os solos amarelos ocupam os locais mais côncavos ou o 
fim das encostas, onde existe maior teor de umidade. 
Idade do solo 
Nos solos jovens, observa-se que a cor é grandemente influenciada pelo material de origem, 
que sofreu pequena intemperização e esta pouco alterado. Nos solos mais desenvolvidos, onde 
houveinfluência marcante do clima, a cor estará relacionada com as condições predominantes de 
temperatura e umidade. 
 8 
Textura 
Solos ricos de colóides minerais, de textura fina, com superfície específica elevada, são mais 
pigmentados que os de textura grosseira. Os solos arenosos (onde predomina o quartzo como 
mineral) são de cores claras e mais suscetíveis de escurecimento pela matéria orgânica do que os 
argilosos, isso, devido à menor superfície específica dos solos de textura grosseira. 
Clima 
Com relação ao clima, este influência o comportamento de dois componentes do solo que 
determinam a coloração dos solos, são eles: Matéria orgânica e sesquióxidos de ferro. O efeito 
sob a matéria orgânica se expressa nos diferentes graus de coloração negra do húmus. Solos 
encontrados em regiões semi-áridas o pigmento é bem escuro e abundante, colorindo fortemente o 
solo (Mollissois). Em zonas úmido-temperadas a pigmentação é menos intensa, enquanto nas 
tropicais e subtropicais os solos são os menos escuros. Portanto a cor do solo, não pode ser utilizada 
como medida de comparação dos conteúdos de matéria orgânica quando situados em diferentes 
climas. 
Taxonomia 
A cor do solo é utilizada como critério diferenciador de classe de solo no nível hierárquico 
mais elevado no sistema brasileiro de classificação, uma vez que para a nomenclatura de solos a cor 
fornece informações indiretas do clima, do material de origem, da dinâmica da água e da 
mineralogia do solo. Ex: Latossolo Roxo (climas mais secos, a partir de intemperização de rochas 
básicas e predomínio de sesquióxidos de ferro e alumínio na forma mais oxidada); Podzólico 
acinzentado (forma-se sob condições de drenagem imperfeita com zonas de flutuação do lençol 
freático, presença de sesquióxidos de ferro na forma reduzida). 
Mineralogia 
Os solos que expressam pigmentação que variam de cinzento a vermelho escuro, passando 
pelo amarelo e alaranjado, têm predomínio de sesquióxidos de ferro na fração argila, e as variações 
destes tons de cores estão atrelados ao estado de hidratação destes sesquióxidos. Assim o óxido 
ferroso (FeO) confere cor acinzentada, o óxido férrico (Fe2O3, hematita) cores vermelhas, óxido 
férrico hidratado (goethita FeOOH2 e limonita 2 Fe2O3 . 3H2O) côres alaranjadas. 
1.1.5 - CARACTERIZAÇÃO DA COR 
 9 
Para indicar a cor de forma correta, o físico Ostwald idealizou um grande dicionário o qual 
permite determinar a cor de flores, insetos, animais rochas e etc. No entanto, a cor do solo é 
convencionalmente representada pelo Sistema Munsell. Através de uma amostra de solo, 
dependendo das condições logísticas, a determinação da cor pode ser feita de forma expedita (carta 
de cores de Munsell) e de laboratórios (espectrofotômetros1 ou espectroradiômetros), sendo esses 
últimos mais precisos. 
O sistema Munsell de determinação de cores é cilindrico e divide a cor do solo em três 
coordenadas, são elas: Matiz, Valor e Croma. 
O MATIZ é o comprimento de onda da componente da luz que se apresenta em dominância. 
Na escala de munsell, esta se divide em 10 regiões ou familias de cores, representadas pelas letras e 
cores ou combinações de cores seguintes: N, neutro; R, vermelho; YR, vermelho-amarelo; Y, 
amarelo; GY, amarelo-verde; G, verde; BG, verde -azul; B, azul; PB, azul-purpura; P, purpura e 
RP, purpura-vermelho. Cada região de um matiz é dividido em 10 partes (0-10) tendo o valor 5 
como mediano. Destas dez divisões, somente os seguintes valores são apresentados: 2,5; 5,0; 7,5 e 
10,0. 
 
 
Figura-1 Matizes que compõe o espectro e que aparecem na carta de cores de Munsell. 
 
O VALOR representa o brilho ou tonalidade. As tonalidades são obtidas combinando-se o 
branco com o preto, em uma escala que vai de 0-10. Assim, o zero que é o preto, representa a 
ausência absoluta de brilho, seguindo-se como: 
 
1
 Instrumento com que se obtém o espectro de uma radiação e se pode medir a intensidade de cada componente 
monocromático que o constitui. 
 10 
1 → 9 partes de preto e 1 de branco 
2 → 8 partes de preto e 2 de branco 
3 → 7 partes de preto e 3 de branco 
4 → 6 partes de preto e 4 de branco 
5 → 5 partes de preto e 5 de branco 
6 → 4 partes de preto e 6 de branco 
7 → 3 partes de preto e 7 de branco 
8 → 2 partes de preto e 8 de branco 
9 → 1 partes de preto e 9 de branco 
10 → 0 partes de preto e 10 de branco; 
Na carta de cores aparecem apenas as combinações de 2 a 8, uma vez que em situção natural 
não existe uma combinação totalmente branca (valores 10 e 9), ou totalmente preta (valores 0 e 1). 
O croma, refere-se à intensidade ou pureza da cor ou croma. É obtida a partir da 
combinação de um matiz determinada com diferentes proporções de cada uma das tonalidades de 
cinza (valor de 2-8). A combinação de matiz e valor, o qual resulta no croma, forma um total de 20 
partes. Na carta de cores de solos, de forma semelhante ao valor, somente aparecem as combinações 
de 0-8. Assim, as seguintes relações são formadas: 
0 → 20 partes de um cinza (valor) determinado e nenhuma parte de matiz 
1 → 19 partes de um cinza (valor) determinado e 1 parte de matiz 
2 → 18 partes de um cinza (valor) determinado e 2 partes de matiz 
3 → 17 partes de um cinza (valor) determinado e 3 partes de matiz 
4 → 16 partes de um cinza (valor) determinado e 4 partes de matiz 
5 → 15 partes de um cinza (valor) determinado e 5 partes de matiz 
6 → 14 partes de um cinza (valor) determinado e 6 partes de matiz 
7 → 13 partes de um cinza (valor) determinado e 7 partes de matiz 
8 → 12 partes de um cinza (valor) determinado e 8 partes de matiz 
1.1.6 - LEITURA DAS CORES 
A leitura das cores do solo é feita no campo através da carta de cores de munsell. Para a 
leitura, uma amostra seca de solo é partida de forma a observar a parte interna (área com menos 
interferência de impurezas). A superfície é então comparada com os padrões do sistema munsell. 
 11 
Recomenda-se primeiro encontrar a matiz na qual a amostra se assemelha na carta de cores e, após 
determinada esta, associar o brilho (valor) e a intensidade (croma). 
A notação apresenta a seguinte seqüência: exemplo: 10YR 5/6 
Matiz → 10YR, Valor → 5 e Croma → 6 
Em descrições de horizontes superficiais, a notação de cores é feita com amostra umida e 
seca, uma vez que a maior presença de matéria orgânica, determina maiores alterações nos índices 
do valor e croma de acordo com o estado de umidade da amostra. 
Uma vez que a cor dos objetos varia com a natureza da luz que o ilumina, recomenda-se 
fazer a determinação evitando a luz artificial. Recomenda-se ainda que seja feita à sombra, evitando 
as primeiras e últimas duas horas do dia. 
Para amostras ricas em matéria orgânica, a coloração da parte mineral esta mascarada pela 
cor negra do húmus. Neste caso, pode-se tratar a amostra com água oxigenada para determinar a cor 
da fração inorgânica. 
Dificilmente uma amostra de solo será igual ao padrão da carta de cores, nos casos extremos 
de diferenças, pode-se fazer interpolações tanto entre matizes como para valores. Desta forma, no 
primeiro caso amostra pode apresentar a seguinte leitura: 8,5YR ou ainda 9YR, se a cor da amostra 
estiver entre os padrões de matizes 10YR e 7,5YR. No segundo caso, a notação pode ser 10YR 
5,5/4, se esta estiver entre os padrões 10YR 5/4 e 10YR 6/4. 
Quando a coloração da amostra for neutra (solos hidromórficos), o valor será 0 (variando 
apenas as tonalidades de cinza, entre 2-8). Neste caso, se a leitura for a de número 3/0, a 
representação será a seguinte: N 3, que significa neutro três, ou ainda que temos 20 partes de valor 3 
e nenhuma de matiz. 
Solos que estão sob efeitos da alteração do lençol freático apresentam cores com matizes 
esverdeadas ou azuladas. Neste caso é comuma presença de mais de uma cor na matriz do solo 
(mosqueados ou variegados). As amostras com estas características apresentam a seguinte notação: 
10YR 4/2 (cor predominante); 2,5YR 5/8 (mosqueado) 
1.1.7 - CRÍTICAS AO SISTEMA MUNSELL 
A principal crítica ao sistema munsell de determinação de cores esta relacionada ao grau de 
precisão deste. Os seguintes aspectos são responsáveis pelos erros de leitura de cores no campo: 
* Fatores físicos: dimensão da área das cores individuais, grau de esmagamento da amostra, 
qualidade da luz, conteúdo de umidade; 
* Fator psicológico: diferenças pessoais em relação aos padrões de cores. 
 12 
1.2 - consistência do solo 
1.2.1 - GENERALIDADES 
A consistência do solo é usualmente definida como um termo para designar a manifestação 
das forças físicas de coesão e adesão agindo dentro do solo em diferentes conteúdos de umidade. 
Quando a concentração do solo no sistema solo-água torna-se grande o suficiente para que a massa 
não mais flua livremente, as forças de coesão e adesão surgem. O solo é então dito como tendo 
certa consistência. Portanto quando se estuda a consistência do solo esta se estudando os fenômenos 
de superfície entre as partículas do solo. 
As forças de coesão se dão entre duas superfícies líquidas ou duas sólidas e esta será maior 
quanto maior for o número de superfícies de contato entre as partículas. 
 As seguintes ligações entre as superfícies são consideradas como causadoras das forças de 
coesão: 
TENSÃO SUPERFICIAL; 
PONTES FORMADAS POR CÁTIONS; 
ATRAÇÃO ELETROSTÁTICA ENTRE AS SUPERFÍCIES CARREGADAS DAS 
ARGILAS; 
FORÇAS DE VAN DER WAALS; 
EFEITOS CIMENTANTES DA MATÉRIA ORGÂNICA, ÓXIDOS DE FERRO E 
ALUMÍNIO. 
As partículas que apresentam um menisco formado pelos filmes de água que as envolvem 
são unidas devido à tensão superficial. Logo a coesão é diretamente proporcional à tensão 
superficial existente na película de água e inversamente proporcional ao diâmetro das partículas. 
Solos arenosos apresentam baixa coesão entre suas partículas, enquanto que solos argilosos tem alta 
coesão. 
As forças de adesão ocorrem entre superfícies de características diferentes (sólidas e 
líquidas), sendo que esta se expressa quando o conteúdo de água que envolve as partículas do solo 
não permite que estas se atraiam (coesão). Nesta situação, diz-se que a terra esta pegajosa. Quanto 
menor forem as partículas do solo, maior será a força de adesão. 
 
inserir figuras 11.2 e 11.3 (baver), relacionadas ao comportamento da coesão e adesão 
 13 
1.2.2 - FORMAS DE CONSISTÊNCIA E MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO 
A definição de consistência do solo inclui tais propriedades do solo como resistência a 
compressão e quebra, friabilidade, plasticidade e pegajosidade. 
Reconhece-se três estados de umidade e cinco formas de consistência do solo 
Solo seco (umidade em equilíbrio com o ar) 
Apresenta consistência Tenaz, sendo elevada a atração entre moléculas sólidos versus 
sólidos. A tenacidade do solo depende do número de pontos de contatos entre as partículas; logo 
quanto mais finas forem as partículas, maior será a tenacidade do solo. A tenacidade é avaliada 
através da resistência que um torrão seco oferece à força de ruptura exercida entre o polegar e o 
indicador. A resistência à força de ruptura é classificada em: 
SOLTO →→→→ Não coerente entre o indicador e o polegar 
MACIO →→→→ A massa do solo é fracamente coerente e frágil; quebra-se em material 
pulverizado ou grãos individuais sob pressão muito leve 
LIGEIRAMENTE DURO →→→→ Fracamente resistente à pressão; facilmente quebrável entre 
o polegar e o indicador 
DURO→→→→ Moderadamente resistente à pressão exercida pelas mãos, mas dificilmente 
quebrável entre o polegar e o indicador. 
MUITO DURO →→→→ Muito resistente à pressão das mãos, sendo quebrado com dificuldade. 
Não quebrável entre o polegar e o indicador. 
EXTREMAMENTE DURO →→→→ Não pode ser quebrado com as mãos. 
Solo úmido (umidade equivalente) 
Apresenta consistência friável, a qual é caracterizada pelo fato de uma amostra de terra 
úmida apresentar, ao ser comprimida, uma leve deformação e sinais de rachaduras, antes de se 
romper. Representa a melhor condição para trabalhar o solo, pois mesmo após ser trabalhada, a terra 
mantém sua integridade estrutural (também denominada na literatura de ponto de sazão). Os 
grânulos são macios e a forças de coesão e adesão são mínimas. A friabilidade do solo também é 
avaliada através da resistência à compressão, porém é feita com amostra úmida. As seguintes 
classes de friabilidade são apresentadas: 
SOLTA →→→→ Não coerente; 
 14 
MUITO FRIÁVEL →→→→ O material se esborroa com pressão muito leve, mas agrega-se por 
compressão posterior; 
FRIÁVEL →→→→ O material do solo esborroa-se sob pressão moderada entre o indicador e o 
polegar e agrega-se por compressão posterior 
FIRME →→→→ O material do solo esborroa-se sob pressão moderada entre o indicador e o 
polegar, mas apresenta resistência distintamente perceptível. 
MUITO FIRME →→→→ O material do solo somente esborroa-se sob forte pressão; dificilmente 
esmagável entre o indicador e o polegar. 
EXTREMAMENTE FIRME →→→→ O material do solo somente se esborroa sob pressão muito 
forte, não pode ser esmagado entre o indicador e o polegar e deve ser fragmentado pedaço por 
pedaço. 
Solo molhado 
Apresenta três formas de consistência: plástica, aderente ou pegajosa e a fluida. 
A plasticidade refere-se à propriedade na qual capacita uma amostra de solo a mudar sua 
forma sem quebra-la, quando esta é sujeita a uma força deformante. A extensão da deformação para 
um dado sistema é determinado pela distância que as partículas podem mover sem perder sua 
coesão. A plasticidade varia com o tamanho e a forma da partícula uma vez que esta é um 
fenomeno de superfície associado com filmes de água. Atterberg foi o primeiro a apontar que 
partículas na forma de laminas são as mais plasticas. Desta forma, pelo fato de o tamanho e a forma 
da partícula influenciar na plasticidade, pode-se dizer que esta é função da quantidade e do 
número de contatos por superfície disponível. Solos arenosos não são plásticos, pois, apesar de 
serem deformados, estes não se mantem com a última forma após a secagem das amostras. A 
plasticidade é avaliada através da resistência que pequenos cilindros da amostra molhada oferecem 
à manipulação com os dedos. A plasticidade é classificada, no campo, segundo as seguintes classes: 
NÃO PLÁSTICA →→→→ Forma-se um fio que é facilmente deformado 
LIGEIRAMENTE PLÁSTICA →→→→ Forma-se um fio, que é facilmente deformado 
PLÁSTICA →→→→ Forma-se um fio, sendo necessária muita pressão para deforma-lo 
MUITO PLÁSTICA →→→→ Forma-se um fio, sendo necessário muita pressão para deforma-lo. 
Limites de atterberg 
Atterberg estudou plasticidade do ponto de vista de variação de umidade sobre as quais esta 
se manifestava e sugeriu três valores que tem amplo uso pelos investigadores do solo, são eles: 
 15 
Limite superior de plasticidade (atualmente chamado de Limite de liquidez), Limite inferior de 
plasticidade ( também denominado Limite de plasticidade) e Número de plasticidade ou Índice 
de plasticidade. 
O LIMITE DE LIQUIDEZ (LL) refere-se ao conteúdo de umidade do solo no qual 
coincide com o mínimo de plasticidade e início da pegajosidade. Neste ponto, considerando-se as 
interações das forças de coesão e adesão na amostra, pode se dizer que o teor de água é superior ao 
da coesão máxima e atingiu-se a adesão máxima. Este aumento na espessura do filme das partículas 
decresce as forças de coesão e a massa do solo flui sob uma força aplicada. Neste estado de 
umidade, os filmes de água se associam e ocupam a maioria do espaço poroso do solo. O limite de 
liquidez depende do número de filmes que estão presentes na amostra. 
O LIMITE DE PLASTICIDADE(LP), teoricamente é o ponto onde ocorre também o 
mínimo de plasticidade, no entanto, este limite refere-se ao conteúdo de umidade no qual a 
consistência muda de friável para plástica. Neste ponto, dados experimentais demonstram que a 
força de coesão entre as partículas é máxima. O conteúdo de umidade para se atingir este limite 
depende do tipo da quantidade de argila. 
O NÚMERO DE PLASTICIDADE OU ÍNDICE DE PLASTICIDADE (NP) é uma 
faixa de tensão que representa uma medida indireta da tensão do filme, que é a força necessária para 
moldar o solo. Esta força necessária para moldar o solo, é inteiramente função do número de filmes 
e representa a quantidade de água que deve ser adicionada ao sistema solo para aumentar o valor de 
“d” (distância entre as partículas) na qual a espessura do filme permite o fluxo. O índice de 
plasticidade é util para a determinação da faixa de umidade na qual o solo pode ser trabalhado para 
o cultivo. O número de plasticidade é proporcional à relação: 
F1 -F2/F2 X F1, onde: 
F1 é a tensão no limite de liquidez e 
F2 é a tensão no limite de plasticidade. 
O índice de plasticidade também pode ser obtido, de forma mais simples, através da seguinte 
formula: (NP=LL-LP), onde LL e LP , são os valores da umidade da amostra ( neste caso é uma 
faixa de umidade) nos limites de liquidez e plasticidade, respectivamente. Neste método, o limite de 
liquidez é obtido através de uma amostra de solo de 30 gramas e molhada até a formação de uma 
pasta. A amostra é colocada no aparelho casa grande onde se adota os seguintes procedimentos: A 
amostra é distribuída até a formação de uma lâmina de 1 cm na concha do aparelho; cortar a 
amostra com bisel e provocar quedas da concha de uma altura de 1 cm em velocidade de 2 quedas 
por segundo. O número de quedas é anotado até que as bordas da amostra cortadas com o bisel se 
encontrem. Este procedimento é repetido no mínimo duas vezes. Os valores de umidade são 
 16 
plotados em um gráfico e estimado a umidade com um número equivalente de 25 quedas de concha. 
Este valor de umidade representa o Limite de liquidez. 
O limite de plasticidade é obtido através de amostras de 15 gramas e umidecida de forma a 
se montar um bastonete de 3 mm de diâmetro. Quando, ao manusear este bastonete, ocorrer 
rachaduras, determina-se o teor de umidade. O limite de plasticidade será o teor de umidade obtido. 
Este procedimento deve ser feito três vezes de forma a se ter um valor médio representativo. 
De posse do valor do índice de plasticidade faz-se a classificação da consistência do solo, 
comparando-se com a tabela. 
Índice de Plasticidade Consistência 
de 1-7 Fracamente plástico 
de 7-15 Medianamente plástico 
acima de 15 Altamente plástico 
 
