INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE
VAZIOS NA CONDUTIVIDADE
HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
KÁTIA DANIELA RIBEIRO
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KÁTIA DANIELA RIBEIRO
INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE VAZIOS NA
CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
Dissertação apresentada à Universidade Federal de Lavras, como parte das exigências do Curso de Mestrado em Engenharia Agrícola, área de concentração em Irrigação e Drenagem, para obtenção do título de “Mestre”.
Orientador:
Prof. Dr. Stélio Maia Menezes.
LAVRAS
MINAS GERAIS - BRASIL 2005
Ficha Catalográfica Preparada pela Divisão de Processos Técnicos da
Biblioteca Central da UFLA
Ribeiro, Kátia Daniela
Influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado / Kátia Daniela Ribeiro. -- Lavras: UFLA, 2005.
56 p.: il.
Orientador: Stélio Maia Menezes. Dissertação (Mestrado) – UFLA. Bibliografia.
1. Condutividade hidráulica. 2. Distribuição de vazios. 3. Macroporosidade. 4. Atributos físicos do solo. I. Universidade Federal de Lavras. II. Título.
KÁTIA DANIELA RIBEIRO
INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE VAZIOS NA
CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
Dissertação apresentada à Universidade Federal de Lavras, como parte das exigências do Curso de Mestrado em Engenharia Agrícola, área de concentração em Irrigação e Drenagem, para obtenção do título de “Mestre”.
APROVADA em 4 de agosto de 2005.
Prof. Dr. David de Carvalho UNICAMP Profª. Dra. Maria da Glória Bastos de Freitas Mesquita UFLA Prof. Dr. Paulo José Rocha Albuquerque UNICAMP
Prof. Dr. Stélio Maia Menezes UFLA
(Orientador)
LAVRAS
À minha filha, Daniele, minha razão de viver, pelo amor e carinho,
DEDICO
À minha avó Lourdes Elias Mariano (in memorian), pelo eterno incentivo e confiança em meu potencial,
AGRADECIMENTOS
A Deus, pela presença constante em minha vida.
À minha mãe, Ivone Aparecida Ribeiro, pelas palavras de incentivo e compreensão nos momentos difíceis.
À Universidade Federal de Lavras (UFLA), pela oportunidade de realização do curso.
À Coordenadoria de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior (CAPES), pela concessão da bolsa de estudos.
Ao professor Dr. Stélio Maia Menezes, pela orientação, convivência, confiança e amizade.
À professora Dra. Maria da Glória de Bastos Freitas Mesquita, pela co-orientação e apoio.
A todo o corpo docente do Programa de Pós-Graduação em Engenharia Agrícola, pelo conhecimento transmitido.
Ao professor Dr. João José Granate de Sá e Melo Marques, pelas valiosas informações concedidas e pela colaboração e acompanhamento prestados na fase inicial deste trabalho.
Aos amigos Fabrício de Menezes Telo Sampaio, Reinaldo Freitas Aquino, e ao meu irmão Kleber Mariano Ribeiro, pelo auxílio nos trabalhos de campo.
Aos funcionários José Luis Moraes Rodrigues (Laboratório de Relação Água-Solo-Planta - DEG/UFLA) e Delanne Ribeiro (Laboratório de Física do Solo - DCS/UFLA), pela atenção e colaboração nos ensaios laboratoriais.
À secretária do Programa de Pós-Graduação em Engenharia Agrícola, Ana Daniela dos Santos, pela amizade e presteza.
Aos amigos e colegas de curso, pela convivência amiga.
A todos aqueles que colaboraram de alguma forma para o cumprimento desta etapa da minha vida.
SUMÁRIO Página LISTA DE SÍMBOLOS...i LISTA DE TABELAS...iii LISTA DE FIGURAS...iv RESUMO... v ABSTRACT...vi 1 INTRODUÇÃO ... 01 2 REFERENCIAL TEÓRICO. ... 03 2.1 Condutividade Hidráulica ... 04
2.2 Distribuição de vazios do solo ... 08
2.3 Relações entre condutividade hidráulica e distribuição de vazios do solo. ... 14
3. MATERIAL E MÉTODOS ... 18
3.1 Solos estudados... 18
3.2 Amostragem... 18
3.3 Ensaios realizados... 22
3.3.1 Umidade natural (Unat)... 22
3.3.2 Densidade do solo (Ds) ... 23
3.3.3 Densidade de partículas (Dp) ... 23
3.3.4 Porosidade total (PT) e índice de vazios (e)... 24
3.3.5 Granulometria ... 25
3.3.6 Argila dispersa em água (ADA) e índice de floculação (IF) ... 25
3.3.7 Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko)... 26
3.3.8 Distribuição de vazios do solo ... 27
4 RESULTADO E DISCUSSÃO ... 32
4.1 Caracterização física dos solos ... 32
4.2 Condutividade hidráulica do solo saturado... 35
4.3 Distribuição de vazios do solo ... 38
4.4 Correlações da condutividade hidráulica saturada (Ko) com os atributos físicos do solo... 42
4.5 Análise de regressão entre a condutividade hidráulica saturada (Ko) e os atributos físicos do solo ... 45
5 CONCLUSÕES ... 48
LISTA DE SÍMBOLOS
K condutividade hidráulica do solo não-saturado [L.T-1];
Ko condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1];
θ umidade volumétrica do solo [L3.L-3];
qo fluxo de água em solo saturado [L.T-1];
H gradiente hidráulico [L.L-1];
dv diâmetro do vazio (poro) do solo [L];
σ tensão superficial da água [M.T-2];
ϕ ângulo de contato entre a água e a parede do vazio do solo; ρw massa específica da água [M.L-3];
g aceleração da gravidade [LT-2];
h pressão da água no solo (potencial de pressão) [L]; di, dj, dk, dl diâmetro das partículas sólidas do solo [L];
dv10 diâmetro efetivo de vazios do solo [L];
φ0,03 volume de poros com diâmetro maior que 0,03 mm [L3.L-3];
RQ Neossolo Quartzarênico;
LVdf Latossolo Vermelho distroférrico; LVAq Latossolo Vermelho-Amarelo Psamítico; LVd Latossolo Vermelho distrófico típico;
LVAd Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico típico; RU Neossolo Flúvico;
Ma massa de água [M]; Ms massa do solo seco [M]; V volume total do solo [L3];
Vs volume do solo seco (volume de sólidos) [L3];
Vv volume de vazios [L3];
Ds densidade do solo [M.L-3];
Dp densidade de partículas [M.L-3];
PT porosidade total (%);
e índice de vazios (admensional); ADA argila dispersa em água; IF índice de floculação;
Va volume de água coletado [L3];
L comprimento da amostra de solo [L];
A área da seção transversal da amostra de solo [L2];
t tempo de coleta [T];
Ko 20°C valor da condutividade hidráulica do solo saturado à temperatura
de 20°C [L.T-1];
Ko T valor da condutividade hidráulica do solo saturado à temperatura
de ensaio [L.T-1];
µ T viscosidade dinâmica da água à temperatura de ensaio [L2.T-1]; µ 20°C viscosidade dinâmica da água à temperatura de 20°C [L2.T-1];
%V porcentagem de vazios; CV coeficiente de variação;
macro quantidade de vazios com diâmetro superior a 0,05 mm (macroporosidade) [L3.L-3].
LISTA DE TABELAS
Página
TABELA 1. Classificação e localização dos solos estudados ... 18 TABELA 2. Coordenadas geográficas dos pontos de coleta das
amostras de solo, com as respectivas observações... 20 TABELA 3. Granulometria, argila dispersa em água (ADA),
índice de floculação (IF) e classificação textural dos solos estudados... 32 TABELA 4. Umidade natural (Unat), densidade de partículas
(Dp), densidade do solo (Ds), porosidade total (PT) e índice de vazios (e) dos solos estudados... 33 TABELA 5. Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko), à
temperatura padrão de 20°C, com os respectivos
coeficientes de variação (CV) ... 35 TABELA 6. Classificação dos solos em função da condutividade
hidráulica do solo saturado... 37 TABELA 7. Distribuição dos vazios, em intervalos de tamanho,
dos solos estudados ... 39 TABELA 8. Macro e microporosidade dos solos estudados ... 41 TABELA 9. Coeficientes de correlação simples entre
condutividade hidráulica do solo saturado e os
atributos físicos dos solos estudados ... 43 TABELA 10. Coeficientes de correlação simples entre
condutividade hidráulica saturada e distribuição de vazios dos solos estudados ... 44
LISTA DE FIGURAS
Página
FIGURA 1. Esquemas utilizados para a determinação dos vazios
de solos granulares (arenosos), conforme
metodologia proposta por Silveira (1963)... 13
FIGURA 2. Localização dos pontos de amostragem... 19