A pegajosidade esta relacionada à atuação máxima das forças de adesão e conferem à 
amostra a capacidade de aderir a outros abjetos (madeiras, implementos e etc;). A pegajosidade será 
maior quanto maior for a quantidade de partículas finas do tamanho da fração argila. A avaliação é 
feita através da resistência que uma amostra molhada oferece à separação dos dedos após esta ter 
sido previamente trabalhada. São consideradas as seguintes classes de pegajosidade: 
NÃO PEGAJOSO → Após cessar a pressão, não se verifica, praticamente, nenhuma 
aderência da massa ao polegar e indicador 
LIGEIRAMENTE PEGAJOSO → Após cessar a pressão, o material adere a ambos os 
dedos, mas desprende-se de um deles perfeitamente. Não há apreciável esticamento ou alongamento 
quando os dedos são afastados 
PEGAJOSO → Após cessar a compressão, o material adere a ambos os dedos e, quando 
estes são afastados, tende a alongar-se um pouco e romper-se, ao invés de desprender-se de 
qualquer um dos dedos 
MUITO PEGAJOSO → Após a compressão, o material adere fortemente a ambos os dedos 
e alonga-se perceptivelmente quando eles são afastados 
A fluidez é alcançada quando a amostra é umidecida a ponto de a quantidade de líquido ser 
maior que a de solo. Nesta situação a amostra de solo caracteriza-se por tomar a forma do recipiente 
que a contém, podendo ser vertida como um líquido denso. 
1.2.3 - FATORES QUE AFETAM A CONSISTÊNCIA DO SOLO 
 17 
Observações de campo e investigações experimentais tem apontado que a consistência varia 
com: 
Textura 
Matéria Orgânica 
Natureza dos minerais e Qualidade do Material Coloidal 
Natureza dos cátions trocáveis 
Estrutura do Solo 
Conteúdo de Umidade 
Textura 
Como já mencionado anteriormente, o estudo da consistência do solo esta relacionado aos 
fenômenos de superfície das partículas. Os principais aspectos que conferem às partículas atividade 
são: tamanho e tipo. A textura do solo refere-se ao diâmetro das partículas, logo esta propriedade 
morfológica do solo tem efeito direto na consistência do solo. Quanto menor for a partícula do solo, 
maior será o número de contatos e de cargas na superfície, gerando maior interação entre as 
partículas e maior tensão superficial, proporcionando maior coesão. Solos arenosos, desta forma, 
apresentam baixa coesão e adesão enquanto que solos argilosos apresentam alta coesão e adesão. O 
significado deste comportamento em relação à consistência do solo pode ser observado através das 
formas de consistência que amostras de solo com diferentes texturas apresentam. Um solo com 
predomínio de partículas da fração areia (menos de 15% de argila) tenderá a apresentar os seguintes 
tipos de consistência segundo sua umidade: SOLTO OU MACIO (seco), SOLTO OU MUITO 
FRIÁVEL (úmido) e NÃO PLÁSTICO E NÃO PEGAJOSO (molhado). Por outro lado, solos 
com predomínio de partículas da fração argila apresentam os seguintes tipos de consistência: 
MUITO DURO/EXTREMAMENTE DURO (seco), FIRME/MUITO FIRME (úmido) e 
PLÁSTICO/MUITO PLÁSTICO e MUITO PEGAJOSO/PEGAJOSO (molhado). As 
diferentes combinações intermediárias de areia, silte e argila, associados à presença de matéria 
orgânica, irá resultar em diferentes classes intermediárias de consistência seco, úmido e molhado. 
Com relação aos limites de Atterberg, resultados experimentais demonstram que o aumento 
de argila, aumenta tanto os limites de plasticidade como de liquidez e consequentemente o índice de 
plasticidade. Este comportamento é explicado pelo fato de que com o aumento da fração argila, 
aumenta-se a superfície de contato que os filmes de água devem cobrir tanto para atingir o limite de 
plasticidade como de liquidez. 
inserir experiência no livro do baver 
 18 
Matéria Orgânica 
A matéria orgânica, da mesma forma que os minerais de argila, apresenta grande quantidade 
de superfícies e de cargas onde os fenômenos de superfície podem se expressar. No entanto, 
resultados experimentais demonstram que o comportamento da consistência do solo, com o 
aumento do teor de matéria orgânica, não é análogo ao do aumento do teor de argila. Apesar de em 
ambos os materiais (argila e matéria orgânica) ocorrerem forças de coesão e adesão, a forma do 
material coloidal também é muito importante, como já foi observado por Atterberg. Quando 
comparadas as superfícies de argilas (principalmente silicatadas) e de matéria orgânica, observa-se 
que as superfícies das argilas são mais orientadas de forma laninar e isto aumenta a interação entre 
as partículas. Este aumento de interação implica em maior coesão e adesão e consequentemente 
maior plasticidade e pegajosidade, respectivamente. Por outro lado, a matéria orgânica apresenta 
disposição das superfícies totalmente desorientada, diminuindo bastante a interação entre as 
partículas. Com isso as forças de coesão e adesão apresentam menor intensidade, o que implica 
também em menor plasticidade e pegajosidade relativa. 
Com relação aos limites de Atterberg, observa-se que o aumento do conteúdo de matéria 
orgânica implica em um aumento do teor de umidade necessário para que se alcance o limite de 
plasticidade e deliquidez. No entanto, o índice de plasticidade não é alterado no que se refere à sua 
dimensão. A explicação para este comportamento é baseado na teoria do filme de plasticidade. A 
matéria orgânica tem uma alta capacidade de absorver água. A hidrataçào da matéria orgânica deve 
ser totalmente completada antes que água suficiente esteja disponível para a formação de filmes em 
torno das partículas minerais. Consequentemente, o limite de plasticidade ocorre em conteúdo de 
umidade relativamente maior. Uma vez que os filmes estejam formados, no entanto, praticamente 
toda a umidade adicionada somente aumentará o filme até que o fluxo seja produzido. A presença 
da matéria orgânica tem pouco efeito sobre o teor de umidade na qual se inicia o fluxo, e desta 
forma, não influencia o número de plasticidade no que se refere à sua dimensão. 
Este comportamento da matéria orgânica torna possível o preparo do solo em condições de 
maior umidade, pois ao aumentar a faixa úmida do limite de plasticidade, aumenta-se também a 
faixa de friabilidade que se refere à melhor condição para se trabalhar o solo. 
Natureza dos Minerais e Qualidade do Material Coloidal 
Os resultados de pesquisa nesta área tem demonstrado que aqueles minerais que apresentam 
estrutura na forma de camadas exibem plasticidade quando molhados. Quartzo e feldspato, os quais 
os cristais são feitos de tetraedros ligados não são plásticos. Por outro lado, caulinita, talco, 
 19 
muscovita, biotita e outros que apresentam estrutura em forma de cristais construídos em forma de 
laminas, são plásticos. Estas diferenças são atribuídas à maior superfície e maior contato, no caso 
das partículas na forma de lâminas. Embora estes minerais (exceção caulinita) existam em pequenas 
quantidades no solo, de forma a determinarem de forma efetiva a consistência, estes ajudam a 
explicar a plasticidade das argilas. Em alguns casos a presença de mica e silte, pode aumentar a 
plasticidade de uma amostra de solo a valores acima do esperado para àquela quantidade de argila. 
Com relação às argilas sabe-se que o índice de plasticidade decresce na seguinte ordem: atapulgita, 
montmorilonita, haloisita, ilita e caulinita. Este comportamento é explicado pelas diferenças de 
superfície de contado entre as argilas. O aumento da superfície de contato, aumenta a quantidade de 
água necessária para se atingir os limites de plasticidade e de liquidez. 
Natureza dos Cations Trocáveis e Estrutura do Solo 
A presença de diferentes cátions adsorvidos nas partículas de argila influencia os limites de 
Atterberg. Estas alterações são devidas a diferenças na hidratação das argilas, quando apresentam 
esses íons adsorvidos, e às diferenças no grau de agregação do solo. Destas forma os íons K+ Na+ 
produzem efeitos similares. O íon K+ abaixa os limites de plasticidade e de liquidez, e por 
conseqüência, o número ou índice de plasticidade. O íon Na+ , diminui os índices de plasticidade e 
de liquidez, porém aumenta o índice de plasticidade. Ambos os íons são agentes desfloculantes do 
solo. Com a desfloculação ocorre a diminuição dos poros e a amostra se hidrata mais rapidamente, o 
que causa a diminuição dos limites de plasticidade e liquidez. No entanto, os íons Na+, por 
necessitarem maior quantidade de água para se hidratarem, fazem com que o índice de plasticidade 
aumente. 
 O íon H+ tende a aumentar a plasticidade daqueles solos os quais estão originalmente 
insaturados. O íon Mg++ e Ca++ aumentam o limite de plasticidade e diminuem o limite de liquidez e 
o índice de plasticidade. O caráter floculante dos ions Mg++ e Ca++ faz com que solos com 
concentração relativamente maior desses íons apresentem forte agregação, e com isso uma certa 
quantidade de água a mais é necessária para completar os poros dos agregados, antes que se alcance 
o limite de plasticidade. 
Conteúdo de Umidade 
Como já citado anteriormente, o conteúdo de umidade exerce tanta importância na 
consistência do solo que a própria definição do que vem a ser consistência esta amarrado ao estado 
de umidade. A dimensão do efeito da umidade sobre a consistência do solo é tão importante que a 
 20 
própria avaliação da consistência é dividida em três classes de umidade, são elas: Seca (umidade 
em equilíbrio com o ar), úmida ( umidade equivalente) e molhada (acima da umidade 
equivalente). Dentro destas três divisões apresentam-se cinco categorias de consistência em ordem 
crescente de umidade, são elas: tenaz, friável, plástica, pegajosa e fluida. 
A variação dos estados de umidade gera tantas alterações no comportamento da consistência 
do solo devido à grande alteração que esta causa nas forças de coesão e adesão. Desta forma, 
considerando-se uma seqüência de umedecimento, partindo-se do solo seco a 110 °C (consistência 
tenaz), a ligação entre as partículas se dá através das forças de coesão e sem a presença de filmes de 
água. Nesta situação a coesão se dá através da interação sólido vs sólidos, sendo considerada 
máxima. Com a adição de água as forças de coesão sólidos vs sólidos diminuem e a amostra se 
aproxima da consistência denominada friável. Neste tipo de consistência as forças de coesão são 
bastante diminuídas atingindo um mínimo, no máximo de friabilidade. Este comportamento surge 
uma vez que a quantidade de água adsorvida no solo não permite coesão máxima de sólidos vs 
sólidos nem de líquido vs líquido. O estado de umidade em que este comportamento se dá é a 
umidade equivalente. Ao se adicionar mais água a friabilidade diminui e começa a surgir 
características de plasticidade. Quando a plasticidade é máxima, atinge-se o máximo de coesão 
novamente, no entanto, a interação se dá através de líquidos que formam um filme ao redor das 
partículas. Este ponto máximo de coesão é atingido quando a umidade do solo se encontra na 
capacidade de campo. O seguinte aumento da umidade fará com que os filmes de argila se tornem 
mais espessos. O aumento da espessura dos filmes de argila implica que a água é atraída de forma 
menos rígida pelas partículas do solo e esse afrouxamento permite o aumento das forças de adesão. 
Ou seja, outras superfícies passam a atrair as moléculas de água de forma mais intensa do que as 
partículas de solo. Quando se atinge este ponto, diz-se que o solo esta pegajoso. A adesão, da 
mesma forma que a coesão, apresentará valores máximos e mínimos. Um novo aumento de 
umidade tornará a amostra fluida (adesão mínima) e essa tomará a forma do recipiente 
condicionante. 
Como pode ser observado a umidade altera as características das forças de coesão e adesão. 
Durante o processo de umidecimento atingiu-se dois pontos de coesão máxima (consistência tenaz e 
plástica) e um ponto de máxima adesão (consistência pegajosa). Pode-se ainda observar que as 
consistência tenaz e fluída apresentam um ponto de máximo e um ponto de mínimo enquanto que 
friabilidade plasticidade e pegajosidade apresentam dois pontos de mínimo e um ponto de máximo. 
1.2.4 - IMPORTÂNCIA E RELAÇÃO COM O SOLO E AS PLANTAS 
 21 
O fator mais importante do conhecimento da consistência do solo em termos agrícolas é a 
interpretação que se pode obter com relação à melhor época de mobilização do solo. Dos 
parâmetros apresentados, em termos práticos o limite de plasticidade é o mais importante, pois 
quanto maior for este limite, o solo se manterá friável por um tempo maior. A consitência friável 
representa a melhor condicão para se trabalhar o solo, pois a coesão entre as partículas é mínima e 
os agregados do solo conseguem manter com maior facilidade sua integridade quando revolvidos 
por implementos agrícolas. O principal problema agrícola associado ao preparo do solo fora do 
estado friável ou ponto de sazão é que, tanto no estado tenaz como plástico e pegajoso, a densidade 
do solo é afetada de forma negativa, ou seja, ocorre um processo de compactação do solo. 
1.3- Estrutura do solo 
O entendimento da estrutura do solo talvez seja o ponto mais importante da física do solo, 
uma vez que esta propriedade morfológica representa e determina uma série de características do 
solo tais como: densidade do solo, porosidade e distribuição de poros, trocas gasosas, fluxo de água 
e nutrientes e etc. Por estar relacionada a tantas outras propriedades, o estudo da estrutura do solo 
não é simples sendo que esta tem mais de uma definição na literatura. 
1.3.1 - DEFINIÇÃO: 
Baver- A estrutura do solo pode ser definida como o arranjamento de partículas do solo. 
Nikiforoff- É definida como sendo o arranjo das partículas primárias do solo em agregados, 
nos quais as forças que ligam tais partículas entre sí são mais intensas do que entre os agregados 
adjacentes. 
Soil Survey Manual- 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. 
Brewer e Sleeman- Refer-se à constituição física do material do solo, expresso pelo 
tamanho, forma e arranjamento das partículas e vazios associados. 
É importante, dentro do contexto desta definição caracterizar o que vem a ser partícula do 
solo. Partícula do solo não se refere unicamente às unidades simples como areia, silte e argila, mas 
também às partículas secundárias formadas a partir da agregação de partículas unitárias. A palavra 
partícula, desta forma, refere-se a qualquer unidade que é parte do solo, seja ela primária ou 
secundária. O termo AGREGADO ou PED refere-se à partícula secundária formada a partir da 
 22 
agregação de partículas primárias do solo e que não apresentam superfície de fraqueza quando 
submetidos a uma determinada pressão, isto é, o agregado se quebra sem uma determinada forma e 
tamanho, produzindo fragmentos de conformações não específicas. Desta forma, o agregado ou ped 
representa a unidade estrutural de solos que apresentam agregação. 
Deve se ressaltar que todo solo apresenta estrutura, uma vez que por definição a estrutura 
representa o arranjamento das partículas sejam elas primárias ou secundárias. Desta forma a 
afirmação que se pode fazer é que todo solo apresenta estrutura e estes se dividem entre os que 
possuem agregados (PÉDICA) e o que não possuem agregados (APÉDICA). 
Os solos muito arenosos como os Neossolos Quartzarênicos e os Espodossolos com 
camadas endurecidas (Ortstein) apresentam estruturas do tipo grão simples e maciça, 
respectivamente, não apresentando PEDs ou agregados. Os agregados são considerados estádios 
intermediários entre os extremos, das estruturas grãos simples e maciça. No tipo de estrutura grão 
simples a coesão entre as partículas é nula enquanto que na estrutura maciça a coesão é uniforme 
entre as partículas. 
1.3.2 - GÊNESE DA ESTRUTURA 
A gênese da estrutura refere-se ao estudo de como as partículas do solo se arranjaram. Como 
já discutido acima, a estrutura do solo se apresenta de três formas, são elas: Maciça, Grãos simples 
e em forma de Agregados ou PEDs. Supõe-se que a estrutura do solo se desenvolva de duas 
maneiras, o que lhe conferiria, portanto, duas formas de estruturas distintas: 
A partir do quebramento gradual do material maciço por processos de expansão e contração, 
devido à ciclos de umidecimento e secagem; 
A partir da aproximação e cimentação de partículas unitárias. 
Quando ocorre o quebramento gradual do material maciço devido a ciclos de umedecimento 
e secagem, originam-se partículas unitárias. Supondo-se que o produto do quebramento do bloco 
maciço seja a formação de partículas unitárias, e estas não se aproximem e nem sejam cimentadas, a 
unidade estrutural será o grão simples. 
Quando se considera as estruturas do tipo Grãos Simples e Maciça, o entendimento da 
gênese é relativamente mais simples. Na formação da estrutura Grãos Simples o arranjamento 
resume-se à simples deposição das partículas primárias. Na formação da estrutura Maciça a 
presença de colóides propicia a formação de uma camada endurecida sem superfícies de fraqueza 
definida. 
 23 
Quando o solo apresenta agregação a gênese refere-se ao estudo da formação do agregado. 
Para que haja formação de agregados, a partir de partículas unitárias, são necessária duas condições, 
são elas: 
Uma força mecânica que aproxime as partículas do solo. 
Um agente cimentante para consolidar a aproximação entre as partículas 
As forças mecânicas do solo responsáveis pela a proximação das partículas são: o 
crescimento radicular, a fauna do solo, a expansão e contração do solo provocados pelos ciclos de 
umedecimento e secagem e a floculação. 
Os agentes cimentantes do solo e que consolidam a aproximação das partículas são os 
colóides minerais e orgânicos. 
O processo de agregação mais apresentado na literatura é o que considera a floculação a 
principal força aproximadora de partículas, apesar de ocorrer formação de agregados estáveis em 
que a aproximação das partículas se da através de outras formas. A floculação é o processo de 
reação em que tomam parte as cargas elétricas das partículas. As partículas coloidais apresentam 
cargas em sua superfície, gerando o que se considera a dupla camada elétrica. A dupla camada 
elétrica recebe esta denominação devido à presença, na superfície dos colóides, de uma região com 
cargas positivas ou negativas e uma outra difusa, na solução do solo, com cargas contrárias às da 
superfície. A camada difusa se estende pela solução do solo e a concentração vai diminuindo até se 
igualar com a concentração da solução. A carga resultante da camada difusa é igual, em grandeza, 
porém de sinal contrário às cargas da partícula. Por serem de natureza oposta, há uma diferença de 
potencial entre a camada de cargas da superfície e a camada difusa ou camada móvel. Essa 
diferença de potencial é chamada potencial elétrocinético ou potencial zeta. A dimensão da 
diferença de potencial entre as cargas da superfície e as da camada difusa ou potencial zeta, irá 
definir o grau de repulsão entre as partículas do solo. Quanto maior for o potencial zeta, maior será 
a repulsão. Logo, para que haja floculação é necessário a diminuição do potencial zeta. Quando íons 
de carga contrária à da superfície dos colóides são adsorvidos, o potencial zeta diminui e as 
partículas se aproximam e permitem a formação do flóculo. 
Após a floculação, para que seja formado agregados estáveis é necessário que as partículas 
floculadas se mantenham ligadas firmemente (esta condição se aplica para qualquer forma de 
agregação de partículas). Para manter as partículas juntas sem que se dispersem novamente é 
necessária a presença de um agente cimentante. O material coloidal do solo é o responsável pela 
cimentação das partículas floculadas e reconhece-se três tipos de agentes cimentantes no solo, são 
eles: argilas silicatadas, óxidos de ferro e alumínio e a matéria orgânica. Solos que apresentam 
somente areia e/ou silte não formam agregados estáveis. 
 24 
Obs: Solos com alta atividade de argilas como os Vertissolos, devido a grandes movimentos 
da massa do solo, não permitem a formação de agregados. As forças de expansão e contração são 
maiores do que as forças cimentantes. 
A partir do exposto acima, algumas considerações importantes podem ser estabelecidas a 
respeito da formação de agregados no solo: 
para que haja a formação de agregados estáveis é necessário, no mínimo, a presença de 
agentes cimentantes; 
é possível a formação de agregados estáveis sem que haja necessariamente floculação, uma 
vez que, partículas primárias de areia e silte podem se aproximar através de outras formas 
mecânicas e formar uma partícula secundária. Para isso é necessário apenas que haja algum colóide 
que as mantenham unidas; 
a floculação pode levar a um processo de agregação masnão implica na formação de 
agregados estáveis, pois para isso é necessário que as partículas floculadas se mantenham através de 
um agente cimentante. O mesmo se aplica para outras forças mecânicas de aproximação de 
partículas. 
1.3.3 - FATORES QUE AFETAM A FORMAÇÃO E ESTABILIDADE DOS 
AGREGADOS 
Textura 
A percentagem de agregados em um dado peso de solo é afetado consideravelmente pela 
textura do mesmo. Solos de textura mais grosseira, por apresentarem menores quantidades de silte e 
argila não formam tantos agregados como os de textura fina. Um exemplo desta característica é a 
pouca formação de agregados em solos de deserto. 
A necessidade da presença de colóides minerais como argilas silicatadas e óxidos e 
hidróxidos de ferro e alumínio é explicada pois estes estão diretamente envolvidos nos processos de 
floculação e cimentação das partículas aproximadas. Esta condição se relaciona diretamente com 
um outro fator que afeta a formação de agregados, o Clima. 
Clima 
Sob condições de pouca umidade o intemperismo não ocorre de forma intensa, 
consequentemente uma pequena quantidade de minerais de argila é formada. Esta pequena 
quantidade, mesmo que forme algumas partículas secundárias, ainda não é suficiente para formar 
um bom nível de agregação. Por outro lado, com o aumento da umidade, o processo de 
 25 
intemperismo se intensifica e determina maior formação de minerais de argila. Outro aspecto 
positivo no aumento da umidade sobre a agregação, é que na passagem de um ambiente seco a mais 
úmido ocorre um maior desenvolvimento vegetativo na superfície do solo, o que gera um nível 
maior de matéria orgânica no solo. Esta maior concentração de matéria orgânica induz a maior 
agregação das camadas superficiais. 
Outro fator que exerce significativa influencia é a temperatura.. Mantendo-se constante a 
umidade, ao se avaliar solos que apresentam pouca quantidade de argila e silte, a agregação é 
função principalmente do conteúdo de matéria orgânica. A quantidade de agregado é diminuída 
com o aumento da temperatura, uma vez que isso implica em aumento da taxa de decomposição da 
matéria orgânica no solo. 
Matéria orgânica 
A matéria orgânica tem comprovadamente um efeito agregante no solo, tanto que em alguns 
estudos de grânulometria a separação das partículas se faz através de oxidação ou solubilização dos 
compostos orgânicos. Os resultados de pesquisa sugerem que a matéria orgânica tem efeito 
agregante maior do que a argila e produzem agregados de diâmetros maiores. Outro aspecto 
observado é que a matéria orgânica tem seu papel agregante mais importante em solos que 
apresentam teores de argila menores que 25%. O mecanismo pelo qual a matéria orgânica 
desempenha papel positivo na agregação do solo não esta esclarecido detalhadamente, no entanto, 
acredita-se que moléculas orgânicas formam ligações complexas ou adsorção orientada com 
partículas de argila, o que é estabilizada pela subseqüente desidratação. As moléculas orgânicas 
envolvidas na agregação são as substâncias húmicas e os polissacarídeos. As moléculas orgânicas 
aumentam as ligações entre as partículas e/ou decrescem a molhabilidade da superfície dos 
agregados, o que lhes confere maior estabilidade. 
Quantidade e tipo de argila 
Os minerais da fração argila, como já discutido anteriormente, são fundamentais na 
formação de agregados estáveis e resultados de pesquisa mostram que seus efeitos são maiores nos 
solos em que seus conteúdos estão acima de 35%. Comparado com o efeito da matéria orgânica, os 
minerais de argila tendem a formar agregados com diâmetros menores. 
Experiências em química do solo tem demonstrado que óxidos e hidróxidos de ferro e 
alumínio demonstram caráter de irreversibilidade quando após o umedecimento estes são 
desidratados. Existem evidencias que demonstram que este caráter de irreversibilidade dos óxidos e 
 26 
hidróxidos de ferro e alumínio é um importante fator na formação de agregados estáveis de certos 
solos (ex: Latossolos). Sugere-se que o ferro e o alumínio apresentem função dupla na agregação. 
Uma parte destes na solução podem agir como um agente floculante e a outra parte, a qual 
apresenta-se na forma de gel, pode exercer um papel cimentante. 
Estudos realizados com minerais de argila do tipo Montmorilonita e Caulinita tem elucidado 
algumas questões sobre a formação de agregados. Montmorilonita tende a formar agregados nos 
quais os eixos verticais e horizontais tendem a ser iguais. A explicação deste comportamento é 
baseado no fato desta constituir-se de cristais muito pequenos e um tanto amorfos. Sua maior 
superfície, maior hidratação, maior carga e expansão tendem a formar unidades estruturais com 
eixos iguais em todas as direções. Caulinita por outro lado, produz estruturas laminares, sendo que 
as partículas com saturação por íons hidrogênio tendem a formar agregados mais laminares do que 
as saturadas por cálcio. O efeito laminar das partículas de caulinita é explicado pelo fato destas 
apresentarem forma laminar grande e bem desenvolvida. A grande movimentação que ocorre 
durante ciclos de umedecimento e secagem é considerado como sendo o produtor de agregados na 
forma laminar. Foi demonstrado que a formação de agregados laminares pode ser diminuída ou 
eliminada pela a adição de pequenas quantidades de montmorilonita, matéria orgânica, cálcio e 
óxidos e hidróxidos de ferro e alumínio. 
Cátions 
O efeito que os cátions presentes na solução do solo exercem sobre a estrutura do solo estão 
relacionados ao raio iônico hidratado que estes apresentam. Quanto maior for o raio iônico 
hidratado do cátion, menor efeito floculante este exercerá sobre as partículas coloidais. Desta forma, 
a seguinte seqüência decrescente de capacidade floculante é apresentada, segundo resultados 
experimentais: 
Al+3 > Ca+2 > Mg+2 > K+1 > Na+1 ou, 
H+1 > Ca+2 > Mg+2 > K+1 > Na+1 
Existe dúvida em relação a diferença de capacidade floculante dos íons Al+3 e H+1. 
Uso e manejo do solo 
É comum a constatação de que ao se mobilizar o solo de áreas virgens ocorre um processo 
degradação da fertilidade e agregação do solo e que dependendo do manejo que se dá as áreas este 
processo pode se intensificar. 
 27 
De modo geral o processo de degradação se intensifica na seguinte ordem de uso do solo: 
floresta plantada, pastagem, culturas anuais e culturas temporárias. 
O uso que se dá ao solo determina as práticas de manejo. A atuação conjunta dos efeitos de 
decréscimo da produção de matéria orgânica, aumento da decomposição da matéria orgânica, 
aumento da lixiviação, impacto de gotas de chuva e irrigação em solos descobertos, e a 
manipulação mecânica incorreta de implementos de revolvimento do solo determinam a 
deterioração da estrutura do solo. Com relação ao revolvimento do solo esta prática pode ser tanto 
benéfica como maléfica, dependendo do conteúdo de umidade. Como é discutido nos estudos de 
consistência do solo, não se deve revolver o solo quando este se encontra muito seco ou com 
umidade maior que a da faixa de friabilidade. A mobilização do solo nestas situações implica em 
formação de torrões, os quais dificultam o desenvolvimento das plantas cultivadas. No entanto, em 
situações que a umidade seja referente à da faixa de friabilidade, a mobilização do solo com 
implementos, além de não degradar a estrutura, pode melhorar a porosidade. 
Ciclos de umidecimento e secagem 
O processo de umedecimento e secagem dos colóides do solo causa a contração da massa do 
solo e uma cimentação das partículas de argila. Como o processo de umedecimento e secagem não 
se processa de forma homogênea, ocorre um stresse desigual sobre a massa do solo o que resulta na 
formação de agregados. 
A secagem do material implica na entrada de ar nos poros do solo, causando a contração da 
massa do solo e a conseqüente cimentação da argila.O umedecimento com rápida entrada de água nos poros do solo é responsável pelo 
inchamento desigual do solo bem como a compressão do ar. Estes dois fenômenos causam o 
quebramento da massa do solo em partículas pequenas, ao longo de numerosos planos de clivagem. 
Ciclos de congelamento e descongelamento 
Os ciclos de congelamento e descongelamento não adquirem importância em países de clima 
tropical como o Brasil, no entanto em regiões de clima temperado, este processo tem grande 
importância. Os ciclos de congelamento e descongelamento causam a granulação dos torrões do 
solo, o que ser mais efetivo do que os ciclos de umedecimento e secagem. No entanto, o 
congelamento e descongelamento nem sempre resultam em alta agregação e o estado de umidade no 
qual o processo ocorre, parece ser essencial para o efeito máximo de congelamento. Se no 
congelamento o solo estiver muito seco haverá pouca desintegração da massa do solo e se estiver 
 28 
muito úmido, com chuva no descongelamento pode ocorrer dispersão em qualquer material 
agregado. 
A presença de matéria orgânica também exerce influência neste processo, sendo que os 
melhores efeitos de ciclos de congelamento e descongelamento ocorrem no início da primavera e 
em solos com apreciáveis conteúdos de matéria orgânica. A matéria orgânica tem a função de 
estabilizar os agregados do solo. 
Outro aspecto importante dos ciclos de congelamento e descongelamentos é a freqüência na 
qual este processo ocorre. Com alta freqüência, ocorre a perda da estabilidade de agregados. 
Atividade biológica do solo 
Dentre os efeitos da atividade biológica sobre os agregados do solo, o sistema radicular e a 
fauna do solo são os principais fatores considerados. 
A presença de um sistema radicular bem desenvolvido esta sempre associado a um bom 
estado de agregação do solo e dois aspectos são relacionados às raízes no processo de agregação do 
solo, são eles: 
efeito mecânico de aproximação das partículas do solo; 
liberação de substâncias orgânicas que estabilizam a associação das partículas e ativam a 
fauna do solo. 
Com relação ao efeito mecânico, considera-se que durante o desenvolvimento do sistema 
radicular ocorra a formação de canais através da massa do solo, os quais comprimem as partículas 
adjacentes. Nos sítios de desenvolvimento radicular ocorre uma diminuição do conteúdo de água, 
causando a intensificação da cimentação das partículas. 
O outro aspecto importante da presença de raízes é a liberação de compostos orgânicos 
durante o crescimento e decomposição. Os produtos gerados, em diferentes estágios de degradação, 
influenciam diretamente a agregação (através de colóides orgânicos e polissacarídeos) e 
indiretamente com a ativação da fauna na rizosfera. 
A atividade da fauna do solo vem sendo estudada de forma intensa no que se refere a 
agregação do solo. Do ponto de vista funcional é conveniente distinguir a fauna do solo de acordo 
com sua classe de tamanho, são elas: Microfauna (< 100 µm), Mesofauna (de 100 µm a 2 mm) e 
Macrofauna (> 2 mm). 
Dentro da Microfauna os microorganismos que exercem maior influencia na agregação são 
os fungos, tanto através de força mecânica ligante de seu micélio sobre as partículas, como através 
de compostos orgânicos sintetizados. Os animais da Mesofauna (destacadamente os 
microartropodos) têm pouca influência sobre os agregados do solo quando considerado 
 29 
unitariamente, no entanto, seus efeitos são consideráveis quando considerados em conjunto. A 
Macrofauna é, dentre as divisões, a mais estudada com relação ao efeito agregante no solo. Os 
principais componentes dessa divisão são as minhocas, os cupins e as formigas. Nos climas 
tropicais os cupins são considerados os organismos mais importantes, no entanto, com relação à 
agregação do solo as minhocas apresentam papel mais importante e estudado. 
As atividades da fauna do solo que afetam significativamente a estrutura do solo resultam 
de: 
escavação e construção de canais quando na procura por alimento, ou para a construção de 
espaços ou câmaras de reserva dentro do solo ou acima da superfície do solo; 
transporte ativo de material do solo escavado ou ingerido e sua deposição na superfície do 
solo ou em espaços dentro do solo, ou construção de ninhos. 
ingestão de material do solo, sempre preferencialmente selecionando restos de plantas e 
tecidos de animais; 
uso de excreta, mucos ou secreções salivares para cobrir buracos ou galerias ou como 
adesivos para fazer material de construções; 
coleta de restos vegetais, excreções animais da superfície, usualmente para alimentação, e 
sua incorporação no solo com ou sem digestão prévia. 
1.3.4 - DISTRIBUIÇÃO DO TAMANHO DOS AGREGADOS E FORMA DE 
AVALIAÇÃO 
Em termos de tamanho a estrutura do solo pode ser dividida em macroestrutura e 
microestrutura. 
A macroestrutura refere-se àquela que pode ser vista ou avaliada a olho nu. Alguns 
pesquisadores consideram macroestruturas os agregados maiores que 1 mm enquanto existem 
outros limites que consideram macroestrutura os agregados maiores que 250 µm. Ao se observar o 
arranjamento do solo em uma camada ou horizonte do solo, o que se vê é a macroestrutura. A 
microestrutura é dependente do arranjamento das partículas que não são distinguidas a olho nu, as 
quais são de diâmetro menor que 1 mm ou 250 µm (microestrutura). Logo a microestrutura 
influencia de forma marcante a macroestrutura. 
Dos mecanismos acima citados referentes à gênese da estrutura do solo, a que considera a 
formação do agregado é a mais estudada, devido a complexidade dos fenômenos envolvidos. 
1.3.5 - DETERMINAÇÃO DA ESTRUTURA 
 30 
Ao se avaliar a estrutura do solo pode-se considerar duas grandes divisões. Quando o solo 
apresenta estrutura do tipo grãos simples e maciça a caracterização de campo apenas faz referência 
a este tipo, ou seja: estrutura do tipo grãos simples ou estrutura do tipo maciça. No entanto, quando 
o solo apresenta agregação são avaliados três aspectos: tipo, tamanho e grau de desenvolvimento. 
Tipo 
A forma dominante dos peds ou agregados num horizonte determina o seu tipo estrutural 
Nos trabalhos de determinação do tipo de agregados do solo, os seguintes tipos são 
considerados: em forma esferoidal, placas, prismas e blocos. 
Com forma esferoidal são encontradas os seguintes agregados: 
GRANULAR→→→→ Neste tipo os diversos eixos têm praticamente as mesmas dimensões. São 
estruturas típicas de horizontes superficiais ricos em matéria orgânica e de horizontes B latossólico 
ricos em óxidos de ferro e alumínio (microgranular) e podem ser encontradas em horizontes E e C. 
Este tipo de estruturação não apresenta faces laterais de contato, e por isso, possibilita uma grande 
porosidade e um arranjamento de poros de dimensões grandes (macroporos). 
GRUMOSA→→→→ A estrutura grumosa tem as mesmas características da granular, porém esta 
apresenta-se mais porosa do que a anterior (microporos). É típica de regiões frias com alterações de 
congelamento e descongelamento. No Brasil sua ocorrência é limitada e vem sendo vulgarmente 
denominada de encaroçamento. É de ocorrência restrita de horizontes superficiais. 
A estrutura em blocos apresenta dois subtipos, são eles: angulares e sub angulares. 
BLOCOS ANGULARES→→→→ Este tipo de agregado, da mesma forma que os esferoidais, 
apresenta seus diversos eixos aproximadamente iguais. O fator diferenciador destes agregados são 
as faces planas e angulos vivos na maioria dos vértices. Agregados típicos de horizontes B, 
ocorrentes em horizontes C e raras em horizontes A e E. 
BLOCOS SUBANGULARES→→→→ Similares aos blocos angulares, porém apresentam 
mistura de faces arredondadas e planas com muitos vértices arredondados. Agregados típicos de 
horizontes B, com ocorrência em C. 
Os agregados na forma de prismas apresentam os seguintes subtipos: 
PRISMÁTICA→→→→ Estes agregados apresentam o eixo vertical maior que os demais e as 
extremidades superiores aproximadamente planas. São de ocorrência típica em horizontes B 
podendo ocorrer em C. Os agregados deste tipo são comuns em solos com argilas de alta atividade e 
também de regiões áridas e semi-áridas. 
 31 
COLUNAR→→→→ O tipo colunar é similar a prismática, no entanto, as extremidades superiores 
apresentam-se arredondadas devido à presença de íons Na+ . Os solos quando umedecidos, somente 
a parte superficial dos agregados se hidrata e junto aos íons sódio, por terem raio hidratado grande, 
desfloculam a superfície do agregado. Por esta característica, a estrutura colunar é diagnóstico de 
horizonte B nátrico. 
Agregados na forma de lâminas 
LAMINAR→ Os agregados laminares apresentam eixo horizontal maior que os demais. Os 
agregados são dispostos em finas lâminas horizontais e ocorrem na superfície de solos virgens (A e 
E) e em horizontes C. Estes tipos de agregados ocorrem em regiões secas e frias, onde há 
congelamento, podendo também ser provocada por compactação. Não ocorrem no Brasil. 
Grau 
Outro aspecto avaliado em relação a estrutura do solo é o grau de desenvolvimento. O grau 
de desenvolvimento é avaliado em função da: resistência dos agregados, sua distinção na face 
exposta do horizonte na trincheira e pela proporção entre materiais agregados e não agregados. Na 
descrição de campo são apresentados três graus de desenvolvimento, são eles: 
FRACA→→→→ Não observável em exposições de solo, pouco resistentes a pressão e quando 
avaliada na mão apresentam poucos agregados inteiros e grande proporção de partículas unitárias. 
MODERADA→→→→ Apresenta agregados bem formados, moderadamente resistentes à pressão, 
com os torrões, que após a partição, apresentam pouco material não agregado. 
FORTE→→→→ Agregados bem formados, resistentes e observáveis no perfil, separando-se uns 
dos outros pela remoção da terra. Praticamente todo o torrão se desfaz em em agregados. 
Tamanho 
O terceiro aspecto avaliado em relação ao agregado é o tamanho e se reconhece as seguintes 
classes de tamanho: 
MUITO PEQUENA; 
PEQUENA; 
MÉDIA; 
GRANDE; 
MUITO GRANDE. 
De acordo com o tipo de estrutura ocorrerão variações no intervalo de diâmetros, assim o 
diâmetro considerado muito pequeno para estrutura granular é menor do que para a prismática. 
 32 
Determinação em laboratório 
Outras formas de avaliação da estrutura se fazem em laboratório, dentre as formas de se 
estudar, destaca-se a avaliação da distribuição do tamanho e a estabilidade de agregados. Ambos os 
métodos se fundamentam em recriar em laboratório o que acontece no campo. No entanto, os 
resultados obtidos em laboratórios e os valores de campo, no que se refere a distribuição do 
tamanho dos agregados não apresentam correlações confiáveis, por isso se convencionou utilizar 
apenas a estabilidade dos agregados como um índice da estrutura do solo no campo. 
A estabilidade de agregados é uma função do tempo que as forças coesivas entre as 
partículas resistem às forças desruptivas. As bases para a utilização da estabilidade de agregados 
como índice de estruturação do solo são: 
que o procedimento envolvendo apenas uma fração de agregado pode ser usado para análise 
de estabilidade; 
os resultados da análise de estabilidade de agregados são altamente correlatos com a 
distribuição do tamanho dos agregados no solo; 
a capacidade dos agregados de resistir à quebra devido às forças desruptivas é bastante 
estudada. 
A análise de estabilidade consiste em colocar uma amostra de solo em um jogo de peneiras, 
o qual é sujeito a ciclos de entrada e saída de água durante um determinado tempo. As frações de 
agregados nas diferentes peneiras são pesadas e determinado o diâmetro médio dos agregados. 
Quanto mais estável for o agregado menor quantidade de material será encontrada nas peneiras de 
menor diâmetro. 
1.4 - Textura do solo 
O termo textura do solo refere-se à proporção relativa das frações granulométricas que 
compõem a massa do solo. Ao se estudar a textura não se esta considerando a fração orgânica do 
solo e as partículas de diâmetro maior que 2 mm. O tamanho das partículas não esta sujeito a 
mudanças rápidas, por isso é considerada como uma propriedade básica. 
Importância do estudo da textura do solo 
A textura do solo tem grande importância no estudo dos solos pois esta determina os 
fenômenos de superfície, os quais influenciam tanto as propriedades químicas como físicas do solo. 
Solos arenosos apresentam baixa CTC e baixa capacidade de retenção de água e elevada porosidade 
com predomínio de macroporos. Por outro lado, solos argilosos apresentam maior CTC e 
 33 
capacidade de retenção de água, porosidade total variável e predomínio de microporos. A seguir 
será apresentada uma série de propriedades do solo que são influenciadas pela textura do solo. 
Textura Argilosa Textura Média Textura Arenosa 
Capacidade de água alta ←------------→ Capacidade de água baixa 
fluxo de água menor ←------------→ Fluxo de água fácil 
Coesão elevada ←------------→ Coesão baixa 
Maior CTC ←------------→ Baixa CTC 
< variação de tempertura ←------------→ > variação de temperatura 
Decomposição M.O. menor ←------------→ Decomposição M.O. maior 
Microporosidade maior ←------------→ Macroporosidade maior 
Melhor agregação ←------------→ Menor agregação 
Superfície específica alta ←------------→ Superfície específica baixa 
Baixa aeração ←------------→ Alta aeração 
Maior potência na 
mecanização 
←------------→ 
Maior desgaste dos 
implementos 
 
O quadro acima refere-se aos extremos de texturas, ou seja, solos arenosos e muitos 
argilosos. No entanto, a relação textural do solo apresenta muitas vezes, senão na maioria dos casos, 
ralações intermediárias às apresentadas, nesse caso, as propriedades e implicações de manejo 
também sofrerão conseqüentes alterações. 
Outro aspecto que se deve destacar são as propriedades da fração silte. O silte por apresentar 
diâmetro intermediário à areia e a argila, também apresenta propriedades intermediárias, sendo 
considerado inconveniente quando em grandes concentrações. O silte tem considerável poder de 
retenção de água (embora muito menor que o da argila) e concorre para piorar a drenagem interna 
do perfil; no estado molhado é plástico, mas pouco ou nada pegajoso; concorre também para o 
endurecimento do solo, quando seco. E do ponto de vista químico é relativamente inerte 
(praticamente não adsorve ions). 
1.4.1 - FATORES QUE INFLUENCIAM A TEXTURA DO SOLO 
A textura do solo depende do material de origem e do grau de intemperismo do mesmo. 
Determinados tipos de rochas ricas em quartzo, após o processo de intemperismo, originam solos 
mais arenosos, enquanto solos originados de rochas básicas originam solos de textura mais argilosa. 
 34 
O grau de intemperismo também exerce grande influência, solos mais intemperizados possuem 
maior teor de argila. A presença de silte esta relacionada a um grau relativamente baixo de 
intemperismo, tanto que se utiliza a relação Silte/Argila como índice de intemperismo. 
1.4.2 - COMPOSIÇÃO GRANULOMÉTRICA DO SOLO 
O estudo do tamanho das partículas do solo considera duas grandes divisões, são elas: 
partículas maiores do que 2 mm e partículas menores que 2 mm. A parte do solo constituída de 
partículas unitárias maiores que 2 mm de diâmetro é chamada de esqueleto do solo, o qual é 
constituído de fragmentos cujos nomes e dimensões são convencionais. O critério mais comum 
adotado é o seguinte: 
Matacões→ Fragmentos maiores que 200 mm de diâmetro; 
Calhaus→ Fragmentos entre 200 e 20 mm; 
Cascalho→ Fragmentos entre 20 e 2 mm. 
No estudo da textura do solo propriamente dito, considera-se a fração do solo menor que 2 
mm. Esta amostrade terra utilizada no estudo é tratada em laboratório onde é feito o 
destorroamento, eliminação da umidade por secagem ao ar e separação do esqueleto da terra, das 
raízes e outros fragmentos orgânicos. A amostra de terra após este tratamento é denominada Terra 
Fina Seca ao Ar (TFSA) e é nesta que se procede a análise textural. 
O conjunto de partículas pertencentes à TFSA e que apresentam diâmetro maior que 0,002 
mm são denominados de Terra Fina e as partículas menores, denominadas Plasma (colóides 
orgânicos e minerais, minerais estáveis, sais solúveis e precipitados). 
Existem várias escalas de frações de solo desenvolvidas, a seguir serão apresentadas a de 
Atterberg, USDA e SBCS/CNPS, sendo a ultima adotada no Brasil. 
USDA Atterberg SNLCS. 
Frações Limite (mm) 
 
Frações 
AMG 2,0-1,0 
AG 1,0-0,5 2,0-0,2 2,0-0,2 Areia Grossa 
AM 0,5-0,25 
 
AF 0,25-0,10 0,2-0,02 0,2-0,05 Areia Fina 
AMF 0,10-0,05 
 
Silte 0,05-0,002 0,02-0,002 0,05-0,002 Silte 
Argila <0,002 <0,002 <0,002 Argila 
 35 
1.4.3 - MÉTODOS DE AVALIAÇÃO DA TEXTURA DO SOLO 
A textura do solo pode ser avaliada no campo (método expedito), através da sensação que 
uma pequena amostra de terra umedecida e trabalhada entre os dedos dá ao tato e observação visual, 
e através de métodos de laboratório. 
Método de Campo: 
Quando em situações em que seja necessário estimar a textura do solo e não se tenha acesso 
a um laboratório ou tempo para uma análise mais acurada, o método expedito é bastante útil, sendo 
necessário um bom treinamento do avaliador. A avaliação expedita se baseia nas sensações táteis e 
propriedades físicas que cada fração apresenta quando umedecida e submetida ao manuseio. As 
diferentes frações granulométricas apresentam as seguintes sensações táteis: 
Areia→ Aspereza, ausência de pegajosidade e ausência de plasticidade; 
Silte→ Sedosidade; 
Argila→ Plasticidade e Pegajosidade. 
Como citado acima, o avaliador precisa estar treinado para avaliar a percentagem de 
contribuição de cada uma das características das frações granulométricas para poder estimar 
resultados confiáveis. Outro aspecto importante na avaliação é o preparo da amostra. Deve-se ter 
atenção especial com a umidade na qual se fará a aferição e a amostra deve ser bem trabalhada entre 
os dedos de forma a fazer uma boa individualização das partículas, especialmente em solos com 
agregação bem desenvolvida. 
Métodos de Laboratório 
Os métodos de laboratório estão todos baseados nas características de sedimentação das 
partículas. Todos utilizam a lei de STOKES como base teórica. A lei de STOKES estabelece que a 
resistência oferecida por um líquido à queda de uma partícula varia com o raio da esfera, 
desconsiderando a sua superfície. O comportamento da partícula pode ser avaliado de acordo com a 
fórmula: 
 
V= 2 x (Dr-Dágua) x G x r2 , onde V→ velocidade de queda (cm/s) 
 9 x Vi Dr→ densidade real 
 Dágua→ densidade da água 
 G→ aceleração da gravidade 
 36 
 r→ raio da partícula 
 Vi→ viscosidade absoluta do líquido 
 
Desejando-se conhecer o tempo de sedimentação de uma determinada partícula, pode-se 
deduzir da formula, fazendo-se V=h/t, onde h→ altura de queda 
 t→ tempo de sedimentação 
Tem-se: 
T= 9 x Vi x h 
 2 (Dr-Dágua)G x r2 
 
A lei de STOKES apresenta algumas limitações uma vez que esta foi deduzida para o caso 
de partículas perfeitamente esféricas, perfeitamente lisas, de diâmetros reduzidíssimos, caindo com 
velocidades limites em um meio homogêneo, em equilíbrio e longe do efeito das paredes do vaso. A 
lei não se aplica para partículas grosseiras. Como quando se avalia as amostras de solo, não são 
encontradas essas situações acima citadas, estas limitações da lei são as causas das limitações de 
laboratório. 
São conhecidos os seguintes métodos de determinação da textura do solo baseado na 
sedimentação das partículas: Sven-Oden, Weiegner, Bouyoucous, Casa Grande, da Pipeta e etc. 
Dentre os citados, o método da Pipeta é o mais preciso e usado, sendo utilizado para padronização 
dos demais. A seguir será descrito todos os procedimentos para a determinação de textura pelo 
método da Pipeta. 
A marcha analítica do método de análise granulométrica é dividida em três fases: a) pré 
tratamento, b) dispersão e c) separação das frações do solo. 
A) PRÉ TRATAMENTO - A amostra de TFSA para que entre no processo de 
sedimentação precisa estar com suas partículas individualizadas de modo que a análise seja 
eficiente. Uma amostra de TFSA apresenta partículas individualizadas e partículas secundárias. O 
pré tratamento tem por finalidade a remoção de íons floculantes e dos agentes cimentantes do solo 
como: gesso, matéria orgânica e óxidos de ferro. Quando a amostra contiver quantidades elevadas 
de matéria orgânica, o pré tratamento é feito com água oxigenada 10%. Solos ricos em carbonatos 
são tratados com ácido clorídrico 1% e os ricos em óxi-hidróxidos de Fe e Al utiliza-se Ditionito 
Citrato Bicarbonato (DCB). 
B) DISPERSÃO - A fase de dispersão consiste na destruição dos agregados do solo e 
individualização das partículas unitárias do solo. A dispersão consiste de duas partes: separação das 
 37 
partículas unitárias e estabilização da suspensão. Para se fazer a dispersão utiliza-se métodos físicos 
ou mecânicos, e químicos. 
b.1) Dispersão mecânica- É feita com agitação lenta durante 16h em agitador horizontal, ou 
agitação rápida durante 15 minutos, com agitador de haste vertical (shaker). 
b.2) Dispersão química- A dispersão química é feita através de substâncias compostas de 
elementos químicos que, quando na solução, apresentem raio hidratado grande. As substâncias mais 
utilizadas são: NaOH, LiOH e Calgon (Hexametafosfato de sódio), no caso de solos com alta 
salinidade. A função dos dispersantes consiste em substituir os íons floculantes (Ca, Mg, e H) por 
íons dispersantes (Li e Na), além de manter a estabilidade da suspensão. 
obs- para a dispersão, a amostra é colocada em frascos com dispersante químico (NaOH) e 
colocada em agitador. Após o tempo de agitação a amostra é colocada para fracionamento. 
C) FRACIONAMENTO DA AMOSTRA- O fracionamento da amostra é feito através de 
duas fases, são elas: Tamização e Sedimentação. 
c.1- A tamização consiste da separação das partículas maiores que as da fração silte. Esta 
separação é feita através da passagem da amostra através de uma peneira de 0,053 mm. 
c.2- Finalmente, parte da amostra que passou pela peneira de 0,053 mm, é colocada em 
proveta de 1000 mL, completando o volume com água destilada, e baseado na lei de Stokes, 
calcula-se o tempo necessário para a separação das partículas de silte e argila. 
1.4.4 - GRAU DE FLOCULAÇÃO 
O Grau de Floculação é um índice importante como indicativo do grau de desenvolvimento 
da agregação do solo, para o estudo de gênese e comportamento físico-hídrico do solo. Um valor 
baixo no Grau de Floculação implica em valores elevados de argila naturalmente dispersa. A argila 
dispersa diminui a porosidade total do solo, dificultando o fluxo de água e as trocas gasosas. Solos 
pertencentes à classe Argissolo têm como mecanismo de formação a translocação de argila de 
horizontes superficiais para os subsuperficiais e para que haja esta translocação é necessária a 
presença de argila dispersa. Por outro lado, solos pertencentes à classe Latossolo (os quais 
geralmente apresentam-se com grau de estruturação forte, principalmente os oxídicos), apresentam 
altos valores de Grau de Floculação, chegando a 100% em muitos casos. O Grau de floculação 
serve como atributo acessório para a definição da classe Latossolo. 
Quando se objetiva calcular o Grau de Floculação da argila, fazem-se duas determinações 
através do método da pipeta, são elas: ArgilaTotal e Argila Naturalmente Dispersa. A marcha 
apresentada acima descreve todos os passos para a determinação da Argila Total. Para a 
determinação da Argila Naturalmente Dispersa, não se faz a dispersão química (NaOH) da amostra. 
 38 
A amostra de TFSA é pré tratada, agitada mecanicamente e colocada para o fracionamento. O grau 
de floculação é determinado através da seguinte expressão: 
%GF= (AT-AN/AT) x 100, onde AT → Argila Total 
 AN→→→→ Argila naturalmente dispersa 
 %GF→→→→ Grau de Floculação. 
Considerações importantes 
De acordo com a descrição do método, é feita a determinação da quantidade de areia 
(pesagem do material retido na peneira de 0,053 mm) e de argila (amostra pipetada e determinada 
em balança analítica). A quantidade de silte é aferida por diferença. 
Geralmente para a determinação da textura utiliza-se uma quantidade de amostra em torno 
10-20 gramas, pois recomenda-se que a concentração da suspensão não seja maior do que 2%. 
Concentrações maiores podem causar problemas no momento de aspirar a amostra. 
Apesar de o método da pipeta ser o mais preciso, este apresenta algumas limitações que 
devem ser observadas, são elas: 
Formas das partículas- A lei de Stokes considera as partículas esféricas, e estas não o são, 
(as partículas de argila apresentam estrutura cristalina de filossilicatos); 
Variação da temperatura- As variações de temperatura durante a marcha analítica podem vir 
a acelerar ou retardar a queda das partículas na suspensão; 
Densidade Real- A lei de stokes considera a densidade real fixa (2,65 g/cm3) porém a 
densidade real varia de solo para solo, em função do teor de matéria orgânica e da mineralogia 
deste. 
Forma de apresentação 
Após a determinação do conteúdo de areia, silte e argila, os valores são colocados em um 
triangulo textural desenvolvido pelo USDA. O triangulo textural é subdividido em varias classes 
texturais como apresentado abaixo. O triângulo apresentado é uma adaptação da SBCS/CNPS, onde 
se acrescentou a classe muito argilosa. 
Quando se aplica os resultados analíticos no triângulo textural, parte da precisão do método 
de pipeta é perdido, devido a amplitude das áreas do triângulo, correspondentes a cada 
classificação. Essa perda de precisão também faz com que pequenos erros na determinação sejam 
superados. Um bom exemplo do que acontece pode ser mostrado através da aplicação dos 
resultados analíticos de três solos, apresentados a seguir no triângulo textural. 
 39 
Fração Solo A Solo B Solo C 
Areia Total (%) 3 30 5 
Silte (%) 2 10 33 
Argila (%) 95 60 62 
Total (%) 100 100 100 
 
Apesar dos solos apresentarem diferenças grandes nos teores de argila, areia e silte, todos 
entram no triângulo textural como pertencentes a classe textural muito argilosa. Logo para fins 
agrícolas, não há necessidade de alta precisão, uma vez na prática o comportamento dos três solos 
são similares. 
No entanto, para estudos científicos a precisão é importante. O valor exato do teor de argila 
possibilita a determinação da Capacidade de Troca Catiônica do solo e ajuda na definição das classe 
de solos, como acontece com os Argissolos. A relação textural do horizonte B em relação ao A é 
um importante índice para avaliar o mecanismo de translocação de argila. A relação B/A é atributo 
diagnóstico para a definição da classe Argissolo. 
A textura do solo é sempre apresentada na classe de solos em levantamento pedológicos, 
como no exemplo abaixo: 
-Cambissolo álico argila de atividade baixa A moderado textura média relevo suave 
ondulado. 
Nota-se que apresenta-se a classe textural generalizada, no caso média, demonstrando a não necessidade de um 
alto grau de precisão neste tipo de informação. Toda ficha de perfil de solo possui os dados analíticos, os quais podem 
ser consultados para informações mais detalhadas. Mas para o usuário, esta informação- textura média- implica em uma 
série de comportamentos práticos do solo quando utilizado para a agricultura. 
Outra forma de apresentação da textura é na forma binária, muito utilizada na descrição de 
solos pertencentes à classe Argissolo. A apresentação binária refere-se às texturas dos horizontes 
superficial e subsuperficial, e esta informação visa, além da relação textural, passar informações a 
respeito do comportamento do fluxo de água em relação à profundidade e a suscetibilidade a erosão. 
A seguir é apresentada a descrição de uma classe de solo com representação textural binária: 
-Argissolo Amarelo distrófico A moderado textura arenosa/média relevo plano floresta 
tropical sub perenifólia. 
1.4.5 - SUPERFÍCIE ESPECÍFICA 
Definição 
 40 
Superfície específica pode ser definida como a relação entre a área de uma partícula e o seu 
peso ou volume. Outras expressões são empregadas para se referir à mesma definição, são elas: área 
de exposição, área da superfície específica e superfície específica total. O termo superfície total 
refere-se à soma da superfície externa e interna da partícula. Esta distinção entre superfícies adquire 
importância para as partículas de argilas, as quais podem apresentar, além das superfícies externas, 
superfícies internas à estrutura. Os argilo-minerais expansíveis como a montmorilonita e 
vermiculita são exemplos de partículas que apresentam superfície interna. 
A superfície específica aumenta com a diminuição do tamanho da partícula. Esta 
característica explica porque partindo-se de um mesmo peso de argila, areia e silte, constata-se 
maior superfície para a amostra de argila. 
Uma outra forma de visualizar a relação inversa entre superfície específica e diâmetro da 
partícula é através do aumento da divisão de um cubo de 1 m2 , representado abaixo: 
Dimensão da aresta Número de cubos Superfície dos cubos (m2) 
1 1 6 
0,1 103 60 
0,01 106 600 
0,001 109 6000 
0,0001 1012 60000 
0,00001 1015 600000 
0,000001 1018 6000000 
0,0000001 1021 60000000 
 
Após divisões sucessivas do cubo, chega-se ao valor de 60 milhões de metros quadrados. 
Fatores que influenciam a superfície específica dos solos 
No sistema solo a parte ativa do solo e que determina uma série de reações físico-químicas 
são as partículas coloidais, as quais devido ao seu tamanho reduzido são responsáveis pelos 
fenômenos de superfície. Logo, o tipo de material coloidal e a quantidade destes determinam a 
superfície específica do solo. No solo os colóides se dividem entre os de natureza orgânica (fração 
húmica da matéria orgânica) e os de natureza mineral. Os de natureza mineral são os minerais de 
argila silicatadas e os pertencentes à fração argila do solo (óxi-hidróxidos de ferro e aluminio). 
Abaixo é representado os diferentes tipos de componentes da fração argila do solo e suas 
 41 
respectivas superfícies específicas. Os minerais expansíveis são os que apresentam maior superfície 
específica, uma vez que estes contam com superfícies externas e internas. 
Componente Superfície específica m2/g 
Gibsita 1,0 - 100 
Pirofilita 7,0 
Caulinita 5,0 - 10 
Goetita 30 
Haloisita 75,2 
Micas Hidratadas 100 - 200 
Óxidos de Ferro 100 - 400 
Sílica Amorfa 100 - 600 
Vermiculita 300 - 500 
Alofanas 400 - 700 
Hectorita 464 
Montmorilonita 700 - 800 
 
A matéria orgânica, como citado acima, também desempenha papel importante sobre a 
superfície específica do solo. O valor estimado esta em torno de 700 m2/g e 1% de matéria orgânica 
contribui com 7 m2 de superfície específica para o solo. Um aspecto importante sobre a contribuição 
da matéria orgânica para a superfície específica é o seu caráter dinâmico no solo. O manejo 
inadequado do solo leva à um aumento da oxidação da matéria orgânica e consequentemente à 
diminuição da superfície especifica. Este aspeto assume importância especial para os solos 
arenosos, os quais apresentam suas propriedadesfísicas e químicas mais dependentes da matéria 
orgânica do que solos argilosos. Um exemplo claro do efeito que a matéria orgânica exerce sobre os 
solos arenosos é expresso na cor, conforme demonstrado abaixo: 
Solo A: arenoso, 3% de matéria orgânica = 3g/100g . Sup. esp. 10 m2 
Solo B: argiloso, 6% de matéria orgânica = 6g/100g . Sup. esp. 100 m2 
 
A→→→→ 3% de M.O. (3 x 700 g/m2) = 2100 m2 
B→→→→ 6% de M.O. (6 x 700 g/m2) = 4200 m2 
 
A→→→→ 97g de terra (97 x 10 m2/g) = 970 m2 
B→→→→ 94g de terra (94 x 100 m2/g) = 9400 m2 
 
 42 
Neste exemplo, 3% de matéria orgânica do solo A, com 2100 m2 de superfície deverão 
colorir apenas 970 m2 de superfície de partículas de terra, enquanto o dobro de matéria orgânica do 
solo B, com o dobro de superfície específica terá que cobrir uma área nove vezes maior que de 
partículas de terra. O importante desta informação é que um solo arenoso com cor mas escura não 
apresenta necessariamente mais matéria orgânica do que um solo argiloso. 
1.4.6 - CEROSIDADE 
Quando as partículas de argila de um horizonte superficial se encontram desfloculadas, estas 
são passíveis de serem translocadas através do perfil. Nestas condições a argila translocada se 
deposita, de forma orientada ou não, nos horizontes subsuperficiais formando filmes de argila na 
superfície de agregados, poros ou canais. Estes filmes de aspecto lustroso e brilho graxo são 
detectados por apresentarem cores diferentes da matriz do solo. A cerosidade refere-se a esta 
superfície distinta da matriz do solo. 
Condições para a formação da cerosidade 
Para a formação da cerosidade são necessárias três condições, são elas: dispersão da argila, 
translocação e floculação e/ou deposição na camada subsuperficial. A dispersão é possível em 
sistemas com baixa concentração de sais floculantes na solução e valores de pH de médio a alto, 
bem como baixas concentrações de óxidos de ferro. A translocação é possível com o fluxo de água 
através do perfil e a floculação é conseguida com o aumento da salinidade da solução ou na 
concentração de cátions floculantes, pela filtração (poros muito finos que não permitem a passagem 
da argila) ou pela secagem da água que infiltra. É possível concluir então que a existência da 
cerosidade requer além das características do solo (pontos de dispersão e floculação e/ou 
deposição), uma condição climática que determine o fluxo de água no perfil e a frente de 
molhamento. 
Importância no estudo do solo 
O conhecimento da cerosidade tem sua maior importância em estudos de gênese do solo, em 
taxonomia de solos e como base para a explicação do comportamento textural e do sistema poroso 
dos solos. A cerosidade representa, no sistema brasileiro de classificação, critério para distinção de 
classe de solo, sendo atributo diagnóstico para solos pertencentes às classes Nitossolo e Agissolo. 
Determinação da cerosidade 
 43 
Como mencionado acima a cerosidade é observada nos horizontes subsuperficiais do solo 
através de seu aspecto lustroso e graxo. Baseado neste aspecto a cerosidade é descrita quanto ao seu 
grau de desenvolvimento e quantidade. 
O GRAU de desenvolvimento é avaliado com base na distinção da cerosidade em relação à 
matriz do solo. São considerados os seguintes graus: 
Fraca→ 
Moderada→ 
Forte→ 
A QUANTIDADE se refere à quantidade de sítios de aspecto lustroso que podem ser 
observados em uma determinada área do horizonte. De acordo com a percentagem de recobrimento 
da matriz do solo a cerosidade é classificada como: 
Pouco→ 
Comum→ 
Abundante→ 
A avaliação da cerosidade no campo gera bastante controversa, pois os limites tanto para 
grau como quantidade não estão devidamente padronizados, deixando a avaliação muito dependente 
do observador. 
1.4.7 - CIMENTAÇÃO 
Definição 
A cimentação do solo é um termo utilizado para designar desenvolvimento de seção 
subsuperficial relativamente compacta, que se apresenta adensada, dura ou extremamente dura. O 
grau de cimentação é variável podendo ser ou não reversível. 
Condições para a formação 
Todos os horizontes cimentados apresentam um ponto em comum que é a alta densidade do 
solo, a qual ocorre devido a um processo de adensamento em que o espaço poroso do solo é 
preenchido com compostos que exercem papel cimentante no solo. Os principais agentes 
cimentantes associados à cimentação são: Matéria Orgânica, Óxidos de Ferro e Alumínio, Sílica 
(SiO2) e Carbonatos. 
Horizontes cimentados 
 44 
ORTSTEIN→→→→ O Ortstein é um tipo de horizonte formado em alguns solos pertencentes à 
classe Espodossolo. Os Espodossolos são formados por processo de eluviação e iluviação de 
matéria orgânica e/ou óxidos de ferro e alumínio (podzolização). Os agentes cimentantes são 
acumulados em um horizonte subsuperficial o qual pode se tornar cimentado se o acúmulo for 
muito intenso associado com ciclos de umedecimento e secagem. 
FRAGIPAN→→→→ é um horizonte subsuperficial, mineral, usualmente de textura média, 
algumas vezes arenosa e raramente argilosa. Tem pouca quantidade de matéria orgânica e alta 
densidade do solo, apresentando-se aparentemente cimentado quando seco, tendo consistência 
dura a extremamente dura quando seca. Quando úmido apresenta quebradicidade fraca a moderada 
e seus elementos estruturais ou fragmentos apresentam tendência a romper-se subtamente quando 
sob pressão. O agente cimentante responsável pela cimentação aparente é a silica e óxidos de ferro. 
DURIPAN→→→→ O duripan também trata-se de um horizonte subsuperficial com as mesmas 
características do fragipan, no entanto, este apresenta cimentação mesmo após o umidecimento. O 
agente cimentante é a silica 
PETROCALCICO→→→→ O horizonte petrocalcico se forma a partir da intensificação da 
concentração de carbonatos secundários em seções subsuperficiais. O acúmulo de carbonato de 
calcio causa a obturação e cimentação, formando um horizonte contínuo, endurecido e maciço. 
Importância agrícola 
A cimentação de horizontes do solo é indesejável para as práticas agrícolas, uma vez que 
com a cimentação, o solo se torna fisicamente inadequado ao desenvolvimento vegetal. Como já 
mencionado acima, a característica comum às camadas cimentadas é a alta densidade do solo e o 
conseqüente baixo espaço poroso, fundamentais para o bom crescimento do sistema radicular. Em 
alguns casos, dependendo da profundidade da camada cimentada, a prática agrícola é possível, 
desde que permita uma espessura mínima para o desenvolvimento vegetal. Em algumas áreas secas 
como no Nordeste brasileiro, a presença de uma camada de impedimento abaixo do sistema 
radicular é conveniente, pois estas camadas contribuem com o armazenamento de água para as 
plantas. Nesta áreas é fundamental o planejamento da irrigação levando-se em conta a camada 
cimentada de impedimento. 
1.4.8 - NÓDULOS E CONCREÇÕES 
Os termos nódulos e concreções são utilizados para designar acumulação significativa de 
concreções ou nódulos não concrecionários (solidificação variável), cimentados por outro material 
 45 
que não sílica. As concreções ou nódulos são formados através de segregação de ferro, alumínio, 
manganês ou titânio e no caso específico daqueles que provenham da plintita, especificamente 
petroplintita. 
O exemplo mais comum de nódulos e concreções no Brasil pode ser constatado nos solos 
pertencentes à classe dos Plintossolos. Nestes solos ocorre a formação de horizontes plínticos, os 
quais se caracterizam por apresentar mais de 15% de sua constituição com plintita. A plintita é uma 
formação constituída de argila, pobre em húmus e rica em ferro, com quartzo e outros materiais. 
Ocorre normalmente sob a forma de mosqueados vermelho e vermelho-escuro, com padrões 
usualmente laminares, poligonais ou reticulados, dependendo das características de formação. 
Quanto à gênese, a plintita se formapela segregação de ferro, importando em mobilização, 
transporte e concentração final de compostos de ferro. É diferenciada dos mosqueados pelo fato 
desta ser endurecida quando seca. O endurecimento é conseguido após sucessivos ciclos de 
umedecimento e secagem. No entanto, a plintita quando umedecida apresenta-se suficientemente 
macia, podendo ser cortada com pá. Quando os ciclos de umidecimento e secagem são muito 
intensos, os nódulos de plintita se endurecem de forma irreversível formando concreções de ferro 
denominadas petroplintita. 
Do exposto acima, pode se concluir que para a formação dos nódulos (plintita) e as 
concreções (petroplintita), é necessária a presença de ferro suficiente para gerar a segregação e uma 
condição climática que permita ciclos de umedecimento para que haja endurecimento na forma de 
nódulos e concreções. 
Com relação aos outros tipos de nódulos e concreções, não se tem estudos detalhados sobre 
o processo de formação, no entanto, é provável que sejam semelhantes ao processo de formação da 
plintita e petroplintita, mudando o tipo de agente cimentante. 
1.4.9 - CONTEÚDOS DE CARBONATOS 
A presença de carbonatos nos solos se devem: ao material de origem no qual o solo se 
formou e através do processo de segregação, com a formação de carbonatos secundários. A 
acumulação de carbonatos ocorre nos horizontes A, B e C. Quando o carbonato existente é devido 
ao material de origem o horizonte recebe o subscrito k e k (com uma barra em cima) quando 
produto de segregação. No sistema brasileiro de classificação, a presença de carbonato é 
considerada como atributo diagnóstico e consideram-se dois caráteres, são eles: Carbonático e Com 
Carbonato. Carbonático refere-se à presença de 15% ou mais de CaCO3 equivalente (% por peso), 
sob qualquer forma de segregação, inclusive concreções. Com Carbonato é similar ao Carbonático, 
porém a concentração é menor, entre 5 e 15%. 
 46 
CAPÍTULO 2 - CONSTITUIÇÃO FÍSICA DO SOLO 
O solo sempre gerou curiosidade ao homem, sendo que seu estudo evoluiu bastante tanto 
filosoficamente como em termos de tecnologia. Talvez uma das principais causas geradoras de tanta 
curiosidade seja a sua natureza trifásica. O termo natureza trifásica é empregado para se referir ao 
fato de este ser constituído das fases sólida, líquida e gasosa, estando estas intimamente 
relacionadas. 
Por ser geradora de tantas curiosidades, o estudo do solo através desta natureza trifásica é 
uma das melhores formas de se adquirir um bom entendimento do que venha a ser solo. Até hoje 
não se chegou a um consenso sobre a melhor definição de solos, geralmente as definições estão 
amarradas à área de estudo de quem as formula. Assim existem definições sob a ótica dos geólogos, 
engenheiros de estradas, civil, minas e agrônomos. Sob o ponto de vista pragmático de produção 
agrícola, solo vem a ser o meio natural onde os vegetais se desenvolvem. 
A seguir começaremos o estudo do solo sob a ótica de sua natureza trifásica e sua 
importância para o desenvolvimento vegetal. 
Da mesma forma que um vegetal e um animal, o solo também apresenta um tecido. O tecido 
do solo é composto de partículas sólidas (fase sólida) e dos vazios (fase líquida e gasosa). As 
partículas sólidas, de acordo com seu tamanho, são divididas em esqueleto (> 2 mm), terra fina 
(0,002 mm a 2 mm) e plasma (< 0,002 mm). 
O estudo do solo visando o desenvolvimento vegetal tem apontado para uma distribuição 
considerada ideal para as diferentes fases do solo. Segundo alguns pesquisadores a relação ideal 
estaria em torno de 50% de espaço poroso e 50% de componentes sólidos. Dentro dos 50% de 
espaço poroso, em torno de 25% seria ocupado pela fase líquida e os outros 25% pela fase gasosa. 
Dentre os componenes sólidos, 45% seria de partículas minerais e 5% de partículas orgânicas. Do 
ponto de vista volumétrico as três fases do solo podem ser representadas da seguinte forma: 
 
Vt = Vp + Vs, onde Vt→ Volume total 
 Vp→ Volume de poros 
 Vs→ Volume de sólidos 
 
Vp = Vg + Vl onde Vg→ Volume de gases 
 Vl→ Volume de líquidos 
2.1 - FASE SÓLIDA 
 47 
A fase sólida do solo é composta de partículas minerais, orgânicas e substâncias solúveis e 
insolúveis. 
As partículas minerais do solo têm sua origem a partir do intemperismo das rochas que 
deram origem ao solo. Nos diferentes tipos de solos que se pode encontrar, depara-se com 
elementos sólidos com os mais variados tamanhos, desde fragmentos de rocha (matacões, calhaus e 
cascalhos) a minerais primários e secundários. Os minerais primários são originados da 
fragmentação simples das rochas e apresentam diferentes resistências aos agentes do intemperismo, 
sendo por isso considerados como fonte potencial de nutrientes ao solo. Exemplos de minerais 
primários mais resistentes ao intemperismo são o quartzo, apatita, zirconita e mica muscovita, 
enquanto calcários, biotita, plagiocásios e piroxênios mostram-se pouco resistentes. 
Os minerais secundários são sintetizados no próprio local, a partir do intemperismo dos 
minerais primários. Exemplos destes tipos de minerais são as argilas (montemorilonita, caulinita, 
ilita) e as concreções ferruginosas e manganosas. 
Ao se referir à fração sólida do solo é importante caracterizar as diferentes partículas do solo 
com relação ao seu diâmetro. Em ordem decrescente de diâmetro as partículas são assim 
classificadas: 
Matacões→ > 200 mm 
Calhaus→ 20 a 200 mm 
Cascalhos→ 2 a 20 mm 
Areias→ 0,05 a 2 mm 
Silte→ 0,05 a 0,002 mm 
Argila → < 2 mm 
As partículas orgânicas são originadas de restos vegetais e animais, sendo que sua maior 
fonte é a vegetal devido ao seu maior volume no solo. 
A matéria orgânica do solo apresenta-se em diferentes estágios de decomposição, o que 
implica em uma grande variedade de tamanho de partículas, variando desde restos vegetais e 
animais, com sua estrutura original conservada, à colóides como o húmus (< 0,002 mm). Como 
mencionado acima, um solo ideal apresenta 5% de seu volume ocupado por matéria orgânica, no 
entanto, raramente se encontra estes níveis em solo de regiões de clima tropical como o Brasil. Ao 
contrário das partículas minerais, que são bastante estáveis no solo, a matéria orgânica apresenta 
uma dinâmica muito intensa no solo e esta dinâmica é influênciada pelos seguintes fatores: 
Quantidade de matéria orgânica adicionada ao sistema; 
Qualidade do material adicionado; 
 48 
Características edáficas (ex: textura); 
Clima (especialmente temperatura e umidade). 
A interação desses diferentes fatores irá ditar a dinâmica das transformações da matéria 
orgânica no solo. De modo geral, no Brasil, os solos não apresentam, nas camadas superficiais, 
valores muito maiores que 1%. 
Com relação a sua constituição, os solos são comumente divididos em minerais e orgânicos. 
Solos ditos de constituição mineral são aqueles que atendem ao seguinte requisito: 
< de 12% de carbono, se o teor de argila de argila é maior ou igual a 60%; 
< de 8% de carbono, se na fração mineral não contiver argila; 
valores de carbono inferiores aos intermediários (12-8%) em valores intermediários de 
argila, deacordo com a expressão: C < 8 + 0,067 x % de argila; 
Na prática esses valores significam que as partículas minerais impõem preponderância de 
suas propriedades sobre os constituintes orgânicos. 
Com relação à material orgânico adota-se valores inversos aos apresentados acima. 
Pelo exposto acima, é de se concluir que a maioria dos solos brasileiros são de constituição 
mineral, salvo algumas exceções onde, associado a uma fonte de material orgânico, têm-se 
ambientes muito úmidos ou relativamente frios. Nestas condições é possível consideráveis 
acúmulos de matéria orgânica, chegando até a formação de solos orgânicos ricos em turfas. 
Do ponto de vista nutricional as partículasorgânicas apresentam papel importante para o 
desenvolvimento vegetal, uma vez que funcionam como fonte de nutrientes bem como sítios de 
reações químicas e fisico-químicas do solo (húmus). Cabe ressaltar que toda substância húmica é de 
natureza orgânica, porém nem toda a matéria orgânica é húmus. A palavra húmus se refere às 
substâncias orgânicas muito estáveis e que representam a fase praticamente final da decomposição 
da matéria orgânica do solo. 
Os últimos representantes da fase sólida são as substâncias solúveis e insolúveis, como os 
sais de cloreto de sódio, acompanhados em mínimas proporções pelo cloreto de magnésio, os 
sulfatos de sódio e o de magnésio. Outros também encontrados são os nitratos e carbonatos de 
sódio. Estas substâncias que na verdade se tratam de sais adquirem importância nos solos salinos e 
alcalinos. Outros sais também importantes de caráter insolúvel são os sulfatos de calcio e os 
carbonatos de cálcio e magnésio, componentes dos calcários calcíticos e dolomíticos. 
 49 
FRAÇÕES ATIVAS DA FASE SÓLIDA 
Das partículas da fase sólida, as que apresentam papel mais importante são as coloidais. As 
partículas coloidais são via de regra, as menores que 1 micrômetro (µm) de diâmetro. Uma vez que 
algumas argilas apresentam diâmetro de 2 µm, nem todas as argilas são estritamente coloidais, 
porém mesmo assim, suas partículas maiores possuem característica do tipo coloidal. 
As parcelas mais ativas do solo são aquelas em estado coloidal e existem dois tipos distintos 
de matéria coloidal, orgânico e inorgânico, misturados entre si. As partículas coloidais orgânicas 
estão sob a forma de húmus. As partículas coloidais minerais estão quase que exclusivamente sob a 
forma de minerais de argila. De forma generalizada são conhecidos dois tipos de minerais de argila, 
são eles: as argilas silicatadas (caulinita e montemorilonita) e as argilas oxido-hidratadas de ferro e 
alumínio (hematita e gibsita). 
Independente da natureza, seja ela orgânica ou inorgânica, as partículas coloidais têm em 
comum a atividade de superfície. A alta superfície específica carregada de cargas, faz com que uma 
série de fenômenos e reações do solo sejam centralizados pelos colóides do solo. Dentre estes se 
destacam os fenômenos de adsorção, floculação e dispersão. 
Adsorção 
A adsorção vem a ser a atração de íons ou de compostos para a superfície de um sólido. As 
partículas coloidais, por apresentarem cargas na superfície, atraem para si uma grande quantidade 
de cátions ou anions, frouxamente retidos, gerando o que se denomina de dupla camada elétrica. O 
fenômeno de adsorção é de grande importância, pois através dela que os íons permanecem retidos 
no solo e se tornam disponíveis para as plantas. 
Floculação-Dispersão 
A presença de cargas nas superfícies das partículas coloidais também é a base para outros 
dois fenômenos, a floculação e a dispersão das partículas coloidais. Se todas as partículas coloidais 
do solo apresentarem carga negativa, estas tenderão a se retrair devido às cargas de mesma 
natureza. Neste caso os colóides do solo se apresentarão na forma dispersa. Porém, se neste mesmo 
sistema fossem adicionados íons de cargas positivas como Cálcio, Magnésio e Alumínio, as cargas 
negativas seriam diminuídas ou mesmo neutralizadas, permitindo a aproximação das partículas 
coloidais e sua conseqüente floculação. Após a floculação, as partículas poderão ser novamente 
dispersas, para isso basta adicionar uma grande concentração de íons como o Sódio e o Lítio 
 50 
(ambos com raio hidratado grande), que após serem adsorvidos e umedecidos farão com que as 
partículas coloidais se distanciem novamente, tornando-se dispersas. 
Estes fenômenos são muito importantes no solo pois eles determinam uma série de outros 
eventos que são de grande importância ao desenvolvimento dos organismos do solo. A adsorção 
permite que o solo retenha elementos químicos que são necessários ao desenvolvimento vegetal. A 
formação de um meio floculado ou disperso implicará na formação ou não de um meio poroso 
suficiente para a existência de quantidade suficiente de água e ar no solo. 
2.2 – Fase Líquida 
A fase líquida é representada pela solução do solo ou água do solo ou água edáfica, a qual se 
encontra retida sob diferentes tensões. A importância da fase líquida no estudo do solo se deve ao 
fato de que sem esta o desenvolvimento das plantas se torna impossível. A água do solo, ao ser 
absorvida pela planta, transporta os nutrientes essenciais ao seu desenvolvimento bem como é 
utilizada para a manutenção das funções vitais. 
Em função de sua capacidade de ser armazenada no solo, a água pode ser classificada em: 
gravitacional, capilar e higroscópica. A água gravitacional é aquela que se perde pelo efeito da 
gravidade. A água capilar é aquela que fica retida no solo, pelos poros capilares contra a força da 
gravidade e representa a água efetivamente disponível para as plantas. E a higroscópica representa 
aquela água retida pelos colóides do solo, ocorrendo na forma não líquida e que se movimenta na 
forma de vapor. A água higroscópica somente pode ser retirada do solo após ser colocada em estufa 
a 110°C, não sendo portanto disponível para as plantas. 
De acordo com a definição, a água que chega e que é perdida por força da gravidade ou por 
evaporação não é considerada água do solo, devido ao seu caráter efêmero no solo. Obs: Existe 
ainda a água denominada de água de cristalização, a qual se refere àquela que ocorre na estrutura 
dos minerais. Esta não deve ser considerada como um componente do solo. 
RELAÇÃO DA FASE LÍQUIDA COM O ESPAÇO POROSO DO SOLO 
A água ocupa o volume poroso do solo e se encontra em constante equilíbrio com o ar do 
solo. Após uma chuva excessiva, todos os espaços porosos podem ser ocupados pela água, no 
entanto, decorrido algum tempo, parte dessa água não pode ser mantida contra a força da gravidade 
restando apenas uma parcela da quantidade inicial. Neste estado de umidade a água esta retida no 
 51 
que se considera microporos ou poros capilares. Os poros maiores (macroporos ou poros não 
capilares) são ocupados pelo ar do solo. 
Do ponto de vista agrícola a quantidade ideal de água para o desenvolvimento vegetal é 
quando esta se encontra nos poros capilares sob tensões que permitam a utilização pelas plantas. 
Nem sempre estas condições são encontradas, sendo necessária a irrigação ou mesmo a drenagem. 
Solos de regiões secas tendem a apresentar a maioria dos seus poros ocupados pelo ar do solo e a 
pouca água existente está retida pelos capilares sob altas tensões, impossibilitando seu uso pelas 
plantas. Neste caso a irrigação se torna fundamental para se atingir uma reserva ideal de água. 
Por outro lado, em regiões úmidas em que o solo apresenta drenagem deficiente, a maioria 
dos poros se encontram ocupados pela água, sendo necessário o trabalho de drenagem para permitir 
aeração mínima aos vegetais. 
Considerações importantes 
Água do solo é a soma da água capilar e a água higroscópica; 
A água do solo é composta de água (forma líquida e vapor) e dos nutrientes nela 
dissociados; 
Do ponto de vista agrícola, a fração da água do solo mais importante é a água capilar. 
2.3 - FASE GASOSA 
A fase gasosa, como já referido no ítem anterior, apresenta-se em constante equilíbrio com a 
fase líquida do solo, ocupando predominantemente os macroporos ou poros não capilares. 
Conforme o solo vai sendo drenado, o ar do solo vai entrando nos espaços antes ocupados pela 
água, chegando inclusive aos capilares. 
A fase gasosa do solo é constituída pelo ar do solo, também denominado de atmosfera do 
solo, e esta não difere qualitativamente da atmosfera terrestre, porém quantitativamente. A 
atmosfera do solo apresenta as seguintes características, as quais a torna distinta da atmosfera 
terrestre: 
Maior concentraçãode CO2, com tendência a aumentar em profundidade; 
Menor concentração de O2, com tendência a diminuir em profundidade; 
Umidade relativa mais elevada; 
Concentração de nitrogênio igual ou um pouco maior. 
 52 
A explicação para a maior concentração de CO2 na atmosfera dos solos esta baseada em 
duas importantes reações que se realizam nos solos, são elas: a) respiração vegetal e b) 
decomposição por microorganismos dos resíduos orgânicos incorporados. Embora diferentes sob 
vários aspectos, estas reações se assemelham por representarem um processo único, o de oxidação. 
Ambas captam O2 e liberam CO2. 
PROBLEMAS DE AERAÇÃO NO SOLO 
Se a atmosfera do solo fosse isolada da atmosfera terrestre a concentração de CO2 tenderia 
sempre a aumentar a ponto de não mais permitir o desenvolvimento das plantas e outros organismos 
aeróbios. Para um solo apresentar aeração satisfatória, deverá possuir pelo menos as seguintes 
características: 
possuir espaço poroso suficiente e livre de água e; 
permitir a possibilidade de movimentação de gases essenciais para o interior e exterior dos 
espaços porosos. 
Quando o solo apresenta problemas de aeração duas causas são possíveis: 
excesso de água, não deixando espaço para os gases; 
insuficiente permuta de gases com a atmosfera. 
O excesso de água acontece em situações em que o solo tenha um sistema de drenagem 
insuficiente ou com textura muito fina em que há predomínio de microporos. Com relação à 
permuta de gases, dois fatores exercem influencia marcante: 
Intensidade das reações bioquímicas que interferem sobre os gases do solo 
Quanto mais rápida for a utilização de O2 e a correspondente liberação de CO2 , maior será a 
necessidade de permuta dos gases. Os fatores que exercem que exercem significante influência 
sobre as reações são a temperatura, resíduos orgânicos e etc. 
Fluxo real com que cada um dos gases se movimenta para dentro e para fora dos solos 
O fluxo dos gases durante a permuta gasosa se dá através do fluxo de massa, o qual é 
governado pelos gradientes de pressão e temperatura entre a atmosfera terrestre e do solo, e através 
da difusão, considerada a mais importante para a troca gasosa. Neste caso, independente das 
diferenças de pressão e temperatura, há um gradiente de concentração dos gases e que governa o 
sentido do fluxo. O CO2, em maior concentração na atmosfera do solo tende a fluir em direção à 
atmosfera terrestre, onde há menor concentração do mesmo. 
 53 
FATORES QUE INTERFEREM NA AERAÇÃO DO SOLO 
O fato da fase gasosa ocupar os espaços porosos a torna dependente dos fatores que 
interferem na porosidade. Desta forma, os seguintes fatores interferem na aeração: 
Textura; 
Estrutura; 
Matéria Orgânica; 
Manejo 
Solos de textura arenosa, com bom desenvolvimento estrutural e com teores elevados de 
matéria orgânica possibilitam o desenvolvimento de uma boa porosidade e com boa parcela de 
macroporos. Além disso, os solos de textura arenosa ou de textura argilosa com forte estruturação 
tendem a apresentar boa aeração também em profundidade. 
Solos que vem sendo manejados de forma incorreta tendem a diminuir os teores de matéria 
orgânica e destruir os agregados do solo, o que implica diretamente na diminuição dos macroporos. 
2.4 - RELAÇÕES VOLUMÉTRICAS E ÁGUA DO SOLO 
DENSIDADE DO SOLO E DAS DAS PARTÍCULAS 
O conhecimento da densidade da partícula e do solo é de grande importância para a 
avaliação das condições do solo para o desenvolvimento dos vegetais, bem como para cálculos de 
conversões de massa e volume. A partir de dados de densidade da partícula e do solo é possível 
determinar a distribuição do volume do solo, em volume de sólidos e volume de poros. A seguir 
será apresentada a definição, caracterização, fatores que interferem e relações com as plantas destes 
dois parâmetros do solo. 
2.4.1 - DENSIDADE DAS PARTÍCULAS 
A densidade das partículas é a relação entre a massa das partículas e o volume que estas 
ocupam. A densidade das partículas também é designada de densidade real, peso do volume de 
sólidos, massa específica real e peso específico real. O calculo da densidade das partículas é útil 
para a avaliação indireta da porosidade do solo e para o cálculo do tempo de sedimentação das 
partículas. Os valores de densidade das partículas é apresentado nas seguintes unidades: g/cm3, 
Kg/dm3 e Mg/m3. 
Dp= M/Vs onde, M- massa do solo 
 Vs- volume de sólidos 
 54 
Métodos de determinação 
A determinação desta densidade é feita através da obtenção da massa da amostra e depois do 
volume dos sólidos da amostra. A massa é obtida de forma simples com a pesagem em balança 
analítica. A obtenção do volume da amostra é a parte mais elaborada dos métodos, sendo esta parte 
da determinação, o fator que diferencia os métodos até hoje desenvolvidos. 
Método do Picnômetro com água 
O método do picnômetro é o método clássico e de maior precisão dentre os utilizados. O 
picnômetro consiste de um frasco de vidro tendo como tampa um tubo de vidro capilar e de ajuste 
no gargalo por meio de junta esmerilhada. A determinação com picnômetro segue os seguintes 
passos: 
Pesagem do picnômetro vazio (P); 
Pesagem do picnômetro vazio tendo ao lado, no prato da balança, 1-2 g de terra em vidro de 
relógio de tara conhecida (Ps); 
Encher o picnômetro com água, colocar a tampa, enxugar com papel de filtro a água que 
transbordou do aparelho e pesar (Pa); 
Retirar cerca da metade da água do picnômetro, passar a amostra de terra para o seu interior, 
agitar e colocar o aparelho em câmara de vácuo para extrair o ar aprisionado na amostra imersa em 
água, colocar tampa e pesar (Psa); 
Obtenção da densidade da água por intermédio de tabelas de densidade, em função da 
temperatura. 
 
Dp = Dag (Ps-P)/ (Ps-P) - (Psa-Pa); 
Partindo-se de amostras com peso conhecido a determinação se torna mais simples: 
Dr = Dag x Pam/(Pa + Pam)- Psa, onde Pm é o peso da amostra. 
O método do picnômetro tem seu fundamento no fato de que a terra adicionada ao aparelho 
vai ocupar um volume que será conhecido pela massa de água deslocada. Conhecendo-se a massa 
de água que corresponde ao volume de terra e sabendo-se sua densidade, tem-se o volume da 
amostra. 
Método do Balão Volumétrico 
O método do balão volumétrico é expedito, sendo recomendado quando não se deseja 
resultados muito rigorosos. Sua principal vantagem é a facilidade de realização. A seguir é 
apresentado os passos para a sua realização: 
 55 
- Pesagem de 20 gramas de amostra de terra seca em estufa (TFSE); 
- coloca-se a amostra em balão de 50 ml; 
- Por meio de uma pipeta, adiciona-se 20 ml de alcool anidro; 
- Deixar o balão com a amostra e alcool por um dia com o objetivo de se eliminar o ar 
aprisionado; 
- Completar o volume do balão com alcool anidro. 
A densidade da partícula é calculada através da seguinte formula: 
Dp = M/ (Vb - Vaa) = 20/ (50 Vaa), 
 onde: M- massa da amostra 
 Vb- volume do balão 
 Vaa- volume de álcool anidro 
Fatores que interferem 
A densidade das partículas é dependente da composiçào química e da estrutura 
cristalográfica da partícula mineral. O conteúdo de matéria orgânica do solo também interfere de 
forma marcante, principalmente nas camadas superficiais, onde ocorrem os processos que 
determinam a concentração desta no solo. 
Os valores médios de variação da densidade das partículas nos solos esta em torno de 2,3 a 
2,9 g/cm3. De modo geral, para efeito de calculos, adota-se o valor de 2,65 g/cm3 como um valor 
médio mais provável. Este valor se deve ao fato de que os constituintes minerais predominante nos 
solos são o quartzo, os feldspatos e os silicatos de alumínio coloidais, cujas densidades estão em 
torno de 2,65 g/cm3. 
Solos de constituição orgânica apresentam densidades bastante inferiores aos mineraisuma 
vez que as partículas orgânicas são de natureza pouco densa, rica em poros em sua estrutura. Os 
valores comumente encontrados para a densidade da matéria orgânica estão na faixa de 0,6 a 1,0 
g/cm3. Devido a essas características, a presença de matéria orgânica tende a diminuir a densidade 
das partículas de um determinado solo, sendo inclusive a única forma de se alterar esta propriedade, 
pois em curto espaço de tempo não se consegue alterar de forma significativa a natureza ou 
proporção das partículas minerais. No entanto, quando se considera intervalos de tempo bastante 
longos, outras correlações podem ser constatadas. O aumento do teor de óxidos de ferro tende a 
aumentar a densidade das partículas do solo, este comportamento pode ser observado quando se 
compara os valores de densidade das partículas dos Latossolos Roxo, Vermelho-Escuro e 
Vermelho-Amarelo. O solos pertencentes à classe Latossolo Roxo são os mais intemperizados, com 
relações moleculares Ki e Kr baixas e maiores teores de óxidos de ferro. Os Latossolos Vermelho-
 56 
Amarelo, são relativamente menos intemperizados, apresentando maiores valores de Ki e Kr e 
menores teores de óxido de ferro. Baseado nestes fatos entende-se porque solos de regiões tropicais, 
onde o intemperismo é mais intenso, os valores de densidade das partículas tendem a ser maiores do 
que solos de regiões de clima mais frio. 
 É importante frisar que o tamanho das partículas de um determinado mineral assim como o 
arranjamento dos sólidos no solo, não têm influência sobre os valores da densidade da partícula. 
Importância em relação às plantas 
A relação da densidade da partículas em relação as plantas pode ser considerada como sendo 
indireta; isso porque os valores altos ou baixos encontrados, estão ligados à presença de certos 
componentes minerais ou orgânicos, os quais podem influenciar mais diretamente no 
comportamento das plantas. 
2.4.2 - DENSIDADE DO SOLO 
A densidade do solo é a relação entre a massa do solo e o volume que este ocupa. 
Diferentemente da densidade das partículas, a densidade do solo considera o volume de vazios, os 
quais se apresentam preenchidos de ar e água, por isso os valores de densidade do solo são sempre 
menores que da densidade das partículas; ao se considerar o volume de vazios, aumenta-se o valor 
do denominador na formula. A importância da determinação da densidade do solo reside no fato de 
que, além desta ser importante nos cálculos de conversão de massa para volume, a densidade do 
solo serve como um índice para a avaliação das condições do solo para o desenvolvimento das 
plantas e algumas propriedades do solo como: drenagem, porosidade, condutividade hidráulica, 
permeabilidade ao ar e água e etc. A densidade do solo, da mesma forma que a densidade das 
partículas, é apresentada com as seguintes unidades g/cm3, Kg/dm3 e Mg/m3. Os valores 
encontrados para solos de natureza mineral variam frequentemente em torno 1,1 a 1,6 g/cm3 
enquanto que os orgânico variam em torno de 0,75 a 1,0 g/cm3. 
Ds = M/Vt onde, M-massa do solo 
 Vt- volume total do solo 
Métodos de determinação 
A determinação da densidade do solo segue os mesmos passos da densidade da partícula, ou 
seja, cálculo e massa e volume da amostra. A determinação da massa é feita através da simples 
pesagem da amostra seca em estufa. A determinação do volume da amostra de solo torna o cálculo 
 57 
da densidade do solo mais complicado quando comparado com a densidade da partícula, pois na 
coleta da amostra é necessário preservar o arranjamento das partículas. Somente nos casos em que a 
amostra de solo é de constituição arenosa é permitido a utilização de amostras indeformadas, uma 
vez que nestes casos o solo não apresenta agregação. No entanto, mesmo nesses casos, para a 
obtenção de valores mais precisos deve-se sempre coletar amostras indeformadas. Os métodos mais 
importantes serão apresentados a seguir. 
Balão Volumétrico 
O cálculo da densidade do solo através do balão volumétrico é similar ao utilizado para a 
densidade da partícula. Somente tem validade para amostras de solos que não apresentem 
agregação. Em alguns casos podem ser feitas algumas determinações para se obter informações 
aproximadas do valor real através de amostras de terra fina seca ao ar (2 mm de diâmetro). 
Anél Volumétrico 
O método do anél volumétrico é um dos mais utilizados para determinação da densidade do 
solo e consiste de um anel de aço com as extremidades inferiores cortantes (anel de Kopeck). O 
anel é cravado na parede do perfil, ou no próprio solo, por pancadas ou pressão. Após a coleta da 
amostra, esta é colocada em estufa e pesada. Com a massa da amostra calcula-se a densidade da 
amostra, utilizando a formula acima apresentada. O anel tem volume padronizado, sendo utilizado 
diretamente na formula. Uma modificação desse método é a utilização de coletor Uhland, o qual 
consiste em um anel que é introduzido no solo através de impacto de uma barra de ferro que corre 
através de um embolo. 
Independente do tipo de anel utilizado, as limitações dos métodos são similares e entre elas 
destaca-se: 
a presença de partículas e raízes na massa do solo amostrado 
a alteração dos volume de poros, principalmente próximo às paredes do anel, e 
à variabilidade espacial. 
Ambos os métodos não são recomendados para solos muito secos ou molhados, uma vez que 
nestas situações o solo se desfaz ou se compacta, respectivamente. 
Torrão Impermeabilizado 
Este método é recomendado para solos que apresentam conglomerados de solo, como ocorre 
com Neossolos Litólicos e horizontes C, onde se torna difícil cravar o anél volumétrico para se 
coletar a amostra do solo. O método fundamenta-se na impermeabilização de um torrão ou 
conglomerado, de maneira a permitir a imersão deste em um líquido (geralmente água), a fim de 
 58 
determinar o volume da amostra. A impermeabilização é feita com parafina fundida, borracha crua 
dissolvida e com resina. 
Nesta determinação recomenda-se que a amostra esteja úmida, pois neste estado de umidade, 
o volume apresenta-se na situação mais comum do solo em condições de campo. Os resultados 
obtidos por este método são um pouco maiores que os processos geralmente empregados. A 
pequena penetração do material impermeabilizante nos interstícios do torrão, representa a principal 
fonte de erro. 
Fatores que interferem 
Quando se considerou os fatores que interferem na densidade da partícula, enumerou-se a 
constituição química e a estrutura cristalográfica da partícula, bem como o conteúdo de matéria 
orgânica do solo. A densidade do solo diferencia-se da densidade da partícula, pois nos cálculos da 
primeira considera-se o volume de vazios. O volume de vazios é dependente do arranjamento das 
partículas do solo (estrutura do solo). Desta forma, todos os fatores que interferem na porosidade do 
solo, consequentemente implicarão em alterações na densidade do solo. Dentre os fatores enumera-
se: 
estrutura do solo; 
teor de matéria orgânica; 
textura; 
manejo do solo; 
ESTRUTURA DO SOLO: A estrutura tem importância fundamental sobre a densidade do 
solo, pois esta determina diretamente a relação entre o volume de poros e o volume de sólidos. 
Solos com agregação bem desenvolvida apresentam boa porosidade e consequentemente densidade 
do solo menor. 
TEOR DE MATÉRIA ORGÂNICA: A matéria orgânica contribui para a diminuição da 
densidade do solo, uma vez que esta é de natureza porosa e contribui para o desenvolvimento da 
estrutura do solo, tanto nos processo de floculação como cimentação. O papel benéfico da matéria 
orgânica do solo é maior em solos de textura arenosa, pois nestes casos esta representa o único 
agente cimentante dos agregados formados. 
TEXTURA: O efeito da textura do solo sobre a densidade do solo deve ser considerada sob 
dois aspectos:a) quando o solo não apresenta agregação e b) quando apresenta agregação. Nas 
situações em que haja pouca agregação ou nenhuma os solos de textura arenosa tenderão a 
apresentar densidade menor do que os de textura fina (predomínio de argila e silte), pois o 
arranjamento das partículas de areia permite a formação de uma maior porosidade. Solos argilosos, 
 59 
que por algum motivo estejam desagregados ou com a agregação pouco desenvolvida, apresentarão 
menor porosidade uma vez que a deposição das partículas de argila gera menos espaços porosos e, 
com o fluxo de água vertical, entopem os espaços já existentes. 
Porém no caso mais comum, a agregação ocorre e, neste caso, a situação se inverte; solos 
com maiores teores de argila apresentam grande potencial floculante e cimentante com maior 
formação de agregados estáveis. A maior formação de agregados estáveis permite um arranjamento 
tal que a porosidade é bastante elevada. Com isso a densidade dos solos de textura fina se tornam 
menores que os de textura arenosa. 
MANEJO DO SOLO: O manejo adotado para o cultivo dos solos tem influência marcante 
sobre a densidade dos solos. A mobilização do solo em estados de umidade fora do ponto de sazão 
ou friabilidade implica em uma diminuição da estabilidade de agregados e consequentemente 
aumento da densidade do solo. O mesmo acontece quando ocorre um tráfico muito intenso de 
veículos na área de cultivo, principalmente em épocas em que o solo encontra-se muito úmido. 
As práticas de cultivo também tem muita importância no que se refere à dinâmica da matéria 
orgânica. Como citado acima, a matéria orgânica tem papel muito importante sobre a densidade do 
solo e este efeito se torna maior em solos de textura mais arenosa, onde a matéria orgânica 
representa praticamente o único agente cimentante dos agregados estáveis. Logo práticas de manejo 
que determinem o aumento da decomposição da matéria orgânica, levarão ao aumento da densidade 
do solo. 
Outro aspecto importante relacionado ao manejo é a proteção do solo ao impacto de gotas de 
chuva e água de irrigação. Solos que permanecem descobertos (na entre safra e na fase inicial do 
cultivo) nas épocas das chuvas e durante a irrigação, são mais suscetíveis a terem sua densidade 
aumentada. 
Importância em relação às plantas 
A determinação da densidade do solo é importante uma vez que através desta é possível 
avaliar se existe volume de poros suficientes para o desenvolvimento radicular. Quando a densidade 
do solo é alta, a porosidade é relativamente menor, podendo dificultar a geminação de sementes, a 
penetração de raízes e as trocas gasosas, fenômenos que são essenciais para o bom desenvolvimento 
das plantas. Os efeitos da compactação do solo (aumento da densidade do solo) sobre o 
desenvolvimento vegetal são bastante significativos; no entanto, este fator frequentemente é pouco 
observado e considerado pelos agricultores. O principal problema da compactação do solo é que 
nem sempre é possível se reverter ao estado inicial de exploração. A recuperação da camada 
superficial é relativamente mais simples, pois com a aração, adição de matéria orgânica e plantio de 
 60 
espécies adaptadas é possível em um espaço de tempo relativamente curto tornar o solo tão 
produtivo quanto no início da exploração. Porém quando os danos são mais profundos as medidas 
de recuperação são bem mais onerosas (ex: subsolagem), podendo ainda não recuperar o solo a um 
estado desejado. A possibilidade de recuperação e a técnica utilizada é dependente do grau de 
compactação e das características do solo, além do aspecto econômico. 
2.4.3 - POROSIDADE DO SOLO 
A porosidade do solo pode ser definida como sendo o volume de vazios ou ainda o espaço 
do solo não ocupado pela matriz (conjunto dos componentes orgânicos e inorgânicos). A porosidade 
também pode ser considerada como um índice do volume relativo dos poros existentes no solo, ou 
seja é uma medida de seus interstícios. Os valores da porosidade geralmente variam entre 0,3-0,6 
(30-60%), sendo esta uma medida sem dimensão. Geralmente é apresentada na forma de 
percentagem do solo que não se encontra ocupada com os componentes sólidos. 
A determinação da porosidade do solo não fornece informações sobre o tamanho dos poros 
do solo, sendo necessária a utilização de outros métodos para esta estimativa. A porosidade é 
convencionalmente dividida em macroporosidade e microporosidade. Os macroporos ou porosidade 
não capilar, se referem àqueles poros de diâmetro maior, onde após o fluxo de água gravitacional 
encontram-se ocupados com ar. Os microporos ou porosidade capilar, por outro lado, representam 
os menores poros do solo os quais são responsáveis pela retenção da água no solo contra o fluxo da 
água gravitacional. 
Deve se ter em mente que o sistema poroso do solo apresenta-se de forma bastante 
complexa, sendo um produto do arranjamento da fase sólida do solo. A divisão em macro e 
microporos é uma forma de simplificação do estudo do sistema poroso e que atendem às 
necessidades da física do solo como forma de explicação de fenômenos de fluxo de água e ar. Outro 
aspecto importante é que os poros não devem ser vistos como tubulações contínuas que atravessam 
a matriz do solo. Os poros estão distribuídos de forma aleatória e baseado nas características das 
partículas e na forma com que estas se arranjam. 
Métodos de determinação 
Os métodos de determinação do sistema poroso do solo podem ser divididos entre aqueles 
que discriminam os tamanhos dos poros e os que não discriminam. Os seguintes métodos são 
utilizados para a determinação da porosidade total e considerados os mais importantes: 
Método do anel volumétrico 
 61 
Este método não discrimina o diâmetro dos poros e consiste em coletar uma amostra em anel 
volumétrico de volume conhecido e saturá-la com água. Após a saturação, a amostra é seca em 
estufa a 110°C. O calculo é feito através da seguinte expressão: 
VTP%= (volume de água perdido a 110°C/ volume da amostra) x 100. 
Considera-se que 1 grama de água seja igual a 1 cm3 correspondendo a 1 cm3 de poros, o que 
permite, através da pesagem da amostra antes e depois de colocar na estufa, estimar o volume de 
água perdida após a saturação. 
A dificuldade na aplicação desse método é a eliminação de certa quantidade de ar que fica 
aprisionado na amostra do anel. Para contornar, recomenda-se ferver a água antes da saturação para 
eliminar o ar dissolvido, e que a fase final da saturação se feita em uma câmara de vácuo. 
Método experimental 
O método experimental se diferencia do descrito acima por não necessitar saturar a amostra. 
Neste caso, é necessário o conhecimento da densidade das partículas, do volume do total e a massa 
da amostra seca. Para essa determinação utilizam-se as seguintes formulas: 
1) Vs = M/Dp onde, M- massa da amostra 
 Dp- densidade da partícula 
2) VTP% = ((Vt-Vs)/Vt) x 100 onde, VTP- volume total de poros 
 Vt- volume total 
 Vs- volume de sólidos 
A fonte de erro neste método esta associada ao fato de que o volume de vazios é encontrado 
por diferença entre o volume de sólidos (calculado na expressão 1) e o volume total (obtido através 
do anel). Se estas medições não forem determinadas de forma precisa o erro será repassado para a 
porosidade. 
Método indireto 
O método indireto é largamente empregado, pois se utiliza de dois parâmetros presentes em 
praticamente todas as fichas de descrição de solos, quais sejam: densidade do solo e densidade da 
partícula. Para o cálculo da porosidade através destes emprega-se as seguintes formulas: 
1) VTP% = ((Dp-Ds)/Dp) x 100, ou 
2) VTP% = 100 - Ds/Dp x 100, ou 
3) Vtp% = 1 - Ds/Dp x 100. 
 onde, VTP%- volume total de poros; 
 Dp- densidade da partícula; 
 62 
 Ds- densidade do solo. 
As três formulas são iguais, e representamapenas formas diferentes de apresentar o mesmo 
método de calculo da porosidade total. A dedução da fórmula é apresentada abaixo: 
Vs = Vt- Vp onde, Vs- volume de sólidos 
 Vt- volume total 
 Vp- volume de poros 
considerando Vt = 100 cm3, tem-se: 
Vs = 100- Vp tal que Vp = 100 – Vs 
 
Vs = Ms/Dp onde, Ms-massa de sólidos 
 Dp- densidade da partícula 
 
Ms = Vs x Dp substituindo Ms = (100- Vp) x DP 
A densidade do solo é dada pela expressão: 
 
 Ds = Ms/Vt tal que = (100-Vp) x Dp/100 cm3 
 
= (100 x Dp/100) - (Vp x Dp)/100) logo, 
 
Ds = Dp - (Vp x Dp)/100 ou Dp-Ds = (Vp x Dp)/100 
 
transformando em Vp = (Dp-Ds/Dp) x 100 
 
Este método se diferencia do anterior por não necessitar de medições de massa de sólidos 
nem do volume total da amostra. 
Como citado anteriormente, a determinação da porosidade somente não apresenta muita 
utilidade prática, tornando necessária a discriminação dos poros em relação à seu diâmetro. Nestes 
casos, dentre os métodos utilizados, o da mesa de tensão é o mais empregado. 
Método da mesa de tensão 
O método da mesa de tensão consiste em colocar uma amostra indeformada de solo 
condicionada por um anel em uma mesa adaptada para aplicar uma pressão negativa equivalente a 
60 cm de coluna de água. Esta pressão negativa é considerada como sendo à necessária para retirar 
a água de todos os macroporos. A seqüência de determinação é a seguinte: 
 63 
saturação da amostra coletada em anéis; 
secagem externa e pesagem (P1) 
colocar a amostra na mesa de tensão por 24 à 72 horas; 
pesar (p2) a amostra para medir o peso sem a água dos macroporos; 
levar a amostra para a estufa a 110°C; 
pesar (P3) para medir o peso sem a água dos macro e microporos. 
descontar das pesagens os pesos referentes ao anel condicionante e do tecido e elástico 
utilizados para manter a amostra no anel. 
Macroporosidade = (P1-P2/Vt) x 100 
Microporosidade = (P2-P3/Vt) x 100 
Porosidade Total = (P1-P3/Vt) x 100 
ou VTP% = % micro + % macroporos 
Este método é bastante utilizado, porém apresenta algumas fontes de erro, são elas: 
saturação incompleta da amostra, sucção fora do padrão estipulado, perdas por evaporação, entrada 
de ar no sistema de sucção. 
Além dos aspectos acima citados, é fonte de discussão o padrão de sucção empregado para 
caracterizar macroporosidade. O valor de 60 cm de coluna d’agua foi convencionado por 
pesquisadores que consideraram este valor razoável para considerar a macroporosidade, podendo 
ser fonte de considerações equivocadas, principalmente pelo fato dos solos apresentarem grande 
variabilidade. 
Fatores que interferem 
A porosidade do solo é conseqüência da disposição das partículas do solo. A disposição das 
partículas, por sua vez, é função do diâmetro das partículas que compõem a matriz do solo e do tipo 
de estrutura do solo. Os solos com partículas uniformes são mais porosos do que os de partículas de 
diferentes tamanhos, pois nestes últimos a as partículas finas ocupam os espaços livres existentes 
entre o material mais grosseiro. 
Vários fatores estão relacionados, em maior ou menor grau, com a porosidade do solo e a 
seguir serão feitas algumas considerações sobre as propriedades envolvidas, são elas: 
-Textura; 
- Estrutura; 
- Matéria Orgânica; 
 64 
TEXTURA: Relacionado ao diâmetro das partículas o primeiro aspecto importante é o tipo 
de arranjamento das partículas; solos arenosos, por apresentarem partículas maiores, tendem a 
formar uma disposição do tipo piramidal, que tem menor espaço de vazios (figura 1). Nos solos de 
textura mais fina, as partículas não se arranjam de forma tão compacta, tendendo mais para a forma 
cúbica. Outro aspecto relacionado à solos de textura mais fina é a maior formação de agregados, os 
quais geram um volume maior de poros, tanto macroporos como microporos. 
Figura 1- Disposição das partículas do solo de acordo com o diâmetro 
 
ESTRUTURA: A agregação das partículas tende a aumentar a porosidade do solo, pois 
ocorre a formação de partículas secundárias maiores que as simples, as quais determinam um 
aumento tanto da macroporosidade (entre agregados) como da microporosidade (dentro dos 
agregados). A estrutura pode ser bastante alterada pelo manejo do solo e práticas que conduzem à 
degradação dos agregados do solo, causam a compactação através da diminuição dos macroporos 
(poros entre os agregados). 
MATÉRIA ORGÂNICA: A matéria orgânica exerce influencia sobre a porosidade total e 
distribuição de poros através de três aspectos, são eles: natureza porosa, influência na disposição 
das partículas e o caráter floculante e cimentante. A natureza porosa da matéria orgânica 
contribui para que a matriz do solo seja mais porosa e quando associadas às partículas minerais, 
dificulta que estas formem um arranjamento do tipo piramidal, o qual é mais compacto. Como já 
discutido em outros capítulos, a matéria orgânica tem papel importante tanto como floculante como 
cimentante, condições bastante importantes na formação de agregados. A presença da matéria 
orgânica esta sempre associada a uma boa agregação e consequentemente porosidade. 
Importância em relação as plantas 
A presença dos poros é fundamental para o desenvolvimento das plantas, pois é através dos 
poros que o fluxo de água e as trocas gasosas ocorrem. A porosidade para ser útil sob todos os 
aspectos citados acima, precisa ter uma distribuição equilibrada entre macro e microporos. Os 
macroporos são considerados importantes para a aeração e os microporos são responsáveis pela 
 65 
retenção da umidade e é onde as plantas absorvem a retiram a água e os nutrientes dissolvidos na 
solução. 
COMPACTAÇÃO E ADENSAMENTO: Os termos compactação e adensamento são 
geralmente confundidos e a causa do equívoco é o significado prático dos dois conceitos, ou seja, 
aumento da densidade do solo. A distinção entre os termos esta na forma com que ocorre o aumento 
da densidade do solo. 
Compactação é a diminuição do volume do solo ocasionada por compressão, causando um 
rearranjamento mais denso das partículas do solo e consequentemente redução da porosidade. A 
diminuição da porosidade pode dificultar ou mesmo impedir o desenvolvimento de raízes e o 
movimento de água no perfil. A compactação resulta da ação antrópica. Exemplos típicos de ação 
antrópica e que resultam em compactação são: aração e gradagem em estados de umidade fora da 
friabilidade, tráfico intenso de maquinários (principalmente com solos muito úmidos) e atividades 
que deixam o solo descoberto em épocas de chuva, e que causam o aumento da degradação da 
matéria orgânica do solo. 
Adensamento é a redução natural do espaço poroso e conseqüente aumento da densidade 
de camadas ou horizontes do solo por dessecação, iluviação ou precipitação química. Exemplos 
típicos de adensamento é a formação de horizontes adensados como fragipan, duripan, ortstein e 
argipãn. 
Outro aspecto importante na distinção entre adensamento e compactação é que o 
adensamento está geralmente associado à diminuição do espaço poroso em horizontes ou camadas 
subsuperficiais enquanto que a compactação é mais freqüente nos horizontes superficiais, os quais 
são mais suscetíveis à ação antrópica. 
2.4.4 - PROPRIEDADES FÍSICO-QUÍMICAS DA ÁGUA 
Estrutura molecular 
Um centímetro cúbico de água líquida contém aproximadamente 3,4 x 1022 moléculas, as 
quais apresentam diâmetro em torno de 3 angstrongs (3 x 10-8 cm). A fórmula química da água 
como já conhecido é H2O, a qual significa que cada molecula consiste de dois átomos de hidrogênio 
e um de oxigênio. Na natureza existem três isótopos de hidrogênio, são eles: 1H, 2H e 3H. Da mesma 
forma, existem três isótopos de oxigênio, 16O, 17O e 18O. Estes isótopos podem se combinar e 
formar 18 combinações diferentes de moléculas, sendo que a mais comum é a associaçãode 1H e 
16O. De modo geral, considera-se que a molécula de água consista somente dos isótopos 1H e 16O, 
mas o fato é que existe na natureza pequenas quantidades de moleculas com os isótopos deutério 
 66 
(2H), formando o óxido de deutério ou Agua pesada, e com o trítio, sendo este último o único de 
natureza radioativa. 
Nos capítulos a seguir serão feitas algumas considerações a respeito da estrutura da água e 
suas propriedades associadas. As considerações serão referentes à molécula de água mais comum na 
natureza com os isótopos 1H e 16O. 
Formação da molécula 
 O hidrogênio consiste de um proton e um elétron e o atomo de oxigênio consiste de um 
núcleo que tem uma carga positiva de oito protons e uma carga negativa de oito elétrons, dos quais 
seis se encontram na parte externa. Uma vez que a parte externa do núcleo do átomo de hidrogênio 
apresenta falta de um elétron e que a parte externa do núcleo do oxigênio apresentam a falta de 2 
elétrons, um atomo de oxigênio se combina com dois de hidrogênio formando uma molécula que 
compartilha elétrons. Os dois atomos de hidrogênio ligam-se ao atomo de oxigênio em um angulo 
de aproximadamente 105°, entre cada um. A molécula resultante é estável e não reativa, no entanto, 
o arranjamento assimétrico dos atomos de hidrogênio causam um desbalanço de cargas 
elétrostáticas na molécula de água. Em um lado da molécula prevalece um excesso de cargas 
negativas (lado do oxigênio), enquanto que no outro lado (lado do hidrogênio), existe um excesso 
de cargas positivas. Na figura abaixo, pode-se ter uma idéia de como seja esta disposição, onde o 
circulo central azul representa o oxigênio e os outros dois representam os atomos de hidrogênio. 
 
Esta distribuição de cargas cria um dipolo elétrico, ou um polaridade. Esta polaridade faz 
com que as moléculas de água apresentem uma atração em relação as demais na vizinhança. Esta 
polaridade permite ainda que a água seja um bom solvente e que adsorva em superfícies sólidas e 
hidrate os ions e colóides. 
A ponte de hidrogênio se forma quando um átomo de hidrogênio, pertencente a uma 
molécula de água, se ligua de forma secundária a outro de oxigênio de outra molécula. Estas 
 67 
ligações são bastante comuns e permitem que se considere a água como um polímero constituido de 
moléculas ligadas por pontes de hidrogênio. 
Devido à presença de dois protons (H+) e dois pares isolados de elétrons em uma molécula 
de água, cada molécula de água pode formar mais de quatro pontes de hidrogênio com as moléculas 
vizinhas. As ligações são arranjadas tetraédricamente e por isso as moléculas de gelo formam uma 
estrutura tetraédrica cristalina regular. Na forma líquida a água apresenta suas moléculas arranjadas 
de forma mais irregular que o gelo e há menos pontes de hidrogênio, no entanto, ainda resta alguma 
cristalinidade. 
Mudança de estado 
A água se apresenta nos estados sólido, líquido e gasoso. Partindo-se de um cristal 
tetraédrico de gelo até chegar ao estado gasoso, o que esta envolvido é a quebra de pontes de 
hidrogênio. Se não houvesse pontes de hidrogênio, não se formaria a água líquida e sólida e 
consequentemente não seria possível a vida na terra, uma vez que a água é o principal componentes 
dos seres vivos. Para descongelar 1 grama de gelo é necessário o fornecimento de 80 calorias. As 
mesmas 80 calorias são utilizadas no processo contrário (fusão). Para passar do estado líquido para 
o gasoso é necessário o fornecimento de 540 calorias/grama. Esta quantidade de calor, conhecido 
como calor latente de vaporização, destrói a estrutura intermolecular (ponte de hidrogênio) e separa 
as moléculas. A água pode ser vaporizada a temperaturas abaixo de 100°C, mas tal vaporização 
requer maiores energias. A 25°C, por exemplo, o calor latente de vaporização é de 580 
calorias/grama. 
A sublimação requer uma energia equivalente à soma do calor latente de fusão e 
vaporização. 
Densidade e compressibilidade 
A maioria dos líquidos se contraem com o esfriamento, alcançando a máxima densidade no 
ponto de congelamento, mas a água é incomum por ter máxima densidade a 4°C. Por esta razão a 
água raramente se congela até a solidez no mar ou em lagos profundos, mesmo no ártico. Quando a 
temperatura da água de maior profundidade cai abaixo de 4°C, esta sobe devido à diminuição de sua 
densidade e forma-se gelo na superfície. Isto isola a água que ficou mais abaixo e impede que ela se 
resfrie até o ponto de congelamento. A 4°C a densidade da água é de 1,000g/cm3 e quando a 
temperatura diminui mais, esta se expande devido à formação de estrutura hexagonal. Quando a 
temperatura se torna maior que 4°C a expansão também ocorre porém devido ao aumento do 
 68 
deslocamento térmico das moléculas. O coeficiente de expansão térmica da água é baixo, e na faixa 
das temperaturas normais, 4-50°C, a densidade decresce muito pouco, de 1,000 para 0,988 g/cm3. 
A compressibilidade da água Ch pode ser definida como a mudança relativa na densidade 
com a mudança da pressão. 
 
Ch = 1/ρh x δPh/δP 
A 20°C e à pressão atmosférica, a compressibilidade da água pura é aproximadamente 4,6 x 
10-11cm2/dina. Com relação ao sistema solo-água, a água pode ser considerada incompressível. 
Pressão de Vapor 
De acordo com a teoria cinética, moléculas em um estado líquido estão em constante 
movimento, movimento este que é uma expressão de sua energia térmica. Devido a este constante 
movimento, as moléculas freqüentemente se colidem e ocasionalmente uma ou outra destas 
adquirem suficiente momento para saltar do líquido para a atmosfera. Por outro lado, algumas das 
moléculas na fase gasosa podem se chocar com a superfície do líquido e serem absorvidas por este. 
A taxa relativa com que estes movimentos em direções opostas se dão depende da concentração de 
vapor na atmosfera, relativa a sua concentração no estado de equilíbrio (isto é, quando o movimento 
em ambas as direções são iguais). 
Uma atmosfera que esta em equilíbrio com a água pura e livre é considerada como saturada 
com vapor de água, e a pressão parcial do vapor em tal atmosfera é chamada de Pressão de Vapor 
de Saturação. A pressão de vapor no equilíbrio com qualquer corpo de água depende de: 
• condições físicas da água (pressão e temperatura); 
• condições químicas da água (solutos). 
É importante salientar que a pressão de vapor no equilíbrio com qualquer corpo não depende 
da quantidade absoluta e relativa de líquido ou gás no sistema. 
O aumento da temperatura aumenta a pressão de vapor de saturação. Como a energia 
cinética das moléculas no estado líquido aumenta, a taxa de evaporação aumenta e uma maior 
concentração de vapor na atmosfera é requerida para alcançar um novo estádio de equilíbrio. 
Um líquido alcança seu ponto de ebulição quando a pressão de vapor torna-se igual à 
pressão atmosférica. Se a variação de temperatura não é muito ampla, a dependência da pressão de 
vapor de saturação é expressa pela equação: 
ln po = a - b/t , onde : 
 ln po- é o logarítimo neperiano da pressão de vapor de saturação; 
 69 
 t- é a temperatura absoluta; 
 a e b- são constantes. 
Como mencionado anteriormente, a pressão de vapor depende também da pressão da água. 
Em equilíbrio com a gota d’àgua, a qual tem uma pressão hidrostática maior do que a atmosférica, a 
pressão de vapor será maior do que no estado de equilíbrio com a água lívre, a qual tem uma 
interface lisa com a atmosfera. 
 
Pv1> Po onde: Pv1- pressão de vapor da gota 
 Po- pressão atmosférica 
Porém, no equilíbrio com a água adsorvida ou capilar, sob uma pressão hidrostática menor 
do que atmosférica, a pressão de vapor será menor do que em equilíbrio com a água livre. 
 
 
Pv1< Po onde: Pv1-pressão de vapor do menisco 
 Po- pressão atmosférica 
A curvatura das gotas são consideradas positivas,uma vez que estas são convexas em 
direção à atmosfera. A curvatura do menisco da água capilar é considerada negativa, uma vez que 
são concavas em relação à atmosfera. 
A água presente no solo invariavelmente contém solutos, principalmente sais eletrolíticos, 
em concentração altamente variável. Assim, a água do solo poderia ser chamada de solução do solo. 
Uma vez que a pressão de vapor das soluções eletrolíticas é menor do que da água pura, a água do 
solo também tem uma pressão de vapor menor, mesmo quando o solo se encontra saturado. Em 
 70 
solos insaturados, o efeito da capilaridade e adsorção tornam a pressão de vapor e o potencial da 
água ainda menor. 
A pressão de vapor é expressa em dinas/ cm2, ou Bar ou mmHg. O conteúdo de vapor da 
atmosfera também pode ser expresso em unidades de umidade relativa (relação da pressão de vapor 
de saturação existente na mesma temperatura), densidade de vapor (massa de vapor de água por 
unidade de volume de ar). 
Tensão Superficial 
A tensão superficial é um fenômeno que ocorre tipicamente na interface entre um líquido e 
um gás. O líquido comporta-se como se estivesse coberto por uma membrana elástica em um estado 
de constante tensão, a qual tende a contrair a superfície. Se desenharmos uma linha arbitrária de 
comprimento L na superfície de um líquido, haverá uma força F empurrando a superfície em 
direção à linha e uma outra de dimensão igual no sentido oposto. A relação F/L é a tensão 
superficial e suas dimensões são aquelas da força por unidade de comprimento (dinas /centímetro). 
 
No esquema acima o fenômeno de tensão superficial pode ser descrito através das moléculas 
A e B. A molécula A, dentro do líquido, é atraída em todas as direções por forças coesivas iguais, 
enquanto que a molécula B, na interface líquido-gás, é atraída para o líquido por uma força maior 
em sua base (coesão), do que na sua superfície, em direção à fase gasosa. Esse desequilíbrio entre as 
forças agindo em direções opostas resulta em uma tendência a formação de uma superfície 
contraída. 
O valor da tensão superficial da água é relativamente alto, sendo o segundo maior valor, 
perdendo apenas para o mercúrio. Os seguintes valores são apresentados: 
Água- 72,7 dinas/cm (20°C); 
Éter etílico- 17 dinas/cm; 
 71 
Álcool etílico- 22 dinas/cm; 
Benzeno- 29 dinas/cm; 
Mercúrio- 430 dinas/cm. 
A tensão superficial é associada com o fenomeno de capilaridade. Quando a interface entre o 
líquido e o gás não é planar mas curvo, a diferença de pressão entre as fases pode ser evidenciada. 
A tensão superficial geralmente decresce linearmente com o aumento da temperatura. A expansão 
térmica tende a decrescer a densidade do líquido, e desta forma as forças coesivas tanto na 
superfície como no seu interior. O decrescimo da tensão superficial é acompanhado por um 
aumento da pressão de vapor. 
A presença de substâncias solúveis pode aumentar ou diminuir a tensão superficial. 
Moléculas de solutos ou ions que apresentam afinidade com as moléculas de água, afinidade esta 
maior do que a afinidade entre as moléculas de água, aumentam a tensão superficial ( ex: eletrólitos, 
comum no solo). Moléculas de solutos que não apresentam boa afinidade com as moléculas de água 
(onde as forças de coesão entre as moléculas de água são maiores), tendem a se concentrar ou serem 
relegadas em direção à superfície, causando assim a diminuição da tensão superficial. Estes tipos de 
solutos são representados pelos de natureza orgânica, particularmente os detergentes. Essas 
moléculas que diminuem a tensão superficial apresentam uma cabeça hidrofílica (polar) e uma 
cauda hidrofóbica (apolar), e se orientam na superfície da água com as cabeças polares imersas na 
solução e a cauda não polar para fora. Estas moléculas são frequentemente adicionadas aos 
fungicidas e herbicidas nas pulverizações para ajudar a penetração das soluções através dos 
estômatos. 
Curvatura da superfície da água e Pressão Hidrostática 
Um bom exemplo entre a pressão hidrostática e a superfície de curvatura pode ser melhor 
entendida pelo esquema mostrado a seguir: 
 72 
 
A figura mostra um sistema composto de um pistão (D), um capilar (C) e um balão (A), que 
é colocado em um líquido (B). O balão apresenta inicialmente um raio R, e ao adicionarmos uma 
determinada quantidade de ar (através do abaixamento do pistão) com uma pressão P, o raio do 
balão aumentará. O aumento do balão implicará em um aumento da área de superfície. A pressão da 
água na profundidade em que se encontra o balão é a mesma, porém esta força, após o aumento do 
raio, se distribui por uma área maior. Como pressão é a relação da força pela área (P = F/A), ao 
aumentarmos o volume do balão a pressão diminui por unidade de área. A pressão entre a parte 
interna e a parte externa do balão são de sinais contrários e de valor absoluto igual. Pressão interna 
= Pressão externa. Por isso o balão se mantém. 
Quanto mais viscoso for o líquido, maior será a pressão nas paredes do balão. Maior 
viscosidade, maior tensão superficial e maior força para deslocar a água. A equação que descreve 
esta relação é: 
∆P = 2γ/R onde: ∆P- diferença de pressão; 
 γ- tensão superficial do líquido; 
 R- raio do balão. 
A diferença de pressão entre o balão e o líquido que rodeia é diretamente proporcional a 
tensão superficial e inversamente proporcional ao raio do balão. Desta forma, o balão menor tem 
pressão maior que o balão de raio maior. 
 
 73 
Angulo de Contato e Superfície Sólidas 
Se colocarmos a gota de um líquido sobre uma superfície sólida seca, o líquido irá deslocar 
o gás e se espalhar pela superfície sólida. Após o espalhamento, a gota se manterá na superfície 
através de um angulo de contato e este ângulo será função da interação da gota com a fase gasosa e 
a superfície sólida. Pode-se resumir o assunto sobre o angulo de contato da seguinte forma: se as 
forças adesivas entre o sólido e o líquido são maiores que as forças coesivas dentro do próprio 
líquido, e maior do que as forças de atração entre o gás e o sólido, então o angulo de contato sólido-
líquido tenderá a ser agudo e o líquido molhará o sólido. Um ângulo de contato igual a zero 
significaria o aplainamento completo da gota e o perfeito molhamento da superfície pelo líquido. 
Por outro lado, um angulo de contato de 180°C significaria (se fosse possível) um completo não 
molhamento da superfície sólida. A gota manteria sua forma esférica. 
Quanto menor for o angulo de contato, menor será a tensão superficial, maior será o 
molhamento da superfície pelo líquido. 
Capilaridade 
As moléculas de água aderem às superfícies de um tubo como resultado de forças elétricas, e 
essa propriedade, associada à alta tensão superficial, causa a capilaridade. A subida capilar cessa, 
quando o peso da coluna de água se equilibra com as forças de tensão superficial e adesão. No solo 
este fenomeno ocorre nos espaços estreitos entre as partículas de solo. As forças intermoleculares 
conferem à água elevada tensão quando ela esta confinada em um tubo estreito e, assim, esta pode 
ser elevada por uma força aplicada na parte superior. 
 
O menisco formado no tubo é o resultado do angulo de contato da água com a parede do 
tubo. O angulo será menor quanto menor for o diâmetro do capilar. 
Um líquido com um ângulo agudo formará um menisco côncavo em direção ao ar, e desta 
forma a pressão do líquido sob o menisco P1 é menor que a pressão atmosfera Po. 
 74 
 
Por esta razão, a água dentro de um tubo capilar e o menisco sobe a partir de sua posição 
inicial através da maior pressão da água livre fora do tubo. A subida da água dentro do tubo se dará 
até que a diferença de pressão entre a água de dentro do tubo e a de fora, na superfície plana, esteja 
satisfeita pela pressão contra-hidrostática da coluna de água notubo capilar. 
Em um tubo cilíndrico esférico, o menisco assume um forma esférica. Quando o angulo de 
contato do líquido na parede do tubo é zero o menisco é um hemisfério com seu raio de curvatura 
igual ao raio do tubo capilar. Se por outro lado, o líquido ao ficar em contato com o tubo, formar 
um ângulo maior do que zero e menor do que 90°, então o diâmetro do tubo será o comprimento do 
segmento de reta que corta uma secção de um circulo. 
 
R- Raio de curvatura do menisco; 
r - raio do capilar; 
α - angulo de contato. 
 A diferença de pressão entre a água capilar e a atmosfera será: 
∆P = 2γ cos α / r , e a altura do capilar será: h = 2γ cos α / g ( ρl-ρg) r 
onde : ρl - densidade do líquido; 
 ρg - densidade do gas; 
 g - aceleração da gravidade; 
 r - raio capilar; 
 75 
 α - angulo de contato; 
 γ - tensão superficial entre o líquido e o ar. 
Quando a superfície do líquido é convexa, tal como apresentada pelo mercúrio, a pressão é 
considerada positiva e haverá um depressão no capilar. 
 
Adsorcão de água nas superfícies sólidas 
A adsorção é outro tipo de fenomeno interfacial resultante de diferentes forças de atração e 
repulsão que ocorrem entre as moléculas das diferentes fases (sólida, líquida e gasosa) na sua 
superfície de contato. Como resultado das forças adesivas e coesivas, a zona de contato entre as 
fases pode exibir uma densidade de material diferente daquela dentro das próprias fases. De acordo 
com estas diferentes fases, as quais podem vir a entrar em contato, varios tipos de adsorção podem 
ocorrer, são elas: 
• gases x sólidos; 
• gases x líquidos; 
• líquidos x sólidos; 
• etc. 
Em alguns casos é possível distinguir entre adsorção química e física, no entanto, esta 
distinção é frequentemente arbitrária. As seguintes forças interfaciais de atração e repulsão são 
consideradas: 
• Eletrostáticas ou iônicas (Coulomb); 
• Van der Waals (forças moleculares); 
• London; 
• Born. 
A adsorção da água pelas superfícies sólidas é geralmente de natureza eletrostática. A 
molécula polar da água adere à face carregada dos sólidos. Este é o mecanismo de adsorção da água 
 76 
nas partículas de argila. A adsorção da água nas partículas de argila é um processo exotérmico, 
resultando na liberação de uma quantidade de calor denominado de Calor de Molhamento. 
Solubilidade dos Gases 
A concentração dos gases na água é geralmente aumentada com o aumento da pressão e 
diminuindo com o aumento da temperatura. De acordo com a lei de Henry, a concentração de massa 
de um gas Cm é proporcional à pressão parcial do gás Pi: 
Cm = Sc x Pi/Po , onde: Sc- coeficiente de solubilidade do gas na água; 
 Po- potencial de pressão da atmosfera; 
 Pi- pressão parcial do gas. 
Viscosidade 
Quando um líquido é deslocado em camadas (ou seja, diferentes camadas do fluido deslizam 
umas sobre as outras), a força necessária é proporcional à velocidade de deslocamento das camadas. 
Esta força proporcional é denominada de viscosidade. Quanto maior for a taxa de resistência do 
líquido ao deslocamento em camadas (maior fricção interna), maior será esta força proporcional e 
consequentemente a viscosidade. 
O coeficiente de viscosidade γ é definido como a força por unidade de área necessária para 
manter uma diferença de velocidade de 1 cm/segundo entre duas camadas paralelas de fluídos, os 
quais estão separados em 1 cm. Fluídos de viscosidade baixa fluem mais rapidamente e são ditos 
como de maior fluidez. A viscosidade da água decresce em aproximadamente 3% a cada aumento 
de 1°C na temperatura e assim decresce em torno da metade quando se aumenta a temperatura de 5 
para 35°C. 
A viscosidade também é afetada pelo tipo e concentração de solutos. 
Considerações importantes sobre o exposto neste capítulo 
1- A água, devido ao arranjamento assimétrico dos atomos de hidrogênio, apresenta um 
desbalanço de cargas elétricas. 
2- O desbalanço de cargas faz com que a água se torne um líquido polar, com uma banda 
positiva (com atomos de hidrogênio) e outra negativa (lado do oxigênio). 
3- Devido à polaridade, diferentes moléculas de água se ligam (banda positiva com banda 
negativa), formando o que se denomina Ponte de Hidrogênio. 
4- Estas ligações são bastante comuns e devido a essas é possível a formação da água no 
estado líquido e sólido (gelo). Por permitir a formação da água na forma líquida, as pontes de 
hidrogênio tornam possível o desenvolvimento da vida na terra. 
 77 
5- As mudanças de estados estão diretamente associadas às pontes de hidrogênio, pois 
partindo-se do estado de congelamento, tem-se a máxima interação destas pontes e a sua diminuição 
quando ocorre a liquefação, vaporização ou sublimação. No estado gasoso não ocorre pontes de 
hidrogênio ou estas são mínimas. Para liquefazer, vaporizar ou sublimar a água é necessário adição 
de energia para quebrar as pontes de hidrogênio. 
6- A água apresenta sua maior densidade a 4°C (1,00g/cm3), ao baixar a temperatura a água 
se expande, devido à formação de uma estrutura cristalina hexagonal, e se torna menos densa. Ao se 
elevar a temperatura acima de 4°C, as moléculas aumentam seu deslocamento térmico e também se 
expandem, se tornando menos densa. 
7- Quando as moléculas de água se encontram no estado líquido, estas estão em constante 
deslocamento e choque. Durante estes choques algumas adquirem energia suficiente para passarem 
ao estado gasoso. O sentido contrário pode ocorrer quando uma molécula de água no estado gasoso 
se choca com uma superfície líquida. A Pressão de Vapor refere-se a estes deslocamentos das 
moléculas de água de uma fase para a outra. A pressão de vapor depende das condições físicas da 
água (pressão e temperatura) e das condições químicas (solutos). Relações importantes: 
Maior Temperatura → Maior Pressão de Vapor; 
Maior Pressão → Maior Pressão de Vapor; 
Maior concentração de Solutos → Geralmente Menor Pressão de Vapor. 
8- A tensão superficial da água é outra característica associada às pontes de hidrogênio. Esta 
propriedade se refere às interações de um corpo de água com outra superfície de natureza diferente. 
O líquido comporta-se como se fosse coberto por uma membrana elástica em constante estado de 
tensão, causando a contração da superfície. Portanto, o que esta em jogo são as forças de adesão e 
coesão. 
Quando um corpo de água apresenta pouca afinidade a uma superfície sólida, significa que 
suas moléculas tem maior afinidade com elas próprias do que com as moléculas da superfície 
estranha. Neste caso as forças de coesão predominam sobre as de adesão. Assim a água apresenta 
alta tensão superficial em relação à aquela superfície. 
Na situação contrária (alta afinidade com a superfície estranha) ocorre predomínio das forças 
de adesão e a tensão superficial é baixa em relação à superfície. A tensão superficial é diminuida 
com o aumento da temperatura e aumentada com o aumento da densidade. Eletrólitos aumentam a 
tensão superficial e solutos orgânicos, como os detergentes, diminuem a tensão superficial. 
9- A capilaridade é a subida de uma coluna de água dentro de um tubo capilar e esta 
ascenção se deve às forças de atração elétrica (que atraem as moléculas de água em direção ao tubo) 
 78 
e à tensão superficial relativamente alta da água. A tensão superficial alta faz com que as moléculas 
de água subam através de ligações de pontes de hidrogênio, as quais conferem alta coesão entre as 
partículas. 
A altura de um menisco de água em um tubo será diretamente proporcional à tensão 
superficial da água e inversamente proporcional ao angulo de contato entre o menisco e o tubo, à 
densidade da água e ao raio do tubo. 
MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DA UMIDADE DO SOLO 
A água no solo é dinâmica e encontra-se em constante movimento de um localpara outra em 
resposta às forças que são criadas pela percolação, evaporação, irrigação, chuva, uso pelas plantas e 
temperatura. Para fins agrícolas o solo é considerado como um reservatório de água. A água ocupa 
os espaços porosos do solo e a energia com que esta é armazenada depende das características 
intrínsecas do solo como textura, estrutura, porosidade, distribuição de poros, e do estado de 
umidade. 
No capítulo anterior foi dada ênfase às propriedades da água, porém de forma pragmática, 
mais do que isso, é necessário quantificar esta água de forma que se possa maneja-la e com isso 
obter melhores desempenhos agrícolas. Três são as razões principais para a quantificação da água do solo, são 
elas: 
• Desejo de determinar o conteúdo de umidade do solo, que é, a quantidade de água 
contida em uma unidade de massa ou volume de solo. Esta informação é necessária 
para calcular a necessidade de água a ser aplicada para reabastecer a zona radicular 
das culturas; 
• Determinar a magnitude do potencial da água do solo; 
• Estimar a evapotranspiração. 
Existem vários métodos de determinação do conteúdo de água do solo e todos apresentam 
vantagens e desvantagens. A seguir serão apresentados alguns dos principais métodos e suas 
respectivas vantagens e desvantagens. 
Método Gravimétrico 
Consiste em remover uma amostra de solo no campo e determinar a massa úmida e seca 
(após estufa a 110°C). 
• Vantagem→ é relativamente prático, de baixo custo e bastante empregado. 
• Desvantagem→ é destrutivo, pois a amostra é destruída durante a coleta e avaliação. 
 79 
• Necessário→ é necessário o conhecimento da densidade do solo para transformar de 
gravimétrica para volumétrica. 
Bloco Poroso 
Método indireto no qual a condutividade elétrica do bloco poroso é uma função da água 
absorvida do solo pelo bloco poroso. 
• Vantagem→ simplicidade e custo baixo; 
• Desvantagem→ deve ser calibrado para cada solo e a calibração deve ser ajustada 
com o tempo. Não tem precisão em solos muito úmidos. 
Método de Nêutrons 
Nêutrons são emitidos da fonte radioativa, usualmente de Radio e Berílio. Os nêutrons 
diminuem sua velocidade de locomoção quando chocam-se com átomos de hidrogênio. A taxa de 
diminuição da velocidade dos nêutrons é detectada e relacionada à quantidades de hidrogênio. 
Como o hidrogênio esta relacionado à água do solo, pode se inferir sobre a umidade do solo. 
• Vantagem→ possibilita a repetição periódica das medições, nos mesmos locais e nas 
mesmas profundidades, do conteúdo volumétrico da água de um volume 
representativo do solo. 
• Desvantagem→ precisa ser calibrado, custo elevado, não sensível na superfície do 
solo, os aparelhos são delicados e o manejo incorreto pode ser perigoso. 
Raios Gama 
Os raios gama emitidos da fonte são absorvidos pelo solo, aproximadamente na proporção 
da densidade do solo. Se a densidade se mantém constante (não ocorrência de expansão e contração 
da massa do solo), as mudanças na leituras em intervalos de tempo refletem mudanças no conteúdo 
de água do solo. 
• Vantagem→ pode ser ajustado para detectar umidade em camadas finas de solo. (1 
cm); 
• Desvantagem→ custo elevado, necessita calibração, não é muito pratico no campo e 
os aparelhos são muito delicados. 
TDR 
De acordo com o método gravimétrico, amostras de solo são coletadas no campo e 
encaminhadas ao laboratório para quantificação de sua umidade. Estes cálculos são feitos como se 
verá a seguir: 
 80 
Ug = Mu- Ms/Mt , onde: Ug- umidade gravimétrica; 
 Mu- massa úmida; 
 Ms- massa seca; 
 Mt- massa total. 
A umidade gravimétrica, expressa em termos de grama/grama, não tendo muita aplicação, 
uma vez que se objetiva quantificar a água do solo em termos volumétricos. Para se obter este valor 
em cm3/ cm3, é necessário calcular a densidade do solo. Com ela se obtém a umidade volumétrica 
através da seguinte formula: 
θ = Ug x Ds, onde: 
θ→ umidade volumétrica; 
Ug→ umidade gravimétrica; 
Ds→ densidade do solo. 
Através dessa transformação obtém-se o valor da umidade do solo expresso em cm3 de 
água/cm3 de solo. Tanto a umidade gravimétrica como a volumétrica são adimensionais, por isso 
seus valores são expressos em termos de %. Pelo fato de serem apresentadas nesta forma, é 
importante ter a informação adicional se trata de um relação gravimétrica ou volumétrica. 
A determinação da umidade de forma precisa exige um número de amostragem 
relativamente grande devido a alta variabilidade desta medida. O número de amostragens é motivo 
de controvérsias pois dois aspectos precisam ser atendidos, são eles: praticidade e precisão. 
ARMAZENAMENTO DE ÁGUA DO SOLO 
Para muitas finalidades a estimativa da umidade, tanto gravimétrica como volumétrica não é 
conveniente. Para atividades como irrigação é necessário o conhecimento da água armazenada, a 
qual é medida através de uma altura de água. Fazendo-se uma analogia com um reservatório de 
água, a altura de água é o volume por unidade de área. 
 
 81 
No solo esta altura é obtida através do somatório das umidades volumétricas pelas 
profundidades equivalentes a estas umidades. A definição de armazenamento de água A em uma 
camada de solo de espessura L, é: 
AL = ∫ θ dZ, onde: AL - altura de água; 
 θ - umidade volumétrica; 
 Z - profundidade. 
Como θ é dada em cm3/cm3 e Z em cm, AL é dada em cm3/cm2, que é volume por unidade 
de área. Devido aos poucos dados que geralmente são obtidos nos intervalos de profundidade L, a 
integral é simplificada utilizando-se as diferenças finitas, ficando: 
AL ≅ θm x L, onde: 
AL- altura de água; 
θm - valor médio da umidade no intervalo L; 
L - intervalo de profundidade referente à umidader média. 
Na prática o que se utiliza é a formula simplificada. Geralmente a profundidade considerada 
para se estimar a altura de água é aquela que corresponde a 90% da concentração radicular. A seguir 
para melhor visualização será apresentado um exemplo. 
Suponhamos que uma dada época mediu-se a umidade em três profundidades (0-20, 20-40 e 
40-60 cm). Os valores obtidos foram: 0,358, 0,423 e 0,441, respectivamente. Neste caso a altura de 
água será: 
A60 = (0,358 + 0,423 + 0,441/3) x 60 ⇒ A60 = 244 mm 
Este valor equivale a dizer que em uma área de 1 m2, com uma profundidade de 60 cm, 
armazena-se o equivalente a 244 l. Uma vez que 1 mm = 1 litro/m2. 
Se o objetivo fosse apenas calcular a altura de água de uma profundidade específica, 
utilizaria-se apenas a umidade referente àquela profundidade. Assim, para uma espessura de 20 cm, 
ficaria: 
A20 = 0,358 x 20 cm ⇒71,6 mm 
Como apresentado no início, através da quantificação da água do solo é possível avaliar a 
sua dinâmica em intervalos de tempo definidos. Se após alguns dias fossem coletadas amostras nas 
mesmas profundidades (0-20, 20-40 e 40-60) e encontra-se os seguintes valores de umidade: 0,236, 
0,381 e 0,393 cm3/cm3, respectivamente, o novo armazenamento de água seria: 
A60 = (0,236 + 0,381 + 0,393/3) x 60 = 190mm 
Através destes dados observa-se que o solo perdeu umidade neste intervalo de tempo e além 
disso, é possível estimar a quantidade e qual foi a taxa de perda. Assim seria: 
 82 
 Perda = 240 mm - 190 mm = 50 mm 
A taxa de perda média seria obtida através da formula: 
Tp = 50 mm/ 10 = 5 mm/dia. 
adotando-se intervalo entre medidas de 10 dias. 
Outra informação importante que se pode obter nas medições de umidade é a profundidade 
de molhamento após uma chuva ou irrigação. Se nesta mesma área de estudo, após uma chuva ou 
irrigação, fossem feitas novas coletas de amostras de umidade e encontra-se estes valores: 0,551, 
0,468 e 0,393, teríamos uma altura de água de : 
A60 = (0,551 + 0,468 + 0,393/3) x 60 = 286 mm 
Comparando este resultado com o anterior, observa-se que achuva foi suficiente para 
fornecer uma lamina de 96 mm (diferença entre as medições). Além dessa informação, observando-
se os valores da umidade, pode-se constatar que a umidade na profundidade entre 40-60 cm não se 
alterou entre as duas leituras. Com isso conclui-se que esta quantidade de água não foi suficiente 
para fornecer água à uma profundidade maior que 40 cm. A profundidade de molhamento desta 
chuva foi de 40 cm. 
O importante a se considerar é que o armazenamento da água do solo é uma função da 
profundidade considerada e que para profundidade, ele varia em função do tempo devido aos 
processos de ganho de água (chuva e/ou irrigação) e aos de perda (evapotranspiracão e/ou drenagem 
interna). 
Neste capítulo capacitou-se a calcular o quanto de água esta armazenada em um 
determinado solo com uma profundidade específica, no entanto, fica faltanto a informação de 
quanto % desta água armazenada estará efetivamente disponível para as plantas. Para se ter esta 
informação é necessário abordar outros conceitos, são eles: Água Disponível (A.D.), Capacidade de 
Campo (C.C.) e Ponto de Murcha Permanente (P.M.P). Estes conceitos serão apresentados mais a 
frente, pois para o melhor entendimento deles é necessário o conhecimento do estado energético da 
água do solo. 
POTENCIAL DE ÁGUA NO SOLO 
No capítulo anterior abordou-se as propriedades físico-químicas da água e os fatores que 
influenciavam estas propriedades, bem como os métodos de quantificação desta no perfil do solo. 
Neste capítulo será dada enfase ao comportamento energético da água no solo e sua expressão de 
forma quantitativa. 
Estado da água no solo 
 83 
A água do solo como outros corpos na natureza, contêm energia em diferentes quantidades e 
formas. A física clássica reconhece duas principais formas de energia, são elas: CINÉTICA E 
POTENCIAL. Uma vez que o movimento da água no solo é muito lento, sua energia cinética, a 
qual é proporcional ao quadrado da distância, é geralmente considerada irrelevante. Por outro lado, 
a energia potencial do solo varia de forma bastante grande e estas diferenças na energia potencial da 
água do solo entre um ponto e outro, faz com que a água flua dentro do solo. 
A tendência universal e espontânea de toda a matéria na natureza é de mover-se de onde a 
energia potencial é maior para a de menor potencial, atingindo o equilíbrio. A água do solo obedece 
a mesma regra universal de equilíbrio, movendo-se constantemente na direção do decrescimo da 
energia potencial. A taxa de decrescimo na energia é de fato a força causadora do fluxo. 
O conhecimento do estado relativo de energia da água do solo em cada ponto dentro do solo, 
permite-nos determinar o quanto distante a água em um sistema solo esta do equilíbrio. Claramente, 
o importante não é a quantidade absoluta de energia potencial que a água possui e sim o nível 
relativo de energia nas diferentes regiões do solo. 
O conceito de potencial da água do solo é um critério para sua energia e expressa a energia 
potencial específica da água do solo relativa àquela água em um estado padrão de referencia. O 
estado padrão de referência da água foi convencionado como o de um reservatório contendo água 
pura e livre, à pressão atmosférica e na mesma temperatura da água do solo e a uma dada elevação. 
Este conceito é de fundamental importância pois substitui a antiga categorização arbitrária, a 
qual classificava a água do solo na seguintes categorias: 
• água gravitacional; 
• água capilar; 
• água higroscópica. 
O fato é que toda a água, e não parte dela, é afetada pela ação da gravidade. Logo não tem 
sentido fazer esta divisão. Outro aspecto importante é que as leis de capilaridade não começam ou 
cessam em certos valores de umidade do solo ou de tamanho dos poros. 
 O conceito potencial da água do solo responde qual a diferença da água de um lugar para 
outro do solo e a principal vantagem de sua adoção como conceito é que esta fornece medidas 
unificadas, através dos quais o estado da água pode ser avaliado em qualquer local e momento 
dentro do contínuo solo-planta-atmosfera. 
Quando o solo esta saturado e sua água se encontra com uma pressão hidrostática maior do 
que a pressão atmosférica (ex: sob um lençol freático) o nível de energia potencial desta água pode 
ser maior do que do estado de referência (reservatório descrito acima). Neste caso a água tenderá a 
mover-se espontaneamente do solo para o reservatório (se estes sistemas estiverem conectados). Ao 
 84 
contrário, a tendência espontânea será a água do estado padrão mover-se para o sistema solo sob 
comparação. 
Quando o solo apresenta-se não saturado a água é mantida por capilaridade e por forças de 
adsorção. Nesta situação a energia potencial é geralmente negativa e sua pressão hidrostática 
equivalente é menor do que no estado de referência. Sob condições normais de campo o solo 
encontra-se insaturado e o potencial da água do solo é negativo. O potencial total da água do solo, 
em qualquer ponto, não depende somente da pressão hidrostática mas também de alguns fatores físicos 
adicionais como: 
• Elevação (relativo à elevação de referência); 
• Concentração de solutos; 
• Temperatura. 
Potencial total da água do solo 
Nos já descrevemos a energia potencial da água do solo de forma qualitativa. Do ponto de 
vista termodinâmico, a energia potencial pode ser considerada em termos da diferença em energia 
livre específica parcial entre a água do solo e a água no estado padrão. Mais especificamente o 
potencial total da água do solo é a quantidade de trabalho que pode ser feito, por unidade de água 
pura com o objetivo de transportar reversivelmente e isotermicamente uma quantidade infinitesimal 
de água, de um reservatório de água pura, para um ponto qualquer específico. 
A água do solo esta sujeita a um número de forças no campo, as quais causam a mudança de 
seu potencial em relação ao estado padrão. Tais forças que ocorrem no campo são o resultado da 
atração da água pela matrix sólida, bem como da presença de solutos e a ação da pressão de gases 
externos e da gravidade. Desta forma, o potencial da água do solo pode ser considerado como a 
soma das contribuições separadas destas várias forças: 
ψt = ψg + ψp + ψo + ........ , onde: 
ψt → Potencial total da água do solo; 
ψg → Potencial gravitacional; 
 ψp → Potencial de Pressão (pressão +) ou Mátrico ψm (pressão -); 
ψo → Potencial osmótico; 
Na literatura também é apresentado outra forma de demonstração da fórmula de potencial 
total da água do solo: 
ψt = ψh2o + ψg + ......, onde: 
ψt → Potencial total da água do solo; 
 85 
ψg → Potencial gravitacional; 
ψ h2o → Potencial da água do solo (representa a soma de ψp ou ψm e ψo). 
O detalhamento nesta formula é a diferenciação entre potencial químico (ψp ou ψm e ψo) e 
potencial externo de força de campo (ψg). A gravidade é a única força externa que esta atuando no 
potencial total da água no sistema solo-água-planta. Por isso existe esta distinção entre Potencial 
Total da Água do Solo (definido anteriormente) e Potencial da Água do Solo. Por definição 
Potencial da Agua do Solo é a diferença entre potencial químico da água em um sistema em 
equilíbrio e o potencial químico da água na mesma temperatura e no estado de referencia. 
Os pontos no final da formula fazem referência à possibilidade de forças adicionais e 
teoricamente possíveis interferirem no potencial total, tais como: Potencial Elétrico, Potencial de 
Temperatura e etc. 
A medida do potencial total da água e, consequentemente de suas componentes, é sempre 
feita de forma relativa, em comparação a um estado padrão, para o qual é atribuído o valor zero. 
Como a água no solo, na planta ou mesmo na atmosfera, não tem uma massa ou volume definidos, é 
comum medirmos a energia da água em termos de energia por unidade de volume(E/V). Ao 
dividirmos energia por volume, o que se obtêm é uma pressão e é por isso que se expressa os dados 
de potencial da água em termos de atmosferas (atm), Bária ou Pascal. A pressão também pode ser 
expressa em unidade de coluna de um fluído, geralmente água ou mercúrio, cm de H2O e cm de Hg, 
respectivamente. Mas é importante alertar que apesar de ser expressa em termos de pressão, o 
potencial total da água do solo é uma forma de energia. 
A seguir são apresentados as diferentes unidades de pressão e seus respectivos fatores de 
conversão. 
Unidades atm cm Hg cm H2O b Pa l/pol2 
1 atm 1 76 1033 1.013.250 101.325 14,696 
1 cm Hg 1,316 x 10-2 1 13,6 13.332 1.333,2 0,1934 
1cm H2O 9,681 x 10-4 7,35 x 10-2 1 981 98,1 1,423 x 10-2 
1 bária 9,869 x 10-7 7,5 x 10-5 1,019 x 10-3 1 0,1 1,45 x 10-5 
1 pascal 9,869 x 10-6 7,5 x 10-4 1,019 x 10-2 10 1 1,45 x 10-4 
1 lib/pol2 6,805 x 10-2 5,172 70,292 68.948 6.894,8 1 
fonte: A água em sistemas agrícolas. 
Nem todos os potenciais separados, dados acima, agem da mesma forma, podendo mesmo 
não influenciar no fluxo da água. O potencial osmótico é um deles, pois para que este atue no fluxo 
de água no solo é necessário a presença de uma membrana semi-permeável. 
 86 
Potencial Gravitacional 
Por definição o potencial gravitacional é o potencial atribuível à força gravitacional no 
campo, a qual depende da elevação ou localização vertical da água. 
Todo corpo na superfície da terra é atraído em direção ao centro da terra pelo efeito da força 
gravitacional igual ao peso do corpo, o qual é o produto da massa do corpo pela aceleração da 
gravidade. Para levantar um corpo contra esta atração, trabalho deve ser gasto, e este trabalho é 
acumulado através da elevação do corpo na forma de energia gravitacional potencial. 
O potencial gravitacional da água do solo é determinado pela elevação do ponto relativo a 
algum nível de referência arbitrário e amarrado no perfil do solo, sendo convenientemente 
padronizado em valores positivos ou igual a zero. O potencial gravitacional independe das 
condições químicas e da pressão da água do solo e sim exclusivamente da elevação relativa. 
A energia potencial gravitacional do solo por unidade de volume é representada pela 
seguinte fórmula: 
ψg = ρágua . g . z, onde: 
ψg → potencial gravitacional; 
ρágua → densidade da água; 
g → aceleração da gravidade; 
z → altura de referência. 
Um exemplo de como se comporta o potencial gravitacional da água do solo pode ser 
observado através do esquema abaixo: 
 
O potencial gravitacional do ponto A ( no nível de referência) é calculado da seguinte forma: 
 ψg A = ρágua . g . z tal que ψg = 1 g/cm3 . 981 cm/s2 . 0 logo, ψg A = 0 
Considerando densidade da água de 1g/cm3 e aceleração da gravidade de 981 cm/s2. 
Para o ponto B, substituindo os valores na formula, tem-se: 
 87 
ψg B = 1g/cm3 . 981 cm/s2 . - 50 cm tal que ψg B = - 49.050 bária 
 o que equivale em atmosferas à -49.050 . 9,869 x 10-7 = 0,048 atm 
ψg B = - 0,048 atm = - 50 cm de H20 
 
Para o ponto C, substituindo os valores na formula, tem-se: 
ψg C = 1g/cm3 . 981 cm/s2 . +20 cm tal que ψg B = + 19.620 bária 
o que equivale em atmosferas à + 19.620. 9,869 x 10-7 = + 0,019 atm 
ψg B = + 0,019 atm = + 19,6 cm de H20 
Neste caso, o potencial gravitacional da água nos pontos A, B e C segue a seguinte relação 
decrescente de energia: C > A > B. 
POTENCIAL DE PRESSÃO 
O potencial de pressão é a porção do potencial da água que resulta de um pressão total 
diferente da pressão de referência. 
A água do solo quando esta a uma pressão hidrostática maior do que a atmosférica, seu 
potencial de pressão é considerado positivo. Quando sua pressão hidrostática é menor do que a 
atmosférica (uma sub pressão, comumente conhecida como tensão ou sucção) o potencial de 
pressão é considerado negativo. Desta forma, a água situada a um nível abaixo da superfície livre 
possui potencial de pressão positivo, a água na superfície tem potencial de pressão igual a zero e a 
água acima da superfície é caracterizada por possuir potencial de pressão negativo. 
Estas diferenças podem ser melhor observadas através do seguinte esquema: 
 
Os potenciais de pressão da água nos pontos A, B e C são bastante diferentes e podem ser 
calculados pela seguinte formula, tendo como referência a pressão atmosférica: 
ψp = ρágua . g . h , onde: 
h - altura em relação à superfície de água livre (chamada de alura piezomérica; 
 88 
ρágua - densidade da água; 
g - aceleração da gravidade; 
ψp - potencial de pressão. 
No ponto B, nível de referencia, a pressão da água é igual à pressão atmosférica, 
convencionada como sendo igual a zero. Desta forma o potencial de pressão no ponto B é, de 
acordo com a formula: 
ψp = ρágua . g . h tal que = 1 g/cm3 . 981cm/s2. 0 logo, 
ψp = O 
No ponto C, na base do reservatório, uma volume de água faz uma pressão positiva 
equivalente à profundidade do ponto C. Neste caso, considerando-se uma profundidade de 30 cm 
(H1 = 30cm), o potencial de pressão no ponto C será o seguinte: 
ψp = ρágua . g . h tal que = 1 g/cm3 . 981cm/s2. (+30 cm) logo, 
ψp = 29430 bária tal que ψp = 0,029 atm = 30 cm H2O 
No ponto A, acima do reservatório, o potencial de pressão é menor do que a pressão 
atmosférica (referência 0), resultando em um pressão negativa. Assim o potencial de pressão no 
ponto A, considerando uma altura igual a 30 cm, será: 
ψp = ρágua . g . h tal que = 1 g/cm3 . 981cm/s2. (-30 cm) logo, 
ψp = - 29430 bária tal que ψp = - 0,029 atm = - 30 cm H2O 
Este potencial de pressão negativo é denominado de Potencial Mátrico e na verdade refere-
se a uma possibilidade de valor de pressão pertencente ao componente potencial de pressão da água 
do solo. A diferença entre Potencial de Pressão e Potencial Mátrico do Solo esta relacionada ao 
causador da pressão, o potencial mátrico ocorre devido à matrix coloidal do solo, enquanto que o 
potencial de pressão é resultado da carga de um determinado volume de água. Por definição 
Potencial Mátrico é a porção do potencial da água do solo atribuível ao efeito da matrix coloidal do 
solo. A algum tempo atraz este termo éra denominado de Potencial Capilar mas foi alterado uma 
vez que este potencial negativo no solo não é determinado somente pela ascensão capilar mas 
também pelo fenômeno de adsorção da água pela matrix do solo. Como a divisão do potencial 
negativo em Capilar e de Adsorção é impraticável, optou-se pela mudança de nome para Potencial 
Mátrico. 
O Potencial Mátrico, desta forma, é o resultado da capilaridade e das forças adsortivas da 
matrix do solo. Esta forças atraem e ligam a água no solo e seu potencial se torna menor que o da 
água livre. Abaixo é representado como funciona no solo o efeito do Potencial Mátrico. 
 
 89 
 
Como discutido no capítulo anterior a capilaridade resulta da tensão superficial da água e de 
seu angulo de contato com as partículas sólidas. Em um sistema insaturado o menisco curvo 
obedece a equação da capilaridade: 
Po- Pc = ∆P = 2γ cos α ( 1/R1 - 1/R2); 
quando α é 0- cos de α é 1 e a equação se torna em: 
 Po- Pc = ∆P = 2γ ( 1/R1 - 1/R2). 
Po - pressão atmosférica; 
Pc - pressão da água do solo; 
∆P - déficit de pressão; 
γ - tensão superficial; 
R1 e R2 - são os raios principais de um ponto do menisco; 
α - angulo de contato. 
A presença dos dois raios se deve ao fato de que no solo não exitem tubos capilares perfeitos 
e sim vários tipos e formas de espaços porosos os quais apresentam mais de um raio de curvatura 
para influenciar a pressão através da interface. Observando-se os itens da formula, pode se perceber 
que a obtenção do potencial mátrico do solo não é fácil. Os fenomenos de capilaridade e adsorção 
dependem principalmente de: 
• - arranjo poroso; 
• - distribuição de poros;• - tensão superficial da água; 
• - afinidade entre a água e as superfícies sólidas; 
• - superfície específica do solo; 
• - qualidade das partículas sólidas; 
 90 
Devido às dificuldades de descrever estes fenômenos e desenvolver fórmulas para 
determinação do potencial matricial, ilustra-se o Potencial Matricial através de capilares de vidro 
em água. 
Como visto no item sobre capilaridade, se um capilar de vidro for introduzido na água, a 
água nele penetra espontaneamente e atinge uma altura h. O fato de a água penetrar no tubo capilar 
indica que a energia da água dentro do tubo é menor do que fora. A altura h é calculada da seguinte 
forma: 
h = 2γ cos α / ρágua . g . r, onde: 
h - altura do capilar; 
γ - tensão superficial; 
α - angulo de contato; 
ρágua - densidade da água; 
g - aceleração da gravidade; 
r - raio do tubo capilar. 
Na figura abaixo, no ponto C temos uma diferença de pressão, pois na parte superior do 
menisco atua a pressão atmosférica e logo abaixo temos uma pressão manométrica de -h cm de 
H2O. Comparando-se com os outros pontos, pode-se observar que os pontos A e B, por estarem no 
mesmo nível, apresentam mesma pressão, no caso a atmosférica. No ponto D a pressão aumenta, e 
este aumento é proporcional ao aprofundamento no líquido. Partindo-se do ponto D até chegar ao 
ponto C, a pressão da água passa de positiva, diminui até zero, ao chegar em B e A, e torna-se 
negativa a medida que se eleva em relação à superfície de referência. 
Se neste caso o tubo apresentasse um diâmetro interno de 2 mm e o angulo de contato fosse 
de 10°, teríamos: 
h = 2 x 71,9 x 0,985/ 1 x 981 x 0,1 tal que h = 1,44 cm 
Este valor de h seria utilizado no calculo do potencial de pressão, no caso matricial, 
utilizando a formula já apresentada, qual seja: 
ψp = ρágua . g . h tal que = 1 g/cm3 . 981cm/s2. (-1,44 cm) logo, 
ψp = - 1412,64 bária tal que ψp = - 0,0014 atm = - 1,44 cm H2O 
 
 91 
 
Este exemplo foi apenas de valor demonstrativo, pois o Potencial Matricial da água do solo, 
na prática não é calculado e sim medido diretamente e dentre os aparelhos medidores, destaca-se os 
tensiômetros, os funis de placa porosa e a câmara de pressão de Richards. 
Para finalizar, é importante ficar claro o comportamento do Potencial Matricial em relação 
ao estado de umidade do solo e algumas de suas propriedades morfológicas. 
Quando um solo encontra-se saturado, todos os poros estão preenchidos com água e não 
existem meniscos (interface água/ar) e a adsorção é considerada nula. Nesta situação o componente 
matricial é igual a zero e o Potencial Total da Água do Solo é determinado por outros componentes 
como o osmótico e o gravitacional. O potencial matricial passa a ter importância quando o solo 
começa a perder umidade, pois o ar substitui os espaços ocupados pela água e gera os primeiros 
capilares. Com a continuidade da secagem o Potencial Matricial se torna mais negativo, pois a água 
tende a ocupar os menores poros. Quanto menor a umidade do solo mais negativo se torna o 
Potencial Matricial. Quando o estado de umidade do solo esta entre a saturação e a seca completa, 
solo úmido, a capilaridade se torna o fator mais importante na determinação do Potencial Matricial, 
e neste caso, o arranjo poroso se torna muito importante. Nesta umidade, propriedades morfológicas 
como textura (solos mais argilosos apresentam potencial matricial mais negativos que arenosos, em 
um mesmo estado de umidade), estrutura e composição das partículas são muito importantes pois 
definem a porosidade e distribuição dos poros do solo. Outra informação importante que se pode 
retirar a partir deste comportamento é que o manejo interfere no Potencial Matricial, ao se 
compactar o solo altera-se o volume de poros do solo. A compactação tende a diminuir os poros e, 
como já discutido anteriormente, poros menores apresentam potencial matricial mais negativo. 
Em estados de seca severa, a água que ainda permanece no solo esta na forma de filmes na 
superfície das partículas menores, e neste caso a capilaridade perde sua importância na 
determinação do Potencial Matricial. O fenômeno de adsorção se torna mais importante e determina 
valores bastante negativos. 
 92 
Potencial Osmótico 
O Potencial Osmótico do Solo é a porção do potencial da água que resulta do efeito 
combinado de todas as espécies de solutos presentes no solo. 
A presença de solutos na água do solo afeta sua propriedade termodinâmica e baixa seu 
potencial energético. Em particular, solutos diminuem a pressão de vapor da água do solo. Como 
este fenômeno pode não afetar o fluxo de massa líquida significativamente, este não é considerado. 
O potencial osmótico somente desempenha importante função sobre o fluxo de água do solo quando 
existe uma membrana seletiva ou barreira de difusão, a qual transporta água mais rapidamente que 
do que sais. Por isso o efeito osmótico é importante na interação entre raízes e solo, bem como em 
processos envolvendo difusão de vapor. 
Uma forma aproximada de se calcular o Potencial Osmótico é através da equação de van’t 
Hoff: 
ψo = - RTC , onde: 
ψo → Potencial Osmótico; 
R → constante universal dos gases (0,082 atm); 
T → temperatura absoluta (°K); 
C → concentração do soluto em mol/litro. 
 
 
Na figura acima, duas amostras de solo com diferentes concentrações de sais são colocadas 
em contato. O potencial de cada amostra é apresentado abaixo: 
ψoA = - RTC tal que ψoA = - 0,082 x 300 x 0,1 
ψoA = - 2,46 atm 
ψoB = - RTC tal que ψoB = - 0,082 x 300 x 0,5 
ψoB = - 12,3 atm 
 93 
A amostra de solo A tem potencial osmótico maior que a amostra B e portanto, a água do 
solo A tem maior energia potencial ( considerando os outros componentes iguais) que o solo B. A 
tendência esperada seria um fluxo de água da amostra A para a B. Mas como o transporte dos 
solutos não é impedido entre as amostras, o que ocorre na verdade é o equilíbrio nas concentrações 
de soluto e com o tempo as duas amostras de solo apresentam concentração aproximada de 0,3 M. 
No equilíbrio o potencial total da água nos dois solos será: 
ψoE = - 0,082 x 300 x 0,3 ψoE = - 7,4 atm 
Durante a distribuição dos sais não houve fluxo significativo de água e sim de solutos. 
Se por outro lado, na área de contato entre as amostras for colocada uma membrana seletiva 
à solutos, o resultado é bastante diferente. A diferença de potencial osmótico é convertida em fluxo 
de água pois os solutos não são distribuídos de forma equilibrada entre as amostras. O esquema 
abaixo demonstra este comportamento de forma mais clara. No primeiro momento (1), os dois 
sistemas de reservatórios idênticos com o mesmo volume de água, diferenciam-se apenas pelo fato 
de que o sistema A tem maior concentração de solutos do que o sistema B. Após determinado 
tempo, a água do sistema A (potencial osmótico menos negativo) flui espontaneamente através da 
membrana impermeável aos solutos. Este fluxo eleva o volume do sistema B, diluindo a 
concentração anterior. Desta forma, no segundo momento (2), a concentração de soluto nos dois 
sistemas é aproximadamente igual (0,3 M), o volume de água no sistema B aumenta o equivalente à 
diminuição do sistema A e os solutos não são transportados através da membrana. 
 
 
 Uma outra situação em que o efeito osmótico adquire importância é quando se 
considera o fluxo de vapor, principalmente em regiões secas, onde a taxa de evaporação é maior que 
a precipitação. Nesta situações o fluxo de vapor do solo para a atmosfera é bastante intenso e a água 
que passa para a atmosfera fica livre dos sais antes dissolvidos. A tendência é o acúmulo dos sais na 
 94 
superfície do solo e na forma de cristais. Este fenômeno explica a ocorrência de eflorescências 
(propriedade morfológica descrita na primeira parte). A interfacear-atmosfera funciona como uma 
membrana semipermeável. 
Pelo exposto nos três exemplos, pode-se concluir que para a ocorrência do efeito osmótico é 
necessário duas condições básicas, são elas: 
• - diferença de potencial químico; 
• - presença de uma membrana semipermeável ou algum tipo de barreira que impeça o 
movimento de solutos entre os sistemas. 
No exemplo acima o cálculo do potencial osmótico é relativamente fácil pois os valores da 
concentração dos sais foi estipulado aleatoriamente. Porém no solo a estimativa destes valores é 
bastante complicada pois existem vários tipos de sais dissolvidos e com diferentes graus de 
dissociação. Existem alguns métodos de avaliação da concentração no solo, porém estes não serão 
discutidos aqui. 
Quando se coloca um sal para solubilizar em um recipiente com água, dois aspectos 
importantes devem ser levados em conta, são eles: 
• - Percentagem de dissociação; 
• - Número de espécies iônicas dissociadas. 
A concentração que conta na solução como causadora de efeito osmótico é àquela que se 
dissociou na água; e aquela que ficou na forma precipitada não é considerada. Uma vez determinada 
a concentração do sal que determina o efeito osmótico, deve se considerar quantas espécies de ions 
são dissociados a partir daquele sal. 
O exposto acima pode ser melhor compreendido através do exemplo a seguir: 
Imagine que uma quantidade de sal colocada na água para dissolver seja equivalente a 1 
Molar e desta quantidade, somente 10 % se dissocie. Neste caso a concentração que deve ser 
considerada ativa do ponto de vista osmótico é 0,1 Molar. E se esse mesmo 0,1 Molar, ao dissociar, 
gerar três espécies iônicas, a concentração será multiplicada por três. 
ψo = - 0,082 x 300 x 3 x(0,1M) ψo = - 7,4 atm 
Componentes do Potencial Total da Água do Solo em Diferentes Sistemas 
De todos os componentes do potencial total da água do solo, nem todos exercem influencia 
nos diferentes sistemas. A seguir será apresentado quais componentes determinam o potencial todal 
da água em algumas situações. 
1A- Solo saturado e imerso em água: 
ψt = ψg + ψp 
 95 
Sob essa condições o componente gravitacional é importante pois a posição relativa à 
referencia determina o estado energético da água. Outro componente de importância é o potencial 
de pressão, pois na saturação a carga hidráulica atua sobre o solo. Os componentes matricial e 
osmótico não são considerados, pois não existe a interface água /ar (formação de capilar e adsorção) 
e não ocorre barreira alguma ao fluxo dos sais, respectivamente. 
2B- Solo não saturado 
 ψt = ψg + ψm 
A diferença para o primeiro caso é que com a diminuição da umidade a água não mais se 
apresenta de forma livre e sim em capilares e adsorvida na matrix do solo. Nesta condição o 
potencial matricial adquire importância. Os outros componentes apresentam a mesma importância 
do caso anterior. 
2A- Passagem da água para as raízes em condições de saturação (arroz irrigado) 
ψt = ψg + ψp + ψo 
Em relação ao caso 1A a diferença é a presença da membrana celular que regula a passage 
de ions da solução do solo para a solução da celula vegetal. A diferença de potencial osmótico entre 
o interior e o exterior da celula determina de forma significativa o fluxo de água na planta. A 
regulagem osmótica do interior de certas celulas é apresentado como um possível mecanismo de 
sobrevivencia dos vegetais em ambiêntes secos. Os outros componentes do potencial total da água 
tem comportamento idêntico ao do caso 1A. 
2B- Solo não saturado 
ψt = ψg + ψm + ψo 
Neste caso, a diferença para o exemplo acima é que a água do solo encontra-se menos livre e 
com menos energia, por estar interagindo com a matrix do solo. Além dos componentes 
gravitacional e osmótico, o efeito matricial adquire grande importância. Neste caso o processo de 
absorção de água pela planta exige maior energia. 
2C- Transporte dentro da planta 
ψt = ψp + ψo 
Neste caso o potencial de pressão positivo surge como conseqüência da entrada da água em 
um volume celular limitado. O potencial osmótico surge com a presença de solutos resultante da 
absorção de ions pela raiz (celulas do xilema) e pela sintese de substâncias elaboradas (celulas do 
floema). O componente gravitacional é irrelevante e como não há interfaces ar/água, o componente 
matricial é zero. No entanto em alguns tipos de celulas como as de tecidos de tubérculos que 
 96 
estocam amido, estes compostos desempenham papel similar à matrix coloidal do solo, 
determinando o efeito do componente matricial. Assim, nestes tecidos o potencial total seria: 
ψt = ψm + ψo 
Outro exemplo importante são as sementes, as quais apresentam elevada concentração de 
sustâncias de reserva para o desenvolvimento das plantas. 
 
3- Na atmosfera 
ψt = ψp 
Nesta situação a água esta na forma de vapor e seu estado é definido pela pressão parcial de 
vapor. O potencial gravitacional é desprezado e os componentes matricial e osmótico não são 
considerados pelo fato de se tratar de vapor d’água dissolvido no ar. 
Gradiente Hidráulico 
A avaliação do estado energético da água em determinados pontos do solo, além dos 
motivos apresentados anteriormente, permite avaliar se haverá fluxo de água de um ponto para o 
outro bem como sua direção, sentido e intensidade. Para que haja o fluxo de água em qualquer 
sistema é necessário a existencia de uma diferença de potencial total da água do solo de um ponto 
em relação ao outro. Assim obtem-se: 
∆ψAB = ψA - ψB 
Quando se consider a diferença unitária de potencial por unidade de distância, obtem-se o 
Gradiente Hidráulico. Desta forma, o gradiente hidráulico e a redução do potencial da água por 
unidade de distância (∆H/L). O gradiente hidráulico é a força motriz do fluxo do líquido no solo por 
unidade de peso de água. 
Grad ψ = força motriz/ peso de água 
 Devido ao fato de o gradiente hidráulico ser a relação entre duas forças este parâmetro é 
admensional. 
CURVA CARACTERÍSTICA DO SOLO 
Importancia 
Para demonstrar o valor da determinação da curva caracteristica de um solo, imagine um 
propriedade agrícola com um sistema de irrigação que apresente tensiometros instalados em 
diversas profundidades e que o agrônomo faz leituras sucessivas visando determinar a época de 
irrigação e a lâmina de água a ser aplicada. Acontece que somente a obtenção dos valores de 
 97 
potencial matricial não fornece a informação da umidade referente àquela medida. Como foi visto 
no capítulo anterior, a água do solo é avaliada em termos de uma altura de água armazenada e para 
sua obtenção é necessário ter em mãos os dados de umidade volumétrica. Quando se faz a irrigação 
de uma área, calcula-se a altura de água necessária para reabastecer a água do solo até seu limite de 
retenção contra a força gravitacional. Desta forma para o manejo da água do solo é necessário ter 
em mãos os valores de umidade, os quais podem ser inferidos de forma pratica através de leituras de 
sucção do solo com tensiômetros. A determinação da Curva Caracteristica de Umidade do Solo 
permite isso, ou seja, relaciona valores de sucção com umidade do solo. 
Definição: 
Um solo saturado no equilíbrio com a água livre, na mesma elevação e à pressão 
atmosférica, apresenta pressão matricial igual a zero. Se uma pequena sucção é aplicada neste solo 
saturado, pode não ocorrer fluxo de água até que se atinja uma sucção limite no qual os maiores 
poros do solo percam a água devido à pressão de entrada do ar. Esta sucção crítica é chamada de 
pressão de entrada de ar. Este valor é geralmente pequeno em solos de textura mais grosseira e com 
agregados bem desenvolvidos. 
Uma vez que os solos de textura grosseira apresentam os poros de tamanho mais uniforme, 
estes podem exibir o fenomeno crítico de entrada de ar de forma mais distinta e pontualdo que 
solos de textura fina. Se neste solo saturado for aplicado sucções sucções maiores, mais água sairá 
dos poros maiores, os quais não podem reter a água contra a força de sucção. Relembrando a 
equação da capilaridade (-P = 2γ/r), nos podemos predizer que o aumento gradual na sucção 
resultará no esvaziamento progressivo dos poros cada vez menores, até que sob altos valores de 
sucção somente uma pequena porção dos poros do solo poderão reter água. 
De forma similar, o aumento na sucção da água do solo esta associado com o decrescimo na 
espessura do filme de água que cobre as partículas do solo. O aumento da sucção esta associado 
ao decréscimo da umidade. A quantidade de água restante no solo no equilíbrio é uma função 
do tamanho e volume dos poros ocupados com água e ainda da sucção mátrica. Esta função é 
usualmente medida experimentalmente e é representada graficamente através de uma curva 
conhecida como Curva de Retenção da Umidade do Solo ou Curva Característica de Umidade. 
As curvas de retenção são de grande utilidade para estimar valores de potencial matricial 
através de dados de umidade e vice-versa. Como a curva é característica do solo, ela é determinada 
uma vez apenas e, sempre que se precisar de valores de potencial matricial, determina-se a umidade 
do solo e, através da curva, estima-se o potencial matricial. 
Formas de determinação e fatores que interferem: 
 98 
As curvas de retenção dos solos variam bastante com pequenas variações de textura, 
estrutura, compactação e etc. As determinações da curva são feitas em laboratório, com amostras 
deformadas, muitas vezes peneiradas, o que altera bastante as condições naturais. Variações de 
textura e de densidade do solo pode exigir determinações separadas para os diferentes horizontes do 
solo. Outro aspecto que gera resultados bastante diferentes é o fenômeno denominado de histerese, 
que se caracteriza pelo fato de uma mesma amostra apresentar curvas diferentes de acordo com a 
forma de determinação. Se a medição da umidade e do potencial mátrico são feitos em amostras, a 
partir de um processo de umedecimento, a curva será diferente da medição em um processo de 
secagem. Geralmente para um mesmo valor de umidade, a tensão será maior no processo de 
secagem do que no umedecimento. Mais detalhes sobre a histerese será visto na frente. 
Nenhuma teoria apresentada foi satisfatória para predizer a relação das propriedades básicas 
do solo com a sucção mátrica. A adsorção e a geometria dos poros têm comportamentos muito 
complexos para serem descritos por um simples modelo. Além desses problemas, de acordo com o 
estado de umidade do solo, o potencial matricial estará sujeito ao efeito da capilaridade, da adsorção 
ou ambos. 
TEXTURA →→→→ A textura do solo influencia de forma marcante a curva característica de 
umidade do solo. Solos de textura mais argilosa, em geral, apresentam maior quantidade de água em 
uma determinada sucção e a forma da curva é mais gradual. Em solos mais arenosos, prevalecem os 
poros de diâmetros relativamente maiores, os quais são esvaziados sob sucções menores e somente 
uma pequena quantidade água permanece. Nos solos argilosos a distribuição de poros é mais 
uniforme e a maioria da água esta adsorvida, tanto que o aumento da sucção causa um decrescimo 
gradual no conteúdo de água. O que foi dito acima pode ser melhor visualizado através do gráfico 
abaixo. 
 
 99 
ESTRUTURA →→→→ A estrutura do solo afeta a forma da curva característica do solo, 
particularmente em faixas de baixas sucções. O efeito da compactação sobre um solo é o 
decréscimo da porosidade total e especificamente no volume dos maiores poros. Isto significa que o 
conteúdo de água na saturação e o início no decréscimo do conteúdo de água com uma baixa 
aplicação de sucção é reduzido. Por outro lado, o volume de poros de tamanho intermediário é 
aumentado nos solos compactados. Isto se deve ao fato de que os maiores poros são espremidos em 
intermediários pela compactação, enquanto que os microporos dos agregados permanecem não 
afetados. Desta forma, a curva característica de solos compactados e não compactados são quase 
idênticas sob altas sucções. Sob altas sucções a água é retida primariamente por adsorção e assim a 
retenção é um atributo preferencialmente textural do que estrutural. Este comportamento pode ser 
melhor visualizado no gráfico apresentado abaixo. 
 
 Em solos com argilas não expansíveis a curva característica do solo, uma vez obtida, 
permite-nos calcular a distribuição efetiva do tamanho dos poros. Se um aumento no potencial 
mátrico de ψ1 para ψ2 resulta na liberação de um certo volume de água, então aquele volume é 
evidentemente igual ao volume de poros, tendo uma taxa de variação entre os raios r1 e r2, onde ψ1 e 
r1, e ψ2 e r2 , estão relacionados pela equação de capilaridade. 
ψ = 2γ/r 
HISTERESE →→→→ A relação entre o potencial mátrico e umidade do solo geralmente não é 
único. Esta relação pode ser obtida de duas formas: 
• Dessorção: através de uma amostra inicialmente saturada uma sucção crescente é 
aplicada para secar gradualmente o solo enquanto se faz sucessivas medidas do 
conteúdo de água versus sucção. 
• Sorção: através do molhamento gradual de uma amostra inicialmente seca. A cada 
aumento de umidade faz-se medições do potencial mátrico. 
 100 
A curva característica é feita em escala logarítima e em cada um dos métodos obtem-se uma 
curva contínua, no entanto as duas curvas raramente serão idênticas. A umidade do solo no 
equilíbrio, a uma dada sucção é maior em dessorção (secagem) do que em sorção (umedecimento). 
Esta diferença nas relações umidade do solo/ potencial mátrico, sob diferentes processos de 
obtenção (sorção e dessorção), é denominado de Histerese. A palavra histerese vem do conceito de 
história do comportamento da água do solo, ou seja, se a água que esta adsorvida é devido a um 
processo de umedecimento com através da chuva ou irrigação, ou secagem (drenagem interna, 
evapotranspiração e absorção radicular). 
O fenômeno da histerese pode ser melhor entendido através da observação do gráfico 
abaixo. 
 
Para explicar a histerese os seguintes aspectos são considerados: 
• - Desuniformidade geométrica dos poros, os quais geralmente são de forma irregular 
e desconectados; 
• - Angulo de contato da água com com a matrix que varia dependendo do processo de 
obtenção da curva (sorção ou dessorção). O angulo de contato no molhamento é 
maior do que na secagem; 
• - Ar aprisionado nos poros altera a sucção com que a água é retida. Geralmente no 
processo de umedecimento a quantidade de ar aprisionado é maior, o que implica em 
menor tensão para uma mesma quantidade de água; 
• - Expansão e contração implica na alteração da estrutura do solo; 
O efeito da histerese é, em geral, mais pronunciado em solos de textura grosseira e em faixas 
de baixa sucção, pois estes solos apresentam maior percentagem de macroporos. 
 101 
FLUXO DE ÁGUA NO SOLO 
Introdução 
Neste capítulo se aplicará os conceitos vistos anteriormente sob praticamente todos os 
aspectos, tanto de solo como de água. O objetivo dessa parte do estudo do solo é apresentar os 
conceitos básicos relacionados ao fluxo de água no solo, bem como os fatores que influenciam. Do 
ponto de vista prático, o conhecimento do fluxo de água no solo é fundamental para entendimento 
dos processos envolvidos em técnicas como irrigação e drenagem. O conteúdo é dividido em dois 
capítulos, são eles: Fluxo de água em solos saturados e fluxo de água em solos insaturados. 
Fluxo de Água em solos saturados 
Antes de começar o tema propriamente dito é importante apresentar algumas terminologias 
que ajudam ao entendimento do tema. 
Fluxo 
Refere-se a taxa de fluxo, ou seja, é a quantidade de material ou energia que é transferida 
através deum sistema ou porção do sistema em uma unidade de tempo. Este termo pode ser 
aplicado para líquidos, sólidos, gases e varias formas de energia. Quando o fluxo se refere à 
transferência de fluido, este é medido através do volume de fluido que se move através de um 
sistema por unidade de tempo, sendo denominado volume de fluxo. 
Densidade de fluxo 
É o termo utilizado para se referir ao fluxo por unidade de área. Assim a densidade de fluxo 
de um líquido é a quantidade de água transportada através de um seção de área por unidade de 
tempo. 
O fluxo de água do solo se dá através dos poros e a sua determinação merece especial 
atenção pois o sistema poroso do solo, como já discutido anteriormente, é bastante complexo. As 
teorias para a descrição do fluxo de água foram feitas tendo como base sistemas condutores bastante 
diferentes dos encontrados no solo. A base para a análise do fluxo de água no solo é a lei de Darcy. 
Henry Darcy foi um engenheiro francês que estudou o fluxo de água em filtros de areia na cidade 
Dijon. 
O fluxo saturado de água no solo se caracteriza pela total ocupação dos espaços porosos do 
solo (macro e microporos) pela água. Neste tipo de fluxo os componentes que determinam a energia 
da água são o potencial gravitacional e o de pressão. 
 102 
Como citado anteriormente a lei de Darcy é base dos estudos de fluxo e seus estudos 
conduziram à descrição do fluxo de água através da seguinte fórmula: 
 q = - K x (∆H/L) , onde: 
- q → fluxo de água; 
- K → condutividade hidráulica; 
- ∆H/L → gradiente hidráulico. 
De forma simples, o fluxo da água através de um meio poroso é proporcional ao gradiente 
hidráulico (∆H/L) e a condutividade hidráulica do meio. Matematicamente a lei de Darcy é similar 
às equações de transporte linear da física clássica, incluindo lei de OHM (fluxo de elétrons) lei de 
Fourier (fluxo de calor) e lei de Fick (taxa de difusão). A lei de Darcy apresenta algumas limitações 
que devem ser consideradas, são elas: 
• - a condutividade hidráulica deve ser constante; 
• - o gradiente hidráulico deve ser constante; 
• - o fluxo deve ser laminar, pois caso contrário o fluxo perde sua proporcionalidade 
com o gradiente hidráulico. 
Os solos mais arenosos, por apresentarem poros de diâmetro maior, são os mais suscetíveis a 
apresentar o fluxo não laminar. 
Eliminando-se a possibilidade do fluxo ser não linear, os dois aspectos mais importantes a 
serem considerados no fluxo saturado são o gradiente hidráulico e a condutividade hidráulica. A 
condutividade hidráulica (K) tem dimensões de velocidade e é um parâmetro que mede a facilidade 
com que o solo transmite água. A condutividade hidráulica pode ser definida como o volume de 
água Q (cm3), que passa por uma unidade de área A (cm2) na unidade de tempo t (s) sob um 
gradiente de potencial. Desta forma os valores K são apresentados na forma de cm/s, mm/h, mm/dia 
e etc. O valor do fluxo (q) é expresso nas mesmas unidades da condutividade hidráulica, pois na 
formula o componente gradiente hidráulico é adimensional. Os valores da condutividade hidráulica 
depende de dois fatores, são eles: permeabilidade intrínseca do solo e a fluidicidade 
 A permeabilidade Intrínseca do solo foi no passado fonte de alguma confusão, uma 
vez que foi frequentemente usada como sinônimo ou alternativa para condutividade hidráulica. No 
entanto, este termo tem sido usado com uma conotação qualitativa para descrever a condição nas 
quais o meio poroso transmite água e outros fluidos. A permeabilidade de um solo pode ser 
determinada através da seguinte formula desenvolvida por Kozeny-Carman: 
k = P/ c x a2 x (1-p)2 ,onde: 
k → permeabilidade do solo; 
 103 
P → porosidade do solo; 
a → superficie específica exposta ao fluido; 
c → fator de forma da partícula. 
Outra equação encontrada para definir a permeabilidade do solo é apresentada a seguir: 
k = K x η/ρ x g , onde: 
k → permeabilidade; 
K → condutividade; 
η → viscosidade; 
ρ → densidade; 
g → aceleracão da gravidade. 
Do exposto acima pode-se afirmar que a permeabilidade do solo é uma propriedade do meio 
poroso ou da geometria dos poros, enquanto que a condutividade hidráulica é uma propriedade 
dependente da permeabilidade e das características do fluido. Através da ultima fórmula é possível 
estimar a permeabilidade a partir de dados da condutividade do solo e das características do fluido. 
A Fluidicidade é um parâmetro que influi na condutividade hidráulica e esta depende 
exclusivamente do líquido que esta fluindo através do sistema poroso. A fluidicidade é 
inversamente proporcional à viscosidade do líquido. Matematicamente a fluidicidade é calculada 
através da seguinte formula: 
f = ρ x g/η, onde: 
f → fluidicidade; 
ρ → densidade do líquido; 
g → aceleração da gravidade; 
η → viscosidade; 
A condutividade hidráulica é afetada pela estrutura do solo, pela textura pelo tipo de fluido e 
pelo estado de umidade do solo. Em condições de saturação os solos arenosos e os com boa 
agregação apresentam maior condutividade hidráulica do que solos argilosos ou com pouco 
desenvolvimento dos agregados. Nos solos arenosos e nos de boa agregação, os poros apresentam 
um diâmetro relativamente maior e disponível ao fluxo. 
Por outro lado, em condições de insaturação, dependendo da sucção, os solos arenosos e os 
de boa agregação apresentarão um número relativamente menor de poros ocupados com água do 
que solos argilosos e os com agregação pouco desenvolvida. A presença de ar nos poros maiores 
causa uma desconexão do fluxo, diminuindo a condutividade hidráulica. 
 104 
Homogeneidade e Isotropia 
Os termos acima são importantes no estudo de fluxo de água no solo. O solo é considerado 
homogêneo quando sua massa apresenta-se, dentro de um contínuo, a mesma distribuiçào das 
frações granulométricas, não podendo ser separado em camadas de diferentes naturezas. O 
arranjamento das partículas de uma massa de solo influi diretamente na condutividade hidráulica de 
uma amostra. Quando a condutividade hidráulica de um solo é igual em todas as direções do fluxo 
esta é considerada isotrópica. No entanto, quando por exemplo, a condutividade vertical do solo é 
diferente da horizontal, diz-se que a condutividade hidráulica é anisotrópica. Geralmente o que 
determina a diferença dos fluxos em direções diferentes é o arranjamento das partículas (estrutura 
do solo). Assim solos com agregados do tipo laminar apresentarão maior condutividade hidráulica 
horizontal do que vertical. De forma oposta, solos com agregados do tipo colunar apresentarão 
condutividade hidráulica vertical maior do que horizontal. O fato de um solo ser homogêneo não 
significa que sua condutividade hidráulica será isotrópica, pois como já mostrado o que importa é o 
arranjamento da partícula. Da mesma forma, solos não homogêneos podem ter condutividade 
hidráulica tanto isotrópica como anisotrópica. 
Determinação da condutividade hidráulica em solos saturados 
Como já apresentado através da equação de Darcy, em solos saturados, é possível estimar a 
condutividade hidráulica partindo-se de dados de fluxo e gradiente hidráulico. No entanto, estes 
valores podem ser medidos diretamente no campo e em laboratório. No laboratório a condutividade 
hidráulica pode ser obtida de forma direta e indireta: 
Método indireto 
O método indireto tem como base a correlação entre o conteúdo das partículas finas do solo 
e a condutividade hidráulica do solo. O método consiste em plotar dados de % de argila + silte em 
um gráfico que relaciona estes conteúdos com valores de condutividade hidráulica. Alguns 
resultados experimentais demonstram que quanto maior o conteúdo de argila e silte, menor será a 
condutividade hidráulica. No entanto, a grande falha desse método é desconsiderar a existência de 
agregação, fato inclusive bastantecomum em solos de textura argilosa. É comum encontrar solos de 
textura argilosa a muito argilosa com condutividade hidráulica saturada semelhante a de solos 
arenosos. Este comportamento é bastante peculiar aos solos da classe dos Latossolos com estrutura 
do tipo microgranular. Como a maioria dos solos brasileiros pertence à esta classe, é possível 
imaginar o quanto este método é impreciso. 
Métodos diretos 
 105 
A determinação direta da condutividade hidráulica pode ser feita em laboratório e no campo. 
No laboratório, amostras de solo são coletadas no campo, de preferência indeformadas, e 
acondicionadas em um recipiente de dimensões conhecidas. As amostras acondicionadas são 
saturadas com água e então colocadas em um sistema denominado permeâmetro. Um permeâmetro 
consiste de um depósito de água de medição fácil do volume e altura de pressão na parte superior e 
inferior da amostra, em qualquer momento; um recipiente para a amostra saturada, construído de 
forma a não permitir o arrastamento de materiais do solo; um dispositivo para medir a vazão; tubos 
e conexões sem fugas e um termômetro e um cronômetro. Os permeâmetros podem ser de carga 
hidráulica constante e variável. Na determinação em permeâmetros de carga constante, uma lâmina 
de água é mantida constante exercendo uma pressão positiva na amostra de solo acondicionada. 
Durante a determinação, em intervalos de tempo constantes, é medida a vazão no final do material 
acondicionante da amostra. As medições de vazão são feitas até se atingir leituras constantes. O 
gradiente hidráulico é obtido através da determinação dos potenciais gravitacional e de pressão no 
início e final do tubo onde se encontra a amostra. Através do esquema abaixo é mais fácil a 
visualização do método. 
 
Com os dados obtidos na determinação, aplica-se a fórmula de Darcy para se determinar a 
condutividade, assim temos que: 
V = K x I ⇒ Q/A = K x ∆H/L ⇒ K = Q x L/ A x ∆∆∆∆H 
onde: 
V- velocidade do fluxo; 
K- condutividade hidráulica; 
I- gradiente hidráulico; 
 106 
Q- vazão medida; 
A- área da seção da amostra. 
O método do permeâ metro de carga constante é recomendado para solos com condutividade 
maior que 0,60 cm/h. 
Permeâmetro de carga variável diferencia-se do anterior por não manter a carga hidráulica 
constante na parte superior da amostra, sendo utilizado devido à sua simplicidade e de construção e 
operação. Para melhor entendimento desse sistema, observe o esquema abaixo: 
 
A condutividade hidráulica é calculada através da seguinte expressão: 
K = 1/(t1- t2) x L d2/D2 x Ln (∆H1/∆H2); 
t1 - t2→ intervalo de tempo entre as medidas 
d → diâmetro do tubo graduado; 
D → diâmetro da amostra de solo. 
O método do permeâmetro de carga constante é recomendado para amostra de solo com 
condutividade hidráulica menor do que 0,60 cm/h 
Nos dois métodos de laboratório, as principais deficiências são: a deformação da amostra 
durante a coleta e determinação, presença de canais de raízes e animais do solo e fendas entre o anel 
condicionante da amostra e a amostra. Outro fator que influencia de forma marcante os valores da 
condutividade do solo é a alta variabilidade espacial desta propriedade no campo, sendo necessário 
um grande número de amostragens para a obtenção de valores mais precisos. 
Além das medições de laboratório, podem ser feitas medições diretamente no campo, as 
quais apresentam a vantagem de preservar melhor as condições naturais do solo, no entanto são 
 107 
menos práticas exigindo maior tempo e trabalho. Os métodos de campo são adaptados para 
situações com ou sem lençol freático. 
Em áreas sob efeito do lençol freático um dos métodos mais utilizados é o do Piezômetro 
(condutividade hidráulica horizontal), o qual consiste em introduzir um tubo de diâmetro em torno 
de 5 cm, abaixo do lençol freático, deixando-se de revestir os 10 cm de altura finais. O solo é 
retirado da parte interna do tubo e a água é permitida subir até o equilíbrio. Bombeia-se a água para 
fora (pump out) para se retirar a o lodo e iniciar as medições. Monta-se uma plataforma de 
referência para se medir a elevação da lâmina de água dentro do tubo em intervalos de tempo 
definidos. São feitas no mínimo três leituras, de onde se tira um valor médio da condutividade 
hidráulica. O método do piezômetro pode ser melhor entendido através do esquema abaixo: 
 
Através das leituras, calcula-se os valores da condutividade hidráulica usando a seguinte 
fórmula: 
K = pi x r2 x Ln (L2/L1)/S x (t2 - t1) , onde: 
r →raio interno do tubo; 
L2 e L1→ leituras da altura da altura da água; 
S→ distância do fundo da cavidade à camada impermeável; 
t2 - t1→ intervalo de tempo das leituras. 
Em áreas que não estão sob o efeito do lençol freático um método bastante utilizado é do 
Poço Raso que se caracteriza por medir o fluxo de água horizontal de um poço com água mantida a 
nível constante por uma bóia. A estimativa obtida representa as permeabilidades médias das 
camadas horizontais envolvidas. Para este tipo de determinação, cava-se um buraco onde se instala 
um sistema de fornecimento de água com uma bomba reguladora da carga hidráulica. Para esta 
 108 
determinação é necessário a presença de um reservatório para alimentar o sistema regulado pela 
bomba. O sistema se caracteriza por exigir uma grande quantidade de água e por de morar em torno 
de 3 a 6 dias, pois deve se alcançar a saturação e a vazão constante. 
O Gradiente Hidráulico é o outro fator que influencia no fluxo de água. Na verdade o 
gradiente é a força motriz do fluxo, pois se não houver gradiente hidráulico, não haverá fluxo. 
Quando o solo encontra-se saturado os componentes do potencial total da água do solo são: 
o potencial hidráulico e o gravitacional. O potencial total da água do solo é apresentado na forma de 
carga hidráulica H, e os potenciais gravitacional e de pressão como Hg e Hp, respectivamente. A 
forma com que estes dois componentes atuam no potencial total da água do solo pode ser 
demonstrado de duas formas, são elas: fluxo vertical e fluxo horizontal. 
Na figura abaixo existe diferença de potencial do ponto B para A, ocorrendo fluxo 
horixontal no filtro poroso de comprimento L. O fluxo será: 
q = K x (∆H/L) ⇒ K x (HA - HB)/L , onde: 
HA = HPA + HGA = 0 + H0 
HB = HPB + HGB = 0 + H1 
Logo fluxo será: q = K x (HA - HB/L) 
 
O fluxo vertical apresenta uma taxa de fluxo descendente maior que a horizontal, como será 
visto na figura abaixo: 
 109 
 
HA = H1 + L 
HB = 0 + 0 
Logo fluxo será q = K (H1 + L/L) ⇒ K x (H1/L) + K 
Comparando-se as duas formulas pode-se observar que a taxa de fluxo descendente da água 
em uma coluna vertical é maior do que em uma coluna horizontal, através da magnitude da 
condutividade hidráulica. 
Outro caso interessante é o do fluxo ascendente em uma coluna vertical. Neste caso a 
direção do fluxo é contrário à força gravitacional. A demonstração pode ser observada na figura 
abaixo. 
 
 
HA = H1 + 0 
HB = 0 + H2 (H2 = L) 
Logo fluxo será: q = K (H1-H2/L) ⇒ 
 q = K x (H1/L) - K
 
Neste caso o fluxo será inferior aos demais na magnitude da condutividade hidráulica (-K). 
 110 
Em alguns casos o cálculo do fluxo artravés de um sistema poroso pode se tornar mais 
complicado, pois os valores da condutividade hidráulica podem ser diferentes ao longo do sistema 
poroso. Neste caso, se o filtro poroso apresenta duas canmadas com condutividade hidráulica 
diferente o fluxo é calculado através da seguinte fórmula: 
q = (∆H/RS1+ RS2) , onde: 
RS1 e RS2 → são as resistencias hidráulicas de cada camada; 
As resistencias hidráulicas são obtidas através da relação do fluxo pela condutividade 
hidráulica em cada seção do filtro. 
R = L/K 
Densidade de fluxo e tortuosidade 
A densidade de fluxo é o volume de águaque passa através de um unidade de área, por 
unidade de tempo e sua dimensão é de velocidade. 
Uma vez que os poros variam em forma, diâmetro e direção, a velocidade do fluxo atual no 
solo é altamente variável (isto é, poros maiores conduzem água mais rapidamente, e o líquido no 
centro de cada poro move-se mais rapidamente que o líquido próximo das paredes do poro). 
Estritamente falando, não se pode falar unicamente em velocidade de fluxo e sim em velocidade 
média. 
Fluxo de fato não ocorre através da seção total de área A do poro, uma vez que parte da área 
do poro esta interrompida por partículas e somente uma fração da porosidade esta aberta para o 
fluxo. Uma vez que a área real é menor do que A, a velocidade média do líquido deve ser maior que 
o fluxo q. 
A tortuosidade se refere à verdadeira trajetória que a água faz nos espaços porosos do solo. 
Como se pode observar na figura abaixo a água percorre um distância maior do que a distância 
geométrica entre dois pontos. A tortuosidade refere-se à relação entre a distância que a água 
percorre em relação à diferença geométrica entre os pontos (L1/L). 
 111 
 
A tortuosidade, que implica em maior distância percorrida, bem como a área efetiva menor 
dos poros, servem para confirmar que a velocidade real (u) é maior que a densidade de fluxo. 
Drenabilidade 
falta se aprofundar 
Fluxo da Água em Solos Insaturados 
No item anterior estudou-se o fluxo de água em um meio poroso saturado com água em que 
este fluxo era determinado por dois fatores do sistema: a condutividade hidráulica e o gradiente 
hidráulico. O gradiente hidráulico por sua vez era função de dois componentes, o gravitacional e o 
de pressão. Assim o fluxo era determinado por uma força motriz denominada gradiente de potencial 
hidráulico e este fluxo se dava na direção do decréscimo do potencial. 
O fluxo de água em solos insaturados obedece os mesmos princípios, no entanto, os fatores 
do sistema que determinam o fluxo (condutividade hidráulica e gradiente hidráulico), apresentam 
algumas diferenças. 
Os componentes do gradiente hidráulico são os potenciais gravitacional e mátrico. Com a 
insaturação da amostra do solo surge uma pressão subatmosférica e a condutividade hidráulica do 
sistema também altera de forma bastante grande, pois com a diminuição da umidade, parte dos 
poros (principalmente os diâmetro maior, que conduzem maior quantidade de água) perdem sua 
capacidade de conduzir água. A secagem dos poros, além de diminuir a área útil, também causa a 
descontinuidade do sistema poroso. Estas alterações são as causas da diminuição da condutividade 
hidráulica dos solos e consequentemente do fluxo. 
Os solos de textura mais argilosa, por apresentarem maior percentagem de poros e de 
microporos, conservam um maior número de poros com água e interligados, do que solos arenosos 
(predomínio de macroporos) e os com agregação bem desenvolvida. 
 112 
O fluxo insaturado, desta forma, torna-se mais complicado de se estudar do ponto de vista 
quantitativo, pois implica em mudança de estado e conteúdo de água no solo durante o fluxo. Tais 
mudanças envolvem relações complexas entre as variáveis umidade, sucção e condutividade 
hidráulica, a qual pode ser afetada pelo fenômeno de histerese. 
Relações entre condutividade, sucção e umidade 
De acordo com a formula de fluxo de água abaixo, se quisermos obter a condutividade 
através da divisão do fluxo pelo gradiente de sucçao, percebe-se que quanto maior for o gradiente 
de sucção, menor será a condutividade hidráulica do solo. 
q = -K ∆H/L ⇒ K = q/ ∆H/L ⇒ K = q/ (H1 - H0)/L 
onde: H1 e H0,são os valores de sucção. 
O gradiente de sucção de um ponto a outro será maior, quanto maior for a diferença de 
umidade entre os pontos. Como discutido anteriormente no capítulo sobre potencial da água no 
solo, a sucção se torna cada vez maior, quanto mais seco se torna o solo. 
Voltando ao problema do calculo da condutividade hidráulica, o fluxo pode ser medido 
facilmente através da marcação do volume de água que atravessa o meio poroso em um intervalo 
determinado de tempo. Por outro lado, o calculo do gradiente não é tão simples como no caso dos 
solos saturados. Diferentemente os solos insaturados não apresentam gradiente hidráulico constante 
através do meio poroso, sendo necessário o cálculo das sucções em cada unidade de distância do 
sistema poroso. Por isso, na formula do cálculo do fluxo para solos insaturados, usa-se o gradiente 
hidráulico médio. O comportamento da condutividade hidráulica, umidade e potencial mátrico ao 
longo de uma coluna de solo insaturado é apresentado abaixo: 
 
Quanto mais seco o solo, menor o potencial mátrico e menor a condutividade hidráulica. 
Outro esquema importante que ajuda na análise do fluxo em relação ao gradiente de sucção 
é mostrado abaixo: 
 113 
 
O fluxo da mesma forma que a condutividade hidráulica, vai diminuindo com a diminuição 
do potencial matricial. 
Existem algumas equacões empíricas para determinar a condutividade hidráulica de um solo 
baseado no potencial matricial e nas características do solo, são elas: 
K = a/ψm; 
K = a/ b + ψm; 
K = Ks/1 + (ψ/ψc)m; 
K = a x Wvm; 
K = Ks x Wvm. 
 , onde: 
K→ condutividade hidráulica; 
Ks → condutividade hidráulica saturada; 
a e b → constantes empíricas do solo; 
m→ constante exponencial empírica; 
ψ→ potencial mátrico. 
ψc → potencial mátrico quando K = 1/2 Ks 
As duas primeiras equações apresentadas acima são as mais utilizadas, sendo que a primeira 
é mais simples não sendo recomendada para faixas de sucção próximas de zero. Nas duas equações 
o parâmetro mais importante é o fator m, que é uma constante exponencial, a qual controla a 
intensidade com a qual a condutividade decresce com o aumento da sucção. Para solos argilosos a 
constante m esta em torno de 2 ou mais, enquanto que em solos arenosos, esta entre 4 ou mais. 
A relação da condutividade com a sucção é influenciada pela histerese, uma vez que 
dependendo do processo (dessorção ou sorção) a sucção será diferente para a mesma umidade. 
 114 
Equação do fluxo Insaturado 
A equação para descrever o fluxo insaturado é também baseada na lei de Darcy, no entanto, 
devido ao fato de o gradiente de potencial de sucção não ser constante ao longo do sistema poroso, 
é necessário a adaptação da equação. Como foi visto anteriormente a condutividade hidráulica, 
sucção e umidade estão relacionadas e o fato de o gradiente de potencial hidráulico não ser 
constante e acompanhar o comportamento da umidade do solo, a condutividade hidráulica também 
não é constante. Por isso a equação de Darcy precisa ser alterada, como apresentado abaixo: 
q = K(θ) ∆H/L 
Assim a condutividade hidráulica não é considerada uma uma propriedade constante e sim 
dependente da umidade e do potencial matricial do solo. O uso da formula acima, no entanto, é 
limitado, pois para a sua aplicação de forma precisa é necessário que o fluxo seja constante no 
espaço e no tempo, fluxo esse denominado estável. Como esta condição ocorre raramente no solo a 
formula acima não é suficiente para descrever o fluxo no solo insaturado. Nos solos insaturados os 
fluxos variam no espaço e no tempo, sendo denominado de fluxos transitórios ou instáveis. De ante 
destas condições, a lei de Darcy somente, não explica o comportamento do fluxo, sendo necessário 
introduzir a lei da conservação das massas, expressa na equação da continuidade: 
∆Wv/∆t = - ∆q/∆x 
A equação da continuidade estabelece que quando o fluxo aumenta com a distância X, a 
água contida no solo Wv , deve decrescer com o tempo t, e vice versa. 
Uma vez que a água que deixa o solo esta escoando em quantidade menor na unidade tempo 
que a que entra, o teor de água do solo deve estar aumentando. Fazendo as derivadas parciais da 
equação da continuidade,tem-se: 
δWv/δt = - δq/δx 
Combinado a equação de Darcy com a equação da continuidade, temos a equação geral do 
escoamento: 
δW/δt = δ/x (K δH/δx) 
A equação geral do escoamento, desta forma, contempla a dependência do fluxo com a 
variação da umidade e ao mesmo tempo é aplicável para fluxos transitórios. Infelizmente a 
resolução desta equação é relativamente complicada exigindo emprego de computadores, por isso 
simplifica-se esta equação tornando-a análoga às equações de difusibilidade, as quais apresentam 
muitas soluções já preparadas. Com esta adaptação a equação fica da seguinte forma: 
δW/δt = δ/δx (D(W) . δW/δx) 
 115 
A difusibilidade é a razão da condutividade hidráulica para o conteúdo específico de água. A 
principal vantagem da introdução da difusibilidade na equação é que a sua amplitude de variação é 
menor que a condutividade hidráulica do solo e a medida do conteúdo de água e dos gradientes de 
umidade, são mais fáceis do que a sucção e os gradientes de sucção. A desvantagem é que esta 
equação é incapaz de caracterizar o escoamento quando este é causado por outros gradientes de 
potencial que não sejam a sucção e quando há influência da histerese, quando as camadas do solo 
apresentam propriedades hidráulicas diferentes e efeitos térmicos. Vale lembrar também que a água 
flui no solo através de fluxo de massa e não por difusão, porém a aplicação da difusibilidade 
funciona bastante bem quando se considera as condições especificadas acima. 
Determinação da condutividade hidráulica em solos insaturados 
Falta acrescentar 
REGIME HÍDRICO DO SOLO 
Como mencionado no início desse capítulo, a água do solo é bastante dinâmica, podendo 
tomar diferentes caminhos de acordo com variações de clima, relevo, vegetação e solo. Do ponto de 
vista agrícola o ideal é que a fase líquida do solo esteja constantemente ocupada com água, de 
forma a fornecer a água necessária às plantas na quantidade certa e com o menor gasto energético 
possível. Normalmente duas situações ocorrem na natureza, são elas: excesso de água e falta de 
água. Quando ocorre excesso, para utilização agrícola, ou faz-se drenagem ou utiliza-se espécies 
adaptadas a condições de insuficiente aeração do solo (ex: arroz). Na maioria dos casos o problema 
é falta de água e neste caso, a solução técnica é a irrigação ou introdução de espécies que se 
desenvolvam em condições de estresse hídrico. Como a pesquisa voltada ao melhoramento de 
espécies resistentes ou tolerantes a ambientes secos é relativamente recente, na maioria dos casos a 
solução técnica é a irrigação. Para realizar a irrigação corretamente, um dos aspectos básicos mais 
importantes é o conhecimento do regime de infiltração do solo. A seguir serão apresentados 
algumas considerações sobre o regime de infiltração da água no solo, fatores que interferem, bem 
como os parâmetros básicos relacionados à aplicação de água no solo. 
Infiltração da Água no solo 
No capítulo anterior estudou-se os fluxos de água em condições de saturação e insaturação 
com o objetivo de fornecer conhecimentos de como a água se movimenta em um sistema poroso. O 
fluxo saturado apresenta grande importância em trabalhos que visam a drenagem de uma área, 
enquanto que o fluxo insaturado esta mais associado à prática de irrigação, pois nesta condição, a 
 116 
aplicação de água visa recuperar o estoque de água no solo para o bom desenvolvimento vegetal. 
Neste item será discutido o processo de infiltração e para tal é fundamental o conhecimento das 
propriedades da água, seu estado energético e os fatores que determinam seu fluxo no solo. A 
importância deste estudo para o profissional da área agrária reside no fato de que o conhecimento 
do processo de infiltração é básico em estudos de irrigação e manejo do solo. 
O termo infiltração da água no solo é usado para se referir ao processo de entrada da água no 
solo. Geralmente a infiltração ocorre quando a água de chuva ou irrigação entra em contato com a 
superfície do solo. A água na superfície do solo flui verticalmente através dos poros do solo de 
forma espontânea, no sentido do maior potencial energético (superfície do solo) para o menor 
(camadas subsuperficiais). 
Processo de infiltração da água no solo 
Como mencionado acima, o processo de infiltração é espontâneo pois a água na superfície 
do solo tem um potencial total maior do que a água dos espaços porosos do solo. Durante a 
infiltração duas são as forças envolvidas no estado energético da água do solo, são elas: potencial 
gravitacional e potencial matricial. Desta forma, a água situada na superfície do solo possui maior 
energia potencial por se encontrar em uma altura relativamente maior (maior potencial 
gravitacional) e sob pressão atmosférica (Po = 0), enquanto que a água dos poros do solo estão em 
uma altura menor (negativa, se o nível de referencia for a superfície) e geralmente sob uma pressão 
subatmosférica (sucção). Quando se faz um teste de infiltração e anota-se os valores de velocidade 
de infiltração em relação ao tempo, o gráfico apresenta uma curva exponencial descendente, 
atingindo um valor constante no final. Esta curva característica de infiltração da água no solo pode 
ser vista abaixo: 
 
 117 
No gráfico, Vc é a velocidade constante na qual a água alcança após um determinado tempo 
de infiltração. Esta velocidade constante de infiltração é considerada como sendo a condutividade 
hidráulica saturada (Ks) do solo em estudo. A parte superior da curva (área entre a o início do teste 
e o início do ponto onde a condutividade se estabiliza), é a velocidade de infiltração instantânea do 
solo em cada momento da medição, mas esta não pode ser confundida com a condutividade 
hidráulica insaturada, pois neste caso, esta medida não representa realmente a capacidade do solo de 
permitir a transmissão de um volume Q de água por unidade de área A e tempo t. Como já visto no 
capítulo anterior, os solos insaturados, por apresentarem poros descontínuos e com ar aprisionado e 
fenômenos de adsorção, tem sua condutividade hidráulica reduzida, sendo menor que a mesma sob 
condições de saturação. Por isso, se os valores da parte superior da curva fossem considerados 
como sendo a condutividade hidráulica insaturada em cada momento da medida, estaria se 
concluindo o inverso do que diz os estudos de fluxo insaturado. 
Do exposto acima, percebe-se que durante um processo de infiltração ocorrem dois tipos de 
fluxo de água, o insaturado (no início do teste) e o saturado (final do teste, com velocidade de 
infiltração constante). Esta distinção ajuda a explicar o porque desta forma da curva de infiltração. 
Durante o fluxo insaturado, a água entra no solo com um gradiente hidráulico maior do que no 
saturado. No início do processo, além do potencial gravitacional, o potencial mátrico é mais 
negativo, aumentando em muito o fluxo. Com o tempo o potencial mátrico vai se tornando menos 
negativo, até que alcança valor zero ou insignificante. Quando o potencial mátrico atinge valor zero, 
o único componente do potencial total da água do solo é o potencial gravitacional e assim a 
velocidade de infiltração se torna aproximadamente constante, o que equivale à condutividade 
hidráulica saturada. 
Baseado no que foi apresentado no item anterior é possível concluir que Infiltração não pode 
ser confundida com condutividade hidráulica. A velocidade de infiltração somente é igual à 
condutividade hidráulica sob condições de saturação. 
Regime de Infiltração 
O regime de infiltração é o fluxo que passa através da superfície do solo em um escoamento 
capilar vertical. A Infiltrabilidade do solo, chamada também de capacidade de infiltração, é o fluxo 
máximo que o solo pode absorver através de sua superfície, quando a água é aplicada sob pressão 
atmosférica. A infiltrabilidade do solo, além dos fatores intrínsecos do solo como texturae 
estrutura, varia bastante com o estado de umidade do solo. Na curva de infiltração, a cada intervalo 
de tempo o solo apresenta uma infiltrabilidade, pois em cada um destes intervalos, a umidade e o 
gradiente de potencial são diferentes. Estes conceitos são importantes, pois eles se referem à uma 
 118 
característica do solo que dita o manejo do fornecimento de água ao solo. O regime de infiltração de 
água no solo pode ser governado por dois fatores, são eles: quantidade de água adicionada e 
infiltrabilidade do solo. Quando o solo recebe uma quantidade de água abaixo da sua 
infiltrabilidade, o regime de infiltração é ditado pela quantidade de água que é fornecida ao solo. 
Por outro lado, quando a lâmina de água aplicada supera a infiltrabilidade do solo, esta é que 
determina o regime de infiltração. Este último caso é o de maior importância, pois tanto em 
sistemas agrícolas irrigados como em áreas agrícolas dependentes da precipitação pluviométrica, é 
comum o fornecimento de uma quantidade de água superior à infiltrabilidade do solo, implicando 
em uma série de problemas de manejo dos solos, principalmente erosão. A seguir é apresentado um 
gráfico com o regime de infiltração da água no solo. 
 
Através deste gráfico fica clara a relação entre regime de infiltração, infiltrabilidade e 
manejo da água de irrigação ou de chuva. O solo apresenta regime infiltração próprio, que é 
determinado pela sua infiltrabilidade. O valor de infiltrabilidade importante para o manejo da água é 
a infiltrabilidade final, onde a velocidade de infiltração é constante e representa a condutividade 
hidráulica saturada do solo. Para o manejo da água de irrigação esta informação é importante, uma 
vez que a infiltrabilidade final vai ditar a forma e intensidade de aplicação de água no solo. Como 
observado no gráfico acima, a quantidade de água a ser aplicada no solo precisa ser condizente com 
a infiltrabilidade final do solo. Se a quantidade de água aplicada estiver acima da infiltrabilidade 
final, em determinado instante (tempo que se atinge Ks) a água irá acumular na superfície do solo e 
por conseguinte escorrer superficialmente, causando erosão. A infiltrabilidade do solo, da mesma 
forma que a condutividade hidráulica, depende de propriedades morfológicas do solo como textura 
e estrutura, e no que se refere a esta ultima, pode-se concluir que o comportamento da 
 119 
infiltrabilidade é dinâmico. O tipo de manejo adotado pode afetar o arranjamento das partículas do 
solo, alterando a infiltrabilidade. 
Perfil do conteúdo de água no solo 
Quando o fornecimento de água se mantém durante um determinado tempo através de um 
sistema de inundação, a água se infiltra em direção às camadas mais profundas e a distribuição da 
umidade no perfil pode ser dividida em três zonas, são elas: zona saturada, zona de transmissão e 
zona de umidecimento. A zona saturada restringe-se à camada superficial do solo e caracteriza-se 
por apresentar seu espaço poroso totalmente ocupado pela água do solo. A zona de transmissão é de 
tamanho variável e encontra-se em constante aumento, sendo caracterizada por apresentar-se umida, 
porém não saturada. O termo trasmissão é devido ao fato de que é através dela que a água de 
infiltração alcança as camadas mais secas do solo. A zona de umidecimento é a que se encontra nas 
camadas mais profundas, representando o limite de alcance da água que infiltra no solo. Tal como a 
zona de transmissão, esta apresenta limites variáveis de acordo com o tempo de infiltração. 
 
Ao se avaliar a forma da curva de umidade do solo, observa-se no seu limíte inferior um alto 
gradiente de umidade, o que pode parecer que exista um divisão abrupta entre uma camada umida e 
uma camada seca. A explicação para esse gradiente de umidade é que, com a diminuição da 
umidade a medida que se aprofunda no solo, ocorre uma diminuição exponencial na condutividade 
hidráulica. Esta diminuição causa a diminuição do fluxo de água no solo. 
Outra forma de se analisar o perfil de molhamento durante a infiltração é relacionando o 
grau de saturação com a profundidade e o tempo, e a carga hidráulica com a profundidade. Estas 
correlações podem ser resumidas nos gráficos abaixo: 
 120 
 
 
Fatores que interferem no regime de infiltração 
 Os seguintes fatores interferem no regime de infiltração do solo: 
• Tempo; 
• Estado de umidade do solo; 
• Condutividade hidráulica; 
• Condições da superfície do solo; 
• Presença de camadas retardadoras dentro do perfil. 
Como já mostrado acima, o regime de infiltração tem uma característica típica em relação ao 
tempo, que é a tendência natural de diminuir o fluxo de água que passa através da superfície do 
solo. 
O estado de umidade do solo também tem papel importante, pois este determina diretamente 
o gradiente hidráulico. Solos mais secos apresentam, além do efeito do potencial gravitacional (que 
depende do nível de referência), potencial mátrico mais negativo, o que implica em maior gradiente 
e consequentemente maior fluxo de água atravessa a superfície do solo. 
 
 121 
Quanto maior for a condutividade hidráulica saturada do solo, maior será o regime de 
infiltração. No início do processo de infiltração o regime é sempre relativamente maior, tendendo a 
diminuir com o aumento da umidade, alcançando valor constante. Desta forma, para cada solo, após 
a fase de alcance do estágio de saturação, o que vai determinar a dimensão do regime de infiltração 
é a condutividade hidráulica. Por isso solos arenosos, quando saturados, apresentam maior 
condutividade hidráulica saturada e consequentemente maior regime de infiltração. O inverso 
ocorre com solos argilosos. 
O regime de infiltração é bastante influenciado pelas características da superfície do solo, 
uma vez que a primeira condição à entrada de água é a presença de poros livres para o fluxo. Desta 
forma, práticas de manejo que conservam ou melhoram o sistema poroso do solo, garantem um 
maior fluxo de água e consequentemente maior regime de infiltração. A degradação da estrutura do 
solo devido ao manejo inadequado e o impacto direto de gotas de chuva ou irrigação, são as 
principais causas do impedimento dos poros superficiais do solo, causando o que se denomina de 
selamento superficial. 
 
Além dos fatores acima citados, a presença de camadas retardadoras dentro do perfil, 
desempenham papel importante no regime de infiltração. O retardamento mais comum surge em 
solos que apresenta um gradiente textural com acúmulo da minerais da fração argila nas camadas 
subsuperficiais. Neste caso, a textura mais argilosa determinará uma redução no regime hídrico, 
uma vez que a condutividade hidráulica saturada de solos argilosos é menor que os de textura mais 
grosseira. A redução também pode se dar em camadas arenosas, pois nestas a condutividade 
hidráulica, quando em estado de insaturação, é menor que de solos argilosos. Esta diminuição se dá 
devido à presença de ar aprisionado e pela diminuição da área útil ao fluxo de água. O retardamento 
do fluxo de água também pode estar associado à estruturação do solo. Solos com um maior 
desenvolvimento de agregados, apresentam comportamento análogo aos de textura arenosa, ou seja, 
maior condutividade hidráulica saturada e menor condutividade quando insaturados. 
 122 
Escorrimento superficial 
Quando a quantidade de água adicionada à superfície excede ao regime de infiltração do 
solo, a água tende a acumular na superfície (capacidade superficial de acumulação) e então escorrer 
até às cotas inferiores. O termo escorrimento superficial se refere a este volume de água que não 
infiltra e que escorre para as linhas de drenagem do relevo local. O escorrimento superficial 
depende do regime de infiltração, do relevo local e do manejo do solo. Para um mesmo regime 
de infiltração, o escorrimento superficialserá maior nas áreas com relevo mais acidentado. 
As práticas de manejo que preservam ou melhoram a infiltrabilidade e a capacidade 
superficial de acumulação do solo, são as recomendadas para diminuir o escorrimento superficial. 
Práticas como cobertura morta, plantio direto, plantio em nível e terraceamentos, são exemplos de 
manejo que ajudam a diminuir o escorrimento superficial. 
Equação de infiltração da água no solo 
A equação de infiltração da água do solo é baseada na equação de Darcy para o escoamento 
vertical q = -K∆H/∆z , onde: 
q = fluxo; 
H = altura hidráulica; 
z = distância vertical a partir da superfície em direção às camadas subsuperficiais. 
A altura hidráulica (H) é composta da altura devido à pressão negativa (sucção do solo 
insaturado) e da altura gravimétrica (-z), que é negativa por diminuir com o aumento da 
profundidade: H = (-Hp) + (-z). 
Durante o processo de infiltração o fluxo é maior uma vez que o gradiente é maior. O 
gradiente hidráulico é maior devido à presença do componente matricial que é adicionado ao 
gravitacional. Após um determinado tempo de infiltração a umidade do solo vai aumentando e a 
componente matricial se aproxima de zero, interferindo de forma insignificante sobre a infiltração. 
Neste estágio de umidade, o fluxo é determinado apenas pela componente gravitacional, a qual é 
diretamente proporcional a z. Assim em condições de saturação o grediente hidráulico é igual a 1 
e a infiltração se torna igual à condutividade hidráulica saturada. 
Ao se avaliar o comportamento da infiltração do solo em relação ao tempo observa-se que 
esta pode ser separada em dois estágios distintos em relação ao fluxo do solo. No primeiro estágio a 
infiltração se caracteriza por um fluxo vertical insaturado, em que dois componentes determinam o 
gradiente hidráulico, são eles: matricial e gravitacional. No segundo estágio a infiltração se 
caracteriza por um fluxo vertical saturado, onde a componente gravitacional determina o gradiente 
hidráulico. Logo a formula que se propõe a descrever a infiltração do solo precisa considerar os 
 123 
estágios peculiares do processo de infiltração. Se todo o processo de infiltração do solo ocorresse 
sob condições de saturação a estimativa do volume de água que infiltra em um solo poderia ser 
calculado da seguinte forma: 
I = ∫ Ks dT , onde: 
Ks = condutividade hidráulica saturada (velocidade de infiltração (Vi)); 
T = tempo de infiltração. 
No entanto, para considerar o fluxo insaturado, a equação apresenta-se de outra forma: 
I = ∫ Vi dT ⇒ Vi = K(θ) grad ψ logo 
I = ∫ K(θ) grad ψ dT 
Durante um teste de infiltração, a infiltração acumulada será o somatório das velocidades de 
infiltração no intervalo de tempo do teste. 
Várias sugestões foram feitas para o cálculo da infiltração acumulada e a que melhor se 
adaptou aos dados experimentais é a que se apresenta abaixo: 
I = aTn + b , onde: 
I = infiltração acumulada; 
T = tempo decorrido durante o teste; 
a e n = constantes dependentes do solo; 
b = condutividade hidráulica saturada. 
O valor a indica a capacidade de um solo homogêneo absorver ou liberar água. Esta 
constante também é denominada de constante de sortividade e tem sua importância no início do 
processo de infiltração, no entanto, com o tempo este parâmetro perde importância, ficando a 
infiltração do solo dependente de b (condutividade hidráulica saturada). Para melhor visualização 
da diminuição de a com o tempo, considere a seguinte transformacão: 
I = a/n√t + b 
Ao se aumentar t, a tende a valores muito pequenos e, dessa forma, I tende a b. 
Infiltração Tridimensional 
O comportamento da infiltração tridimensional pode ser melhor observado através do 
esquema abixo: 
Quando um dreno irrigante é colocado abaixo da superfície do solo, a água se distribui em 
todas as direções. De modo geral se fixarmos três direções sentidos, x (horizontal), y (vertival 
ascendente) e z (vertical descendente), será observado que a frente de molhamento do sentido z 
avançará mais que os dois outros sentidos, sendo o menor avanço no sentido y. A explicação para 
este comportamento é baseada na diferença dos componentes dos gradientes hidráulicos nos três 
 124 
sentidos. No sentido x, o componente que determina este fluxo da água é o potencial matricial do 
solo. No sentido z além do potencial matricial, o potencial gravitacional é somado, gerando um 
gradiente hidráulico maior. No sentido y o componente matricial determina o fluxo ascendente da 
água, porém sofre redução da força gravitacional no sentido contrário. 
Redistribuição de água no solo 
Quando o fornecimento de água na superfície do solo é interrompido o fluxo de água não 
cessa imediatamente. A água das áreas mais úmidas tende a ser distribuída para as camadas 
inferiores do solo. Este processo de drenagem interna da água das camadas mais úmidas para as 
mais secas do perfil é denominada de redistribuição de água no solo. A redistribuição da água no 
solo, da mesma forma que o processo de infiltração, tende a diminuir com o tempo, tornando-se 
insignificante. O tempo de duração da redistribuição da água do solo e a quantidade de água 
envolvida no processo depende do tipo de solo e da quantidade de água disponível na camada 
úmida. A diminuição do processo de redistribuição de água no solo é explicado pela diminuição na 
condutividade hidráulica e do gradiente hidráulico. Com a passagem da água das camadas 
superficiais para as subsuperficiais ocorre a diminuição das diferenças de sucção entre as camadas e 
consequentemente do gradiente hidráulico. Da mesma forma, a diminuição da quantidade de água 
nas camadas mais úmidas causa a diminuição da condutividade hidráulica. 
De qualquer forma, após o processo de redistribuição da água no solo, a curva de umidade 
do solo em relação a profundidade se torna mais homogênea, como pode ser visto abaixo: 
 
Na figura as curvas foram obtidas a 0, 1, 4 e 14 dias após o final da infiltração. 
Após um determinado tempo a água das camadas mais umidas não mais percolam para as 
camadas inferiores e o perfil de redistribuição se torna constante. Neste estágio, diz-se que o solo 
atingiu sua capacidade de Campo. O termo capacidade de campo se refere ao estagio de umidade 
do solo no qual toda a água passível de ser percolada por efeito da força gravitacional já drenou 
para as camadas mais profundas. Uma forma clara de se visualizar a capacidade de campo pode ser 
 125 
conseguida através do gráfico abaixo, que relaciona o teor de água do solo em relação ao tempo 
após o fim da infiltração. No gráfico, C.C é a capacidade de campo para os solos arenoso e argiloso. 
 
Fatores que influenciam a infiltração da água no solo 
A infiltração da água no solo é avaliada através do regime de infiltração. Como mencionado 
anteriormente o regime de infiltração é determinado pelo volume de água adicionado e pela 
infiltrabilidade do solo. Quando o volume de água adicionado é menor que a infiltrabilidade do 
solo, a infiltração depende do volume adicionado. Por outro lado, a situação mais comum ocorre 
quando a quantidade de água adicionada supera a infiltrabilidade do solo. Nesta situação os fatores 
que determinam a infiltração da água no solo serão os mesmos que determinam a infiltrabilidade, ou 
seja: 
- Textura: Solos arenosos, de modo geral e desconsiderando a estruturação do solo, 
apresentam maior velocidade de infiltração que solos argilosos. 
- Estrutura: De modo geral, solos com bom desenvolvimento de agregação apresentam 
maior velocidade de infiltração do que os com fraco desenvolvimento de agregação. 
- Umidade do solo: Com o aumento da umidade do solo, haverá uma diminuição no 
gradiente de potencial hidráulico e a velocidade de infiltração tende a diminuir. 
- Manejo do solo: O manejo do solo pode alterar a permeabilidade do solo, alterandoa 
condutividade hidráulica e consequentemente a velocidade de infiltração 
- Presença de camadas retardadoras: As camadas retardadoras do solo recebem esta 
denominação por apresentarem condutividade hidráulica realativamente menor. O exemplo mais 
comum de camada retardadora ocorre em solos pertencentes à classe podzólico, onde na 
subsuperfície ocorre a presença de uma seção com acúmulo de argila, as quais obstruem o espaço 
poroso do solo, diminuindo a condutividade hidráulica saturada. A condutividade hidráulica pode 
ser diminuida em camadas arenosas, quando em situações de insaturação. Neste caso, solos 
 126 
arenosos, apresentam continuidade de espaços poros aptos ao fluxo de água relativamente menor do 
que solos argilosos. 
- Tempo: Como ja mencionado anteriormente, com o decorrer do tempo a velocidade de 
infiltração decresce exponencialmente e este comportamento se deve à diminuição do gradiente 
hidráulico. No início do processo duas forças interferem no fluxo vertical, a gravitacional e a 
matricial, e após determinado tempo de infiltração, somente a gavitacional se mantém. 
- Condutividade hidráulica: Se compararmos dois solos de mesma textura mas com 
diferentes permeabilidades fica mais fácil visualizar o efeito da condutividade hidráulica sobre a 
infiltração. O solo com maior porosidade, apresentará maior permeabilidade, que determina maior 
condutividade hidráulica e consequentemente maior taxa de infiltração. 
- Variabilidade espacial: Áreas que apresentam alta variabilidade espacial, apresentam 
diferentes regimes de infiltração. A variabilidade espacial pode ser devido à variações de manejo 
agrícola, atividade de organísmos, processos de formação do solo e etc. O arranjamento dos poros 
dos solos esta sujeito a muitas alterações, gerando diferentes regimes de infiltração. As áreas que 
talves apresentam maior variabildade espacial são as localizadas em baixadas, onde a formação dos 
solos esta associada à variação do nível e curso dos rios. 
Métodos de determinação da Infiltração do Solo 
Manejo da água do solo 
Os primeiros irrigadores dos estados Unidos assumiam que se a água continuava a infiltrar 
no solo, os espaços porosos não tinham sido ocupados e consequentemente a aplicação adicional de 
água continuaria a ser armazenada até que o solo se torna-se saturado, situação na qual a infiltração 
cessaria. Este conceito é incorreto, exceto em relação a solos que estão completamente secos. Após 
a aplicação de uma limitada quantidade de água ao solo, a água começa a percolar através do solo. 
Solos bem drenados podem nunca tornarem-se totalmente completos de água. 
Capacidade de Campo 
Com o avanço dos estudos os pesquisadores reconheceram que os solos retinham apenas 
uma parte desta água adicionada, através de adsorção e capilaridade e esta capacidade de reter água 
foi denominada de Capacidade de Campo (C.C). O termo capacidade de campo é usado para 
referir-se à quantidade de água que um solo bem drenado pode reter contra as forças gravitacionais, 
ou a quantidade de água remanescente no solo quando a drenagem interna tenha decrescido de 
forma marcante. 
 127 
Este conceito já foi considerado como sendo uma propriedade do solo que descreve um 
verdadeiro valor de equilíbrio, o qual tem sido considerado o limite superior de água disponível. 
Esta idéia antiga, de um limite superior de água disponível, indica que qualquer quantidade de água 
aplicada acima da C.C. é perdida no reservatório solo por percolação profunda. No entanto algumas 
considerações e críticas devem ser consideradas: 
1- A C.C. não é realmente um valor único que sempre ocorre no solo. O sistema dinâmico de 
renovação de água, por drenagem, evaporação e transpiração e adição, por chuva, irrigação e 
orvalho, é tal que a condição de equilíbrio entre a quantidade de água no solo e a força 
gravitacional, nunca são alcançados. 
2- Existem outros fatores que influenciam a C.C. observada. Se o solo foi saturado e esta 
drenando, o valor será diferente daquele que seria se o solo estivesse sendo saturado a partir de uma 
condição seca (histerese). 
3- Mudanças na textura e estrutura, que ocorrem nos diferentes horizontes do perfil do solo, 
influenciam a retenção de água. A temperatura também tem efeito sobre a quantidade de água retida 
em um solo previamente molhado que esta sendo drenado por influencia das forças gravitacionais. 
4- Como conseqüência do sistema dinâmico da água e de muitos fatores modificantes, a 
C.C. deve ser considerada como uma propriedade da condição de campo. Sendo assim sua 
determinação é mais precisa no campo do que no laboratório. 
5- A C.C. tem sido usada para indicar o limite superior de água que é disponível para as 
plantas, por causa disso, assumiu-se que a água em excesso à capacidade de campo é drenada 
rapidamente. Esta idéia é também equivocada porque toda a água que não esta retida firmemente 
pelo solo pode ser usada pelas plantas, enquanto em contato com as raízes. 
6- A C.C. representa uma faixa de valores da curva característica do solos, uma vez que esta 
pode ser expressa pelo conceito de potencial de água no solo. Baseado na relação da C.C. com a 
sucção da água do solo, estipulou-se que um solo com água retida sob tensão de 1/3 de atmosferas 
teria atingido sua capacidade de campo, porém este padrão é arbitrário, sem qualquer base física. 
7- Como a curva característica dos solos, a C.C. também é sujeita a efeitos da histerese, o 
que complica ainda mais o padrão de 1/3 de atmosferas. 
8- Dependendo da textura do solo, a percolação interna continua por um período bastante 
grande. Isto significa que na verdade, em alguns casos, o valor de umidade considerado como 
referente à C.C., pode ser super estimado. 
Fatores que afetam a capacidade de campo 
 128 
Os seguintes fatores são considerados na literatura como influentes no comportamento da 
C.C.: textura do solo, tipo de argila, teor de matéria orgânica, profundidade de umedecimento, 
existência de camadas retardadoras, evapotranspiração. 
Textura → Quanto mais fina a textura do solo, maior será a capacidade de campo, bem 
como o tempo que decorre até que seja atingida a capacidade de campo; consequentemente menos 
preciso é o seu valor. Os valores de capacidade de campo são mais confiáveis em solos arenosos, 
pois nestes, é mais provável a interdição do movimento de água após atingir a capacidade de 
campo. Na figura abaixo é possível visualizar este comportamento de forma mais clara. No solo 
argiloso, a amplitude de variação do valor da capacidade de campo e maior do que dos solos 
arenosos, podendo resultar em fonte de erro durante as avaliações. 
 
 
 
Tipo de Argila → Solos com argilas expansíveis como montmorilonita e vermiculita, 
apresentam maior teor de umidade adsorvida e retida do que solos com argilas não expansíveis 
como caulinita. 
Teor de Matéria Orgânica → A presença de matéria orgânica no solo aumenta a 
capacidade de retenção de água no solo e consequentemente a faixa de umidade que equivale à 
capacidade de campo. Este efeito é mais pronunciado em solos arenosos. Este efeito pode ser 
melhor observado através dos dados da tabela abaixo: 
Amostra Retenção Máxima (%) C.C. (%) 
Solo Argiloso 44.3 20.2 
Solo Arenoso 28.3 1.4 
Turfa 1057 166 
1/2 Argila + 1/2 Turfa 114 31 
 129 
4/5 Argila + 1/5 Turfa 57.3 21.6 
1/2 Areia + 1/2 Turfa 89.1 12.7 
4/5 Areia + 1/5 Turfa 47.8 5.6 
 
Profundidade de umedecimento → Quanto maior a profundidade atingida pelo 
umedecimento durante a infiltração, mais lento será o regime de redistribuição e maior a capacidade 
de campo 
Existência de camadas retardadoras no perfil → A presença de camadas retardadoras 
como argila, areia ou pedregulho, podem inibir a redistribuição e aumentar a C.C. observável. 
Evapotranspiração: O regime e a maneira pela quala água é extraída do solo pode afetar 
os gradientes e as direções do escoamento do perfil, e assim modificar o processo de redistribuição. 
A água do perfil pode passar diretamente para atmosfera ou ser absorvida pelas plantas, e neste caso 
a água retirada do solo não se deve às forças gravitacionais. Neste caso a capacidade de campo pode 
ser sub estimada. 
 
A- solo coberto e sem vegetação 
B- solo descoberto e com vegetação 
Métodos de determinação da Capacidade de Campo 
Método Direto: O método direto consiste em inundar uma área de 4-25 m2 até uma 
profundidade de 3/2 L, onde L é a profundidade de interesse para o cálculo. Após a inundacão, 
cobre-se a área com lona ou restos org6anicos (palha), para prevenir perdas por evapotranspiração 
na superfície. Após o equilíbrio entre potencial gravitacional e potencial matricial, retira-se a 
cobertura e faz-se a medição da umidade em no mínimo três pontos, dentro do intervalo de 
 130 
profundidade desejado. A umidade da capacidade de campo será o valor médio de todas as medidas 
de umidade. 
 
Método Indireto: O método indireto é realizado em laboratório, onde amostras de solo 
saturadas são colocadas em uma “panela de pressão”, a qual é herméticamente fechada e aplicada 
uma pressão equivalente a 1/3 de atmosfera; com a pressão, a água atravessará uma placa de 
cerâmica e será drenada para o exterior do aparelho. 
As principais críticas ao método indireto é que este trabalha com amostras de solo 
deformadas ou que tiveram seu arranjamento inicial bastante alterado e que a pressão de 1/3 de 
atmosfera é um valor arbitrário, uma vez que o armazenamento de água esta mais relacionado à 
difusibilidade de água do que à condutividade hidráulica e sucção do solo. 
Com relação ao método direto, as críticas são: 
- A coluna de água que deveria se formar no solo, rompe-se muito antes de ser atingida a 
tensão de 1 atmosfera; 
- A tensão que torna um coluna de água descontínua não é a mesma para todos os solos; 
- O movimento de ;agua se torna extremamente lento em tensões maiores que 1/2 atmosfera. 
- É laborioso, exigindo tempo e fornecimento de água por período prolongado. 
Ponto de Murcha Permanente 
O Ponto de Murcha Permanente (P.M.P.), da mesma forma que a capacidade de campo, é 
dinâmico e deve ser considerado como uma faixa de umidade na qual a taxa de suprimento de água 
para a planta não previne o processo de murcha da planta. Em condições de equilíbrio, numerosos 
experimentos tem mostrado que o potencial médio do solo que causa o murchamento em plantas 
mesófilas esta em torno de 15 a 16 atm. 
Pela definição de P.M.P., pode se perceber que este refere-se a uma medida não dependente 
unicamente do solo e sim de vários outros fatores que interagem no processo de absorção de água 
pelas plantas. De modo geral, o P.M.P pode ser considerado como dependente de três fatores, são 
eles: 
Solo 
Clima 
Planta 
Solo- As propriedades do solo envolvidas no P.M.P. são: a condutividade hidráulica, 
difusibilidade, sucção e teor de água, as quais estão relacionadas. Com a diminuição da umidade, 
 131 
a sucção aumenta e diminui a condutividade hidráulica e a difusibilidade, o que torna mais difícil o 
abastecimento de água pelas plantas, aumentando sua suscetibilidade ao murchamento. 
Planta- As características das plantas que interferem no P.M.P., são: densidade do sistema 
radicular, profundidade radicular, taxa de crescimento das raízes e mecanismos fisiológicos que 
aumentam sua sucção interna. 
Clima-O ponto de murcha permanente ainda depende de fatores climáticos como 
temperatura, pressão, umidade relativa e vento, os quais determinam o regime de evapotranspiração. 
Quando o solo apresenta conteúdos relativamente altos de umidade, a sucção na qual a água 
encontra-se retida é baixa, exigindo menos da capacidade radicular da planta de extrair água. 
Se por outro lado, o teor de umidade do solo for relativamente baixo, a sucção na qual a 
água do solo estará retida será maior e consequentemente exigirá mais da planta para que o fluxo de 
água, necessário às funções vitais, se mantenha. Para isso a planta terá que gastar maior energia 
para aumentar a densidade radicular e/ou diminuir o potencial hídrico interno, para garantir o fluxo 
de água. 
Estes fenômenos podem se tornar mais críticos se as condições climáticas da região 
imprimirem uma maior taxa de evapotranspiração. O aumento da temperatura, diminuição da 
umidade relativa e a ocorrência de ventos, aumentam a transpiração da planta e da evaporação da 
água do solo. 
Métodos de determinação do Ponto de Murcha Permanente 
A umidade referente ao ponto de murcha permanente pode ser obtida através de métodos 
diretos e indiretos. 
Método Direto: O método direto consiste em semear mudas de plantas mesófilas 
(geralmente girassol) em potes contendo terra fina, e após as plantulas formarem suas primeiras 
folhas verdadeiras, estas são colocadas sob stresse hídrico. Com a perda de água por 
evapotranspiração, as folhas das plantas se tornam murchas. O vaso com as mudas murchas é 
mantido sob stress hídrico até que o murchamento seja irreversível. Neste estado a umidade do solo 
é medida e considerada como sendo correspondente ao ponto de murcha permanente. A realização 
do teste com amostras que ainda preservam a estrutura natural fornece resultados superiores, pois a 
condutividade hidráulica insaturada de solos com agregação é menor do que de desagregados. Outro 
inconveniente do método é o tempo necessário para a obtenção dos resultados (em torno de 60 
dias). 
Métodos Indiretos: Existe dois tipos de métodos indiretos, um baseado em correlações de 
umidade de murchamento com umidade equivalente e umidade higroscópica e outro obtido através 
da placa ou membrana de Richards. 
 132 
a) Correlação: Alguns pesquisadores, baseados em estudos localizdos, desenvolveram 
formulas que relacionam a umidade de murchamento (Umu%) com umidade equivalente (Ueq%) e 
umidade Higroscópica (Uhi%), assim as seguintes expressões são apresentadas na literatura: 
-Umu% = Ueq % x 0,54; 
-Umu% = Ueq % x 0,68; 
-Umu% = Uhi% x 1,50; 
-Umu% = Uhi% x 2,00; 
b) Placa ou membrana de Richards: Este método consiste em uma câmara metálica, 
desmontável, resistente a altas pressões, ligadas à amostra por uma membrana semi-permeável. 
Uma amostra saturada de água é colocada sobre a placa ou membrana. Com o aparelho fechado 
aplica-se pressão no seu interior. Com a pressão a água da amostra atravessará a membrana e sairá 
pelo dreno externo. A remoção da água continuará até atingir o equilíbrio entre a pressão aplicada e 
a tensão com que a água esta retida (ψm). A placa é utilizada para pressões entre 1 a 20 atm. Logo, 
aplicando-se pressões de 15 atm, consegue-se obter a umidade referente ao P.M.P.. 
Os métodos indiretos apresentam o inconveniente de trabalharem com amostras 
indeformadas e com fatores provenientes de valores médios de condições específicas. No entanto, 
na ausência de dados mais precisos, estes resultados são úteis, principalmente em cálculos para a 
irrigação. 
Disponibilidade de Água para as Plantas 
O conceito de água disponível surgiu da necessidade de se determinar a quantidade de água 
armazenada no solo que estaria disponível para as plantas completarem seus processos vitais. Uma 
vez que, à luz do conhecimento de água no solo, considerava-se que a Capacidade de Campo (C.C.) 
referia-se ao máximo de água que o solo podia armazenar e que o Ponto de Murcha Permanente 
(P.M.P.), referia-se ao estado de umidade em que a planta não mais conseguia extrair água para seus 
processos vitais, considerou-se que a Água Disponível (A.D.) para as plantas referia-se à quantidade 
de umidade retida no solo no intervalo entre a C.C. e o P.M.P.. Assim o calculo da Agua disponível 
passou a ser obtido através da seguinte expressão:A.D. = C.C - P.M.P. 
Este cálculo e usado até hoje, principalmente em projetos de irrigação, onde é necessário 
estimar a lâmina de água armazenada no solo e a quantidade a ser irrigada para se restabelecer a 
C.C.. 
 133 
Durante muitos anos esse conceito de A.D. foi motivo de controvérsias, pois alguns 
pesquisadores consideravam que parte da água neste intervalo de umidade (C.C. - P.M.P.), não éra 
disponível para as plantas. Três posições surgiram em relação ao conceito de água disponível. 
Alguns pesquisadores acreditavam que toda a água disponível, obtida através da formula 
acima citada, estava igualmente disponível para as plantas e que quando a umidade do solo 
alcançasse o P.M.P., a planta pararia abruptamente de absorver água e murcharia. 
Outra corrente acreditava que ao se diminuir o conteúdo de água, a partir da C.C. em direção 
ao P.M.P., a disponibilidade de água era diminuída gradualmente e a planta poderia não conseguir 
absorver água antes de se atingir o P.M.P.. 
A terceira escola se posicionava de forma intermediária às duas visões, alegando que na 
faixa de umidade entre a C.C. e o P.M.P. existia um ponto crítico a partir do qual a disponibilidade 
de água diminuiria de forma intensa com a diminuição da umidade. 
De forma gráfica a visão das três escolas pode ser melhor entendida, como mostrada abaixo: 
 
A- Disponibilidade de água total do início ao fim; 
B- Disponibilidade de água diminui gradualmente com o decréscimo da umidade; 
C- Disponibilidade de água até um nível crítico. 
Mais recentemente com a introdução de novos conceitos relacionando potencial total da 
água do solo, condutividade hidráulica e fluxo no solo e na planta, tornou-se claro que a interação 
solo-planta é dinâmico e que os conceitos estáticos de P.M.P., A.D., C.C., água gravitacional e etc, 
não se adaptavam ao verdadeiro comportamento da água no solo. 
Com a consideração dos novos conceitos não se alterou o valor quantitativo da água 
disponível no solo, mas entendeu-se que a disponibilidade da água do solo não era determinada 
exclusivamente por propriedades do solo e sim outros fatores como as características da planta e do 
ambiente. 
 134 
O surgimento do conceito de sistema Solo-Planta-Atmosfera como um contínuo (SPAC) 
A forma mais recente de abordar a disponibilidade de água para as plantas considera que o 
caminhamento da água à atmosfera, através das plantas, se dá em resposta a um gradiente de 
potencial de água, o qual decresce quando passa de solo para a planta e por fim para a atmosfera. 
Desta forma, o fluxo de água ocorre em um sistema solo-planta-atmosfera contínuo e 
dinâmico, governado por fatores do solo, da planta e da atmosfera. 
1) As características do solo que interferem na disponibilidade de água às plantas são: 
- Textura e tipo de argila (governam a capacidade de retenção de água); 
- Condutividade hidráulica; 
- Sucção inicial da água no solo; 
- Matéria orgânica. 
A textura do solo apresenta papel importante na disponibilidade de água para as plantas e 
este efeito pode ser visto através do gráfico a seguir: 
 
Nos gráficos acima as curvas representam as sucções existentes na superfície das raízes em 
equilíbrio com o solo. No solo arenoso a maior parte da água esta retida sob baixa sucção, enquanto 
que no solo argiloso a sucção aumenta de forma gradual com a diminuição da umidade. Isto implica 
que, apesar de o solo argiloso reter maior volume de água, não significa que quantidade 
proporcional estará disponível para as plantas. No exemplo com 10 % de umidade o solo arenoso 
pode fornecer água às plantas, enquanto que o argiloso exige que a planta diminua bastante o 
potencial da água interna dos tecidos para garantir o fluxo mínimo a sua sobrevivência. 
Outra forma de se visualizar esta relação é relacionando o teor de água no solo com o regime 
de extração, mostrado a seguir: 
 135 
 
O tipo de argila também apresenta papel importante. Argilas expansíveis, por apresentarem 
maior superfície específica, retêm maior quantidade de água do que argilas não expansíveis como 
caulinita e óxidos de ferro e alumínio. Por outro lado, sob mesmas condições de umidade, solos 
com argilas expansíveis exigem das plantas maior gasto de energia para absorção de água. Por isso 
é comum encontrarmos solos ricos em argilas expansíveis, com maior capacidade de retenção de 
água, e que apresentam menor quantidade de água disponível do que solos ricos em argilas não 
expansíveis. 
A presença de matéria orgânica aumenta a capacidade de retenção da água no solo, no 
entanto, nem sempre implica em aumento significativo de água disponível. O seu efeito benéfico é 
mais pronunciado em solos de textura arenosa, aumentando várias vezes a disponibilidade de água. 
Para solos de textura argilosa, o aumento ocorre, no entanto, não tão pronunciado como para solos 
arenosos. O efeito da matéria orgânica pode ser visto através da tabela a seguir. 
 
Amostra Retenção Máxima (%) C.C. (%) P.M.P (%) A.D. (%) 
Solo Argiloso 44.3 20.2 7.1 13.1 
Solo Arenoso 28.3 1.4 0.57 0.83 
Turfa 1057 166 82.3 83.7 
1/2 Argila + 1/2 Turfa 114 31 14.5 16.5 
4/5 Argila + 1/5 Turfa 57.3 21.6 8.5 13.1 
1/2 Areia + 1/2 Turfa 89.1 12.7 5.2 7.5 
4/5 Areia + 1/5 Turfa 47.8 5.6 1.8 3.8 
A condutividade hidráulica do solo também influi bastante na disponibilidade de água para 
as plantas. Em condições de insaturação, solos argilosos apresentam maior condutividade hidráulica 
do que solos arenosos, o que garante, no primeiro caso, um fluxo de água durante um período de 
 136 
tempo maior. A inter-relação entre condutividade hidráulica, textura e transpiração pode ser 
detectado pelo gráfico a seguir: 
 
 
O maior fluxo transpiratório durante um período maior é explicado pela maior condutividade 
hidráulica insaturada e pela maior retenção de água no solo argiloso. 
A sucção inicial da água do solo também influi na disponibilidade de água às plantas. Solos 
com maior umidade e baixas sucções permitem um fluxo de água maior e mais duradouro do que 
solos que apresentam sucção inicial menor. 
2) As seguintes características da planta são consideradas importantes na água disponível às 
plantas: 
-Densidade radicular; 
-Comprimento radicular; 
A densidade radicular pode garantir maior absorção de água pelas plantas, uma vez que 
aumentando a densidade radicular, maior volume de solo pode ser explorado, garantindo assim a 
capitação de água necessária ao desenvolvimento vegetal. 
O aumento do comprimento radicular também pode garantir maior fornecimento de água às 
plantas, pois com o alongamento dos pelos radiculares, o sistema radicular intercepta reservatórios 
de água relativamente mais distantes e que estavam impossibilitados de serem explorados. Do ponto 
de vista físico, o comprimento radicular garante maior fluxo de água, pois diminui a distância a ser 
percorrida pela água no solo. Através das equações a seguir, pode-se observar de forma mais clara a 
diminuição da resistência. A resistência ao escoamento, Re, pode ser definida pela equação: 
q = ∆Ψ/Re , onde: q = fluxo de água 
 ∆Ψ = gradiente de potencial 
 Re = resistência ao fluxo 
 137 
Adaptando esta fórmula à equação de Darcy, temos que: 
Re = L/K , onde: L = distância entre o reservatório e a raiz 
 K = condutividade hidráulica do solo. 
3) Os fatores ambientais que interferem na disponibilidade de água para as plantas são: 
- Temperatura; 
- Umidade Relativa; 
- Vento; 
- Incidência luminosa 
Os fatores acima citados atuam diretamente no fluxo transpiratório da planta. 
Regiões com clima quente e seco, captam maior quantidade de água na forma de vapor 
d’água das plantas, através das folhas, do que regiões de temperaturas mais baixas e com umidade 
relativa maior. 
A presença do vento também aumenta o fluxo transpiratório,pois renova constantemente a 
atmosfera que interage com as folhas, alterando o equilíbrio de troca de vapor de água entre a planta 
e a atmosfera. 
Da mesma forma, quando a incidência luminosa é maior e por período mais longo, a 
atividade fotossintética da planta é aumentada e aumenta-se a passagem de água das folhas para a 
atmosfera, exigindo maior absorção de água pelas raízes. 
Resumo 
Através do exposto acima pode-se constatar que o modelo estático baseado nos conceitos de 
capacidade de campo, ponto de murcha permanente e água disponível, é uma simplificação muito 
grande dos fatores envolvidos no processo de captação de água pelas plantas. 
Voltando às divisões das escolas que discordavam do significado do conceito de água 
disponível, pode-se constatar que o conceito referente à curva A do gráfico, se aplica melhor a solos 
de textura arenosa e baixa evapotranspiração, onde a curva de sucção de água aumenta de forma 
abrupta com a secagem do solo. 
O conceito referente à curva C se aplica melhor sob condições intermediárias de textura e 
evapotranspiração, enquanto que o conceito referente à curva B é melhor adaptado à condições 
extremas de evapotranspiração potencial, com clima quente e seco, com ventos fortes e grande 
radiação solar. 
Com isso se evidencia que as escolas estavam baseadas em experimentações limitadas sob 
algumas condições climáticas e de solo, e que desta forma os resultados dificilmente seriam 
concordantes, dai gerando tantas discordâncias. 
 138 
De forma resumida, dentro do conceito de solo como um sistema contínuo solo-planta-
atmosfera, a disponibilidade de água esta intimamente ligada ao movimento da água desde o solo, 
através da planta, até a atmosfera, o qual ocorre como conseqüência de um gradiente de potencial 
hidráulico decrescente a partir do solo até a atmosfera. 
Deve-se ter claro ainda, que apesar das limitações do conceito de água disponível (A.D.), 
baseado na subtração dos valores da capacidade de campo (C.C.) pelo ponto de murcha permanente 
(P.M.P.), este parâmetro ainda representa o método prático mais utilizado no monitoramento da 
água do solo em projetos de irrigação. 
Quando Irrigar 
A irrigação é uma técnica utilizada para o fornecimento de água às culturas de forma que 
estas atinjam seu potencial máximo de produtividade. Para que a irrigação seja feita de forma 
racional é necessário que o fornecimento de água atenda as necessidades da cultura e das 
características do solo. 
Para se fazer irrigação de forma profissional o irrigante precisa conhecer os seguintes 
parâmetros: 
- quanto de água é necessária para o crescimento da cultura; 
- a quantidade de água que pode ser armazenada no reservatório solo-raiz; 
- quando da água armazenada pode ser utilizada, antes da irrigação; 
- a quantidade de água utilizada pela cultura quando se irriga; 
- o tempo que a água deve estar em contato com o solo para trocar a quantidade usada. 
Estes dados são relativamente difíceis de serem obtidos, principalmente em lugares mais 
distantes dos grandes centros. Por isso as soluções procuram ser mais simples. 
Um método utilizado para decidir quando aplicar água é baseado no conceito de Agua 
Disponível. Como visto anteriormente, a água disponível de um solo é definida como a diferença 
entre o conteúdo de água do solo na capacidade de campo e no ponto de murcha permanente. A 
quantidade de água disponível que pode ser usada antes que seja necessária a irrigação é bastante 
variável para cada tipo de solo. Esta diferença ocorre porque a relação entre o potencial mátrico do 
solo e a depleção de água disponível para as plantas é única para cada solo. Uma vez que cada solo 
apresenta uma quantidade de água disponível para um mesmo valor de potencial mátrico, não se 
pode utilizar este método de forma generalizada. A adoção de um método padrão incorreria no erro 
de se determinar diferentes momentos e quantidades de água a ser aplicada. 
Uma forma de contornar o problema seria a determinação da Curva Características de 
Umidade de cada solo. Neste caso cada área a ser irrigada teria uma curva característica 
determinada, relacionando o valor do potencial mátrico com o teor de umidade no solo. Com a 
 139 
instalação de tensiomêtros na área, seria possível, a partir de leituras do potencial mátrico, 
determinar o teor de umidade, bem como a distância em relação ao Ponto de Murcha Permanente e 
a Capacidade de Campo. Com estas informações pode-se calcular o quanto de água que se tem 
armazenada e quanto deve ser aplicada para se atingir a Capacidade de Campo. 
Para se utilizar este método é necessário determinar a curva característica do solo e instalar 
alguns tensiomêtros nas profundidades de atividade radicular. 
Possivelmente o método mais prático é o que usa o potencial de água do solo como 
indicador de necessidade de irrigação. Neste método o irrigador não precisa saber a quantidade de 
água no solo, a percentagem de água disponível ou a quantidade usada pela planta. Neste método, o 
irrigador precisa apenas de dois parâmetros relativamente fáceis de serem obtidos, são eles: 
potencial mátrico (em dois ou três locais da área de cultivo e em duas ou três profundidades) e 
qual a leitura do tensiômetro referente à momento de irrigar. Existem tabelas relacionando o 
potencial mátrico do solo e o momento em que a água deve ser aplicada. A base deste método é que 
o potencial mátrico influencia mais diretamente a absorção de água pelas plantas do que o teor de 
umidade do solo. Este método também apresenta limitações, uma vez que a tabela utilizada, na 
maioria dos casos, não foi gerada nas diversas condições específicas de cada propriedade agrícola. 
Geralmente os dados publicados foram gerados por equipes de pesquisa trabalhando com condições 
climáticas, edáficas e varietais específicas. A seguir é apresentada uma tabela relacionando 
potencial mátrico, referente ao momento que necessita irrigação, com algumas culturas e estágios 
de desenvolvimento. 
Cultura ΨΨΨΨm (cm H2O) 
Alfafa -1500 
Feijão -750 a -2000 
Alface -400 a -600 
Cana-de-açúcar -1000 a -2000 
Cebola (início) -450 a -550 
Cebola (bulbos) -550 a -650 
Batata -300 a -500 
Citrus -200 a -1000 
Uva (início) -400 a -500 
Uva (maturação) < - 1000 
Tomate -800 a -1500 
Milho (vegetativo) -500 
Milho (maturação) -8000 a -12000 
Café ---- 
 
O irrigante pode colocar os dados de potencial mátrico, obtidos através dos tensiometros, em 
relação aos diversos períodos do ano (meses/semanas/ano) para melhor prever a época necessária 
para a irrigação. Para isso é importante que se tenha um número significativo de leituras para que os 
 140 
dados plotados sejam mais precisos. Geralmente recomenda-se de 4 a 5 leituras entre cada irrigação. 
No entanto, o que define realmente o número necessário de leituras é a velocidade com que o 
potencial mátrico esta mudando. 
Quanto Irrigar 
Como discutido anteriormente, a água deve ser aplicada antes que se atinja o ponto de 
murcha permanente, pois uma vez atingida a umidade referente a este estado de tensão a planta já 
perdeu grande parte de seu potencial de produção, podendo mesmo não mais se recuperar. Uma vez 
definido quando irrigar, torna-se necessário conhecer quanto se deve aplicar e qual a taxa de 
aplicação de água. Esta informação é fundamental, pois torna a técnica mais econômica e evita a 
degradação do solo. 
De modo geral, recomenda-se que o volume de água adicionado ao solo por irrigação seja no 
máximo o equivalente à Capacidade de Campo (C.C.), de modo a evitar perdas por percolação 
profunda. Além disso, a taxa com que este volume é aplicado deve respeitar a condutividade 
hidráulica saturada ou infiltração básica, de modo a evitar o acúmulo na superfície e posterior 
escorrimento superficial. 
O exposto acima vem reforçar a necessidade de se determinaros limites superiores e 
inferiores de armazenamento de água discutidos anteriormente, ou seja Capacidade de Campo e 
Ponto de Murcha Permanente, respectivamente. Apesar das críticas, de que estas medidas são 
valores estáticos tentando explicar o comportamento de um elemento altamente dinâmico no solo 
que é a água, o conhecimento destes parâmetros tem grande valor prático. A seguir será mostrado 
um método bastante utilizado de se determinar a quantidade de água a ser aplicada no solo. Na 
figura abaixo é mostrado um sistema de tensiômetros montados em uma cultura, nas profundidades 
L1(20 cm) e L2 (50 cm). A partir deste exemplo serão feitos os cálculos da quantidade de água a ser 
aplicada. Considera-se que a umidade referente à Capacidade de Campo do solo é conhecida. 
 
 141 
 
O cálculo do armazenamento de água no perfil pode ser feito através da seguinte equação: 
Acc = ∫ θccdz ≅ θmcc L2 onde: Acc = armazenamento na C.C. 
 
θcc = umidade na C.C. 
 
z = profundidade 
 θmcc = umidade média na C.C. 
 
L2 = profundidade máxima da raiz 
Esta fórmula permite calcular a umidade máxima do solo, referente a capacidade de campo. 
Para se determinar a umidade atual basta medir a umidade volumétrica atual e substituir pelo valor 
da umidade na Capacidade de Campo na formula. Se o solo em questão já tiver sua curva 
característica de umidade determinada, é possível, a partir dos dados de leitura do potencial mátrico 
do tensiômetro, estimar a umidade referente a esta tensão e usar na formula para o cálculo da água 
armazenada. Lembrar que esta informação, apesar de agilizar o trabalho, é menos precisa do que a 
medição direta pelo método da umidade gravimétrica, devido ao efeito da histerese. 
A lâmina de água a ser aplicada é calculada através da seguinte equação: 
∆A = (Al2c.c. - Al2atual) , onde: ∆A = lâmina de água a ser aplicada 
 Al2c.c. = água armazenada na C.C. 
 Al2atual = água retida com solo seco 
A fórmula é a mesma do cálculo da água disponível no solo, apresentada anteriormante, no 
entanto, para fins de irrigação não se permite que a umidade atinja valores referentes ao Ponto de 
Murcha Permanente. 
No cálculo a profundidade L1 não foi usada, uma vez que se deseja alcançar a C.C. até L2. 
O tensiômetro em L1 serve como referencial do comportamento da frente de molhamento e, junto 
com o tensiômetro instalado em L2, avaliar as condições de fluxo da água no solo. A profundidade 
L1 é referente à posição onde se concentra 90% do sistema radicular da cultura. 
 142 
 
Na figura acima é apresentado o perfil de umidade da água do solo, antes da irrigação (1), 
referente ao estado de umidade que acusou necessidade de irrigação através de leituras do 
tensiômetro, logo após a irrigação (2) e alguns dias após a irrigação (3). A faixa com traços refere-
se à lâmina de água necessária para a irrigação. 
A figura também apresenta a tendência de percolação vertical da água com o tempo, 
comportamento já estudado nos itens de regime de umidade e capacidade de campo. 
Os valores obtidos pela fórmula são expressos em centímetro de altura de água armazenada. 
Este resultado é transformado em milímetro de água (mm) uma vez que 1 mm equivale a 1 litro /m2 
de área. 
 143 
SOLOS AFETADOS POR SAIS 
Definição: Solos salinos são aqueles solos que contêm sais solúveis em concentração que 
altera de forma negativa sua produtividade. 
Os solos sódicos são aqueles que contêm concentração de sódio trocável a ponto de alterar 
de forma negativa sua produtividade 
FORMAÇÃO DE SOLOS SALINOS E SÓDICOS 
Os sais solúveis dos solos consistem principalmente em várias proporções dos cátions sódio, 
cálcio e magnésio, e os ânions cloreto e sulfato. Os cátions potássio e os ânions carbonatos, 
bicarbonato e nitrato se encontram em quantidades menores. 
A fonte original e mais direta dos sais dos solo são os minerais primários que se encontram 
nos solos e nas rochas expostas da crosta terrestre. A liberação destes para a solução do solo se deve 
ao processo de intemperismo. 
Localização 
Os solos salinos geralmente se encontram em áreas de cotas baixas que recebem sais de 
outras localidades, sendo a água o principal fator de transporte. 
Formas de concentração de sais 
O processo de concentração de sais nos solos pode ocorrer de duas formas: natural ou 
através de atividades do homem 
Forma natural 
Os oceanos podem ser fonte de sais naqueles solos onde o material de origem é constituido 
de depósitos marinhos que se assentaram durante períodos geológicos e que a partir de então tem 
emergido. O oceano também pode ser fonte de sais em solos baixos que se encontram em áreas 
próximas da costa. Nestes casos o sal se acumula através da influência de águas superficiais e 
subterrâneas e em algumas situações pode se acumular através de sais presentes na brisa. O oceano 
representa o único agente natural formador de solos salinos em ambiêntes úmidos 
 144 
 
 
 Quando o clima é mais seco (árido e semi árido), o processo de formação de solos 
salinos se deve a associação de fatores como: 
-baixa precipitação; 
-alta evaporação; 
-drenagem imperfeita; 
-situação topográfica. 
Os sais solúveis não são transportados através do perfil, vindo a se concentrarem, devido a 
baixa precipitação e a alta evaporação, característica do clima árido e semi árido. A drenagem 
pouco desenvolvida das áreas de cotas mais baixas, contribui com o processo de concentração de 
sais. 
 
 
Concentração de sais devido a práticas de manejo agrícola 
O principal problema dos solos afetados por sais esta associado a aqueles que não se 
apresentavam naturalmente afetados e sim os que se tornaram afetados, devido às práticas 
inadequadas de manejo. 
As atividades agrícolas que empregam técnicas de irrigação, quando não planejada 
devidamente, podem salinizar os solos através de dois fatores associados, são eles: 
 145 
- adição de água de má qualidade, contendo altas concentrações de sais; 
- drenagem imperfeita. 
 
Tipos de solos afetados por sais 
De modo geral os solos afetados por sais são classificados em três tipos, são eles: 
Solo Salinos (alcalinos brancos); 
Solos Sódicos-Salinos; 
Solos Sódicos não Salinos (alcalinos negros). 
O solos Salinos se caracterizam por apresentarem as seguintes características: 
- Condutividade elétrica maior que 4 mmhos a 25°; 
- Concentração de sódio trocável < 15 %; 
- pH < 8,5 (geralmente); 
Os solos salinos são, de acordo com a classificação brasileira de solos, denominados de 
Solonchaks. Os Solonchaks apresentam pouca diferenciação de horizontes, tendo comumente a 
sequência A-Cgz ou Az-Cgz. São, no Brasil, praticamente heteromórficos. 
Os Solonchaks são de expressão relativa pequena e ocupam as áreas de relevo plano de 
várzea e esporadicamente, terraços. São encontrados geralmente associados a mangues ou nos 
baixos cursos de rios nordestinos que desembocam no litoral, destacando-se o Jaguaribe, Moçoró e 
Açú. Contam-se ainda ocasionais ocorrências na orla marítima e adjacentes áreas de banhado e 
pântanos. 
No campo pode ser reconhecido através da presença de crostas brancas na superfície e pouca 
vegetação predominando plantas adaptadas ao ambiente halomórfico como: bredo, perrexiu, 
carnaubeira e gramíneas halófitas. 
 146 
Dados químicos: 
- Ca e Mg variam bastante; 
- Na dificilmente atinge 50% dos cations adsorvidos 
-Cl - e SO4 -- são os principais ânions 
Dados físicos: 
- apresentam-se quase sempre com material coloidal floculado; 
- relativamente mais permeáveis e com maior condutividade hidráulica. 
Os solos salinos sódicos se caracterizam por apresentarem as seguintes características; 
- Condutividade elétrica maior que 4 mmhos a 25°; 
- Concentração de sódio trocável > 15 %; 
A formação desolos salinos sódicos se deve a ação combinada de salinização e acúmulo de 
sódio, podendo adquirir características de solos salinos ou sódicos não salinos, de acordo com as 
condições do ambientes. 
Em condições de excesso de sais (Ca, Mg e K) os solos salinos sódicos apresentam as 
seguintes características: 
- pH ≤ 8,5; 
- partículas coloidais floculadas. 
Em condições em que os sais são lavados, os solos salinos sódicos apresentam as seguintes 
características: 
-pH > 8,5 
-partículas dispersadas; 
-problemas de infiltração 
Os íons sódio tornam-se predominantes e o solos salino sódicos apresentam características 
semelhantes à dos sódicos não salinos. 
Os solos sódicos não salinos, também denominados alcalinos negros (presença de matéria 
orgânica dispersa), se diferenciam dos demais por apresentarem as seguintes características: 
 - Condutividade elétrica menor que 4 mmhos a 25°; 
- Concentração de sódio trocável > 15 %; 
- pH 8,5 - 10. 
Os solos com estas características são denominados, no sistema brasileiro de classificação, 
de Solonetz. Os Solonetzs apresentam estrutura do tipo colunar ou prismática, sendo que o primeiro 
tipo caracteriza a presença de horizonte diagnóstico B nátrico. A seqüência de horizontes mais 
comum é A-E-Btn-Cn ou A-Btn-Cn. 
 147 
Encontram-se concentrados em algumas poucas áreas de baixada de forma marginal aos 
cursos d’água intermitentes na região semi-árida do nordeste e no pantanal e em algumas áreas 
costeiras, de ambiente relativamente seco, como têm sido encontrados no Estado do Rio de Janeiro, 
nos municípios de de Cabo Frio, Arraial do Cabo e São Pedro de Aldeia. 
Os Solonetz apresentam também, gradiente textural alto e baixa permeabilidade. 
Métodos de identificação 
- Parâmetros 
C.E. 
A condutividade elétrica do extrato de saturação é um dos principais parâmetros utilizados 
na avaliação da presença de sais tóxicos no solo. A determinação consiste de coletar o extrato de 
uma amostra de solo saturada com água. No volume de líquido extraído da amostra determina-se a 
condutividade elétrica do solo em condutivímetro. Os resultados obtidos são expressos em 
mmhos/cm. 
- Potencial Osmótico 
O potencial osmótico representa um bom indicativo da presença de sais no solo. Quanto 
maior a concentração de sais, menor o potencial osmótico do solo. Através de medições de 
condutividade elétrica é possível estimar os potenciais osmóticos, utilizando-se equações baseadas 
em estudos de correlação linear entre condutividade elétrica e potencial osmótico. A expressão mais 
utilizada é apresentada abaixo: 
P.O. = 0,36 x (C.E. x 10-3) (atm) 
A precisão dos resultados obtidos depende da composição dos sais do solo. 
 
- Rs 
A resistência elétrica é a recíproca da condutividade elétrica e, desta forma, ambas podem 
ser correlacionadas. A seguinte expressão é empregada para estimar a condutividade elétrica através 
de medições de resistência: 
 C.E. = 0,25/Rs 
onde: 0,25 é uma constante determinada experimentalmente. 
As estimativas obtidas são menos precisas que medições diretas e as correlações podem 
variar de acordo com o solo. 
 
- Sais solúveis 
 148 
Os cátions e ânions que geralmente são determinados nos solos afetados por sais são: cálcio, 
magnésio, sódio, potássio, carbonatos, bicarbonatos, sulfatos e cloretos. Em alguns casos 
determina-se também nitratos de silicatos solúveis. 
As medições são feitas através de fotômetros e colorímetros em amostras líquidas, coletadas 
no extrato de saturação. Os resultados obtidos podem ser diferentes de acordo com o tipo de solo. 
 
- R.A.S. 
A razão de adsorção de sódio (RAS) é um índice utilizado para avaliar a relação entre os 
cations monovalentes (sódio) e bivalentes (cálcio e magnésio) no complexo sortivo do solo. Através 
de estudos encontrou-se que existe uma relação linear entre cátions bivalentes e monovalentes 
trocáveis, quando a concentração molar do cátion solúvel monovalente é dividida pela raiz quadrada 
da concentração dos cátions bivalentes solúveis. Para discutir esta relação de equilíbrio entre cátions 
solúveis e trocáveis, usa-se a seguinte expressão: 
RAS = Na
Ca Mg( )+
2
 
Nesta expressão Na, Ca e Mg, referem-se às concentrações dos cátions solúveis, expressos 
em miliequivalentes por litros. Estes cátions trocáveis na forma solúvel encontram-se em equilíbrio 
com o complexo de troca do solo. Através da RAS, pode-se estimar a percentagem de sódio 
trocável no solo (PST), que também pode servir como um índice para avaliar o efeito dos sais nos 
solos. 
O P.S.T. pode ser calculado através da seguinte expressão: 
PST = 100 0 0126 0 01475
1 0 0126 0 01475
x RAS
RAS
( , , )
( , , )
− +
+ − +
 
Além dos dados químicos, é possível, através de outras informações, avaliar se os solos 
estão sob efeito de sais. 
Estrutura: a estrutura pode se tornar um indicativo bastante importante, não somente da 
presença de sais como também do tipo de solo afetado. A estrutura do tipo colunar, além de indicar 
a presença de sódio, caracteriza horizonte diagnóstico B nátrico dos solos classificados como 
Solonetz (solos sódico não salino). 
Encrostamento: o encrostamento é uma característica que pode indicar a presença de sais, 
principalmente quando estiver associada com eflorescencias na superfície do solo. O encrostamento 
surge da dispersão das partículas coloidais de solos afetados por sais. 
 149 
Plantas adaptadas ao ambiente salino: algumas plantas são típicas de ambientes 
halomórfos e tornam-se indicativos de presença de sais. As plantas denominadas salicornias são 
exemplo de indicadoras e podem ser observadas em áreas da restinga de marambaia no Rio de 
Janeiro, indicando solo salino do tipo Solonchaks. 
Eflorescências: eflorescência é considerada propriedade morfológica de solos e forma-se 
em ambientes em que a taxa de evaporação supera a precipitação, permitindo que os sais existentes 
nos horizontes superficiais se concentrem na superfície do solo, apresentando aspecto pulverulento 
branco. 
Causas da diminuição da produtividade 
As causas da diminuição da produtividade dos solos salinos esta associada aos seguintes 
fenômenos: 
Incapacidade da planta de extrair água suficiente para sua demanda metabólica. 
A planta absorve a água necessária aos seus processos vitais contra uma força de sucção 
com que a água é retida no solo. Quando a concentração dos sais se torna muito elevada, como no 
caso dos solos afetados por sais, o potencial total da água do solo é diminuído de forma marcante, o 
que exigindo maior energia da planta para que esta consiga absorver água. Desta forma, em 
condições de solos afetados por sais, as duas principais componentes que estão atuando para reduzir 
o potencial total do solo são a matricial e a osmótica. Nestas condições a planta pode não conseguir 
absorver água e apresentar os seguintes sintomas: 
- raquitismo; 
- necrose; 
- murchamento. 
Problemas de aeração 
Solos afetados por sais e que apresentam grandes quantidades de sódio, tendem a apresentar 
as partículas coloidais na forma dispersa reduzindo bastante a aeração do solo. Este efeito é 
intensificado em solos salinos pela deficiência de drenagem destes solos, permitindo que a água 
ocupe o pouco espaço poroso existente. 
Toxidez de elementos como Boro, Cloro, Carbonatos, Sulfatos e Bicarbonados. 
Além da indisponibilidade de água e da deficiência de aeração, a diminuição na 
produtividade dos solos salinos pode ser devido à presença de elementos em níveis tóxicos para as 
plantas. Os elementos mais comumente apresentados como causadores de toxidez são: 
- Cloro: os íons cloro geralmente não são adsorvidos pelos solos e assim movem-se 
rapidamente através do solo e da planta, vindo a acumular nas folhas. Se a concentração na folha150 
exceder à tolerância, o seguinte sintoma se desenvolve: queima da folha ou secagem dos tecidos, 
inicialmente nas folhas jovens. A necrose excessiva é frequentemente acompanhada pela queda ou 
desfolhamento de folhas jovens. 
- Sódio: Os sintomas de sódio não são tão fáceis de serem diagnostificados como os 
cloretos. a toxicidade típica é: queima das folhas, murcha e queima ao longo da margem dos 
tecidos. Os sintomas de sódio geralmente ocorrem nas folhas mais velhas. 
-Boro: O boro, diferentemente do sódio, é um elemento essencial ao desenvolvimento 
vegetal, sendo necessário em concentrações maiores pelas plantas do que o cloro. Acima de certos 
limites este pode se tornar tóxico. Os seguintes sintomas estão associados à toxidez de boro: 
amarelecimento, manchas e secagem do tecido da ponta das folhas. estes sintomas são comumente 
encontrados nas folha mais velhas. 
 
Suscetibilidade das culturas 
Nem todas as plantas apresentam suscetibilidade igual a salinidade. Na verdade existem 
grupos distintos de plantas, segundo sua suscetibilidade. A subdivisão mais comum é: 
-Tolerantes 
-Moderadamente tolerantes; 
-Moderadamente sensitivas; 
-Sensitivas. 
O que determina o grau de suscetibilidade das plantas à salinidade é a capacidade que estas 
apresentam de ajustarem o potencial hídrico interno de forma a conseguir extrair água do solo. 
Fatores que afetam a tolerância: 
-estágio de desenvolvimento da cultura; 
-diferenças varietais; 
-melhoramento de plantas; 
-condições climáticas. 
Manejo e melhoramento de solos salinos 
As técnicas empregadas no manejo e melhoramento de solos afetados por sais visam manter 
um nível aceitável de produção das culturas. Existem várias técnicas de manejo e melhoramento, 
sendo que a adoção destas deve levar em conta qual o processo que levou à salinização, o grau da 
salinidade e também os aspectos econômicos. As seguintes alternativas técnicas são apresentadas 
para manejar e melhorar os solos afetados: 
- Drenagem: a drenagem representa uma opção de controle de salinidade em áreas que estão 
sob influencia de lençol freático rico em sais. O lencol pode ascender em determinadas épocas, 
 151 
aumentando a concentração de sais na zona radicular. Desta forma, a construção de drenos permite 
a manutenção do lençol em profundidades que não representam perigo de salinização da zona 
radicular. 
- Controle da salinidade por lixiviação: quando o solo apresenta drenagem interna 
suficiente para lixiviar os sais, e com a irrigação e adubação, constata-se a possibilidade de 
salinização, a aplicação de uma quantidade de água acima da necessária pela cultura pode ajudar a 
manter o nível de sais dentro dos limites aceitáveis da cultura. A necessidade de Lixiviação (NL) 
pode ser calculada através da seguinte expressão: 
 NL= ECw
ECe ECw5( ) − 
onde: 
NL- necessidade mínima de lixiviação para controlar o nível de sais; 
ECw- salinidade da água de irrigação em ds/m 
ECe- salinidade média do solo tolerada pela cultura medida no extrato de saturação do solo. 
1 ds/m (decisímem/metro) = 1 mmho/cm. 
O resultado obtido pela fórmula refere-se à percentagem de água a mais que deve ser 
adicionada à lâmina de água necessária para a irrigação da cultura. 
- Corretivos químicos: a aplicação de corretivos químicos é recomendada para os solos 
com concentrações elevadas do ion sódio no complexo sortivo, sendo que a função do corretivo é 
substituir os ions sódio por outros elementos que constituem o corretivo. Os corretivos químicos 
que se utilizam nos solos afetados por sais (solos sódicos) são divididos em três tipos: 
-Sais solúveis de cálcio → CaCl e CaSO4 
-Ácidos ou formadores de ácidos → enxofre, ácido sulfúrico, sulfato de ferro, sulfato de 
alumínio. 
-Sais de cálcio de baixa solubilidade → subprodutos do cal usado em engenhos de açúcar, 
rocha moida. 
Cada um dos tipos de melhoradores é recomendado para condições específicas de cada solo. 
Os fatores que determinam a escolha do corretivo são: conteúdo de carbonatos e metais alcalinos 
terrosos e pH. 
A utilização dos métodos de melhoramento dos solos salinos depende de cada caso, sendo 
comum a utilização dos três métodos em conjunto. Neste caso, alguns solos seriam drenados, 
receberiam a aplicação de corretivos e água de boa qualidade em excesso para retirar íons sódio do 
sistema. 
 152 
A melhoria, apesar de tecnicamente possível, dificilmente é aplicada, uma vez que o custo 
das atividades envolvidas são muito elevados. Poucas situações justificam a correção de solos 
salinos para fins agrícolas. No Brasil, onde a maior parte dos solos são livres de sais, a justificativa 
para o uso de solos afetados por sais é muito difícil, pois a quantidade de terras melhores e 
disponíveis à agricultura são muito maiores. Por outro lado, países como a Holanda, com território 
relativamente pequeno e que precisam aproveitar ao máximo as terras, o melhoramento dos solos 
salinos por influencia do lençol freático do oceano, é justificável. 
No Brasil parte dos solos afetados por sais, encontram-se em áreas próximas ao mar que 
adquirem grande valor ambiental para procriação e desenvolvimento de espécies. Desta forma, a 
destinação mais provável destes solos é a transformação em áreas de preservação. 
Manejo 
- Uso de culturas tolerantes: em algumas áreas de solos afetados por sais, apesar de não ser 
viável o melhoramento, é possível utiliza-la para agricultura implantando-se espécies que 
apresentam tolerância ou sejam adaptadas à ambientes halomórficos. As culturas podem ser 
divididas, como visto anteriormente, de acordo com sua resposta à presença de sais. 
- Mudanças de métodos de irrigação: cada método de irrigação apresenta um padrão de 
distribuição de água no solo, determinando a forma de acumulação dos sais no solo. Com a 
mudança no método de irrigação, altera-se o padrão de distribuição dos sais no solo. 
- Mudar o suprimento de água: em alguns casos o suprimento de água para as plantas 
representa uma boa opção de manejo da salinidade. Para tomar esta medida é necessária a 
disponibilidade de água de melhor qualidade.