FIGURA 3. Amostrador tipo Uhland... 21
FIGURA 4. Permeâmetro de carga constante... 26
FIGURA 5. Mesa de tensão... 28
FIGURA 6. Câmara de pressão ... 29 FIGURA 7. Curvas de distribuição de vazios dos solos estudados. 38
RESUMO
RIBEIRO, Kátia Daniela. Influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado. 2005. 56 p. Dissertação (Mestrado
em Engenharia Agrícola) – Universidade Federal de Lavras, Lavras, MG.*
Com o intuito de avaliar a influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado, foram coletadas amostras na camada superficial (0-20 cm) de seis solos (RQ, LVdf, LVAq, LVd, LVAd e RU) da região de Lavras - MG. As amostras de solo foram utilizadas para as determinações da densidade do solo, densidade de partículas, porosidade total, índice de vazios, granulometria, argila dispersa em água, índice de floculação, condutividade hidráulica do solo saturado e distribuição de poros por tamanho. Pelos resultados obtidos, pôde-se verificar que solos com porosidades totais semelhantes apresentaram distribuições de vazios distintas, influenciando significativamente os valores encontrados de condutividade hidráulica do solo saturado. Os poros do solo com diâmetro maior que 0,05 mm (macroporosidade) foram os que mais interferiram nas determinações da condutividade hidráulica do solo saturado. Equações matemáticas para estimativa da condutividade hidráulica do solo saturado a partir da densidade do solo, teor de areia, índice de floculação e macroporosidade foram desenvolvidas satisfatoriamente, apresentando elevados coeficientes de determinação (R²).
_________________
*Comitê Orientador: Stélio Maia Menezes - UFLA (Orientador), Maria da Glória Bastos de Freitas Mesquita - UFLA.
ABSTRACT
RIBEIRO, Kátia Daniela. Influence of pore size distribution on saturated soil hydraulic conductivity. 2005. 56 p. Dissertation (Master Program in
Agricultural Engineering) – Federal University of Lavras, Lavras, Minas Gerais, Brazil.*
In order to evaluate the influence of pore size distribution on saturated soil hydraulic conductivity, samples were collected from the superficial layer (0-20 cm) of six soils (RQ, LVdf, LVAq, LVd, LVAd e RU) located in the region of Lavras (MG). Soil samples were submitted to the analyses of bulk density, particle density, total porosity, voids ratio, texture, water dispersible clay, flocculation index, saturated soil hydraulic conductivity and pore size distribution. Results allowed verifying that soils with similar total porosities presented different pore size distributions, influencing significantly observed saturated soil hydraulic conductivity values. Saturated soil hydraulic conductivity values were more affected by soil pores with diameter greater than 0,05 mm (macroporosity). Mathematical equations for saturated soil hydraulic conductivity estimates based on bulk density, sand content, flocculation index and macroporosity were satisfactorily developed, presenting high determination coefficients (R²).
_________________
* Guidance Committee: Stélio Maia Menezes - UFLA (Major Professor), Maria da Glória Bastos de Freitas Mesquita - UFLA.
1 INTRODUÇÃO
A dinâmica da água no solo está diretamente relacionada ao desenvolvimento e produtividade das culturas, sendo seu conhecimento de fundamental importância para qualquer tomada de decisão sobre a exploração agrícola dos solos.
Portanto, a melhor caracterização dos fatores que interferem nas relações existentes entre a água e o solo torna-se imprescindível, uma vez que a necessidade de explorar e manejar eficientemente esses dois recursos, que são fundamentais à agricultura, se apresenta como uma das mais importantes tarefas da atualidade.
O movimento da água no sistema solo-planta envolve processos como infiltração, redistribuição, percolação e absorção pelas plantas. Nesse contexto, a condutividade hidráulica (K) ocupa papel de destaque, pois reflete a capacidade do solo em conduzir água.
Quanto maior for o valor de K, maior tende a ser a facilidade com que a água se movimenta no solo e o valor máximo de K ocorre quando o solo está saturado, denominando-se condutividade hidráulica do solo saturado (Ko).
O conhecimento da condutividade hidráulica do solo saturado é de fundamental importância para a determinação do fluxo de água nos solos e, do ponto de vista prático, para a elaboração de projetos de irrigação e drenagem, bem como para a quantificação da erosão e lixiviação de substâncias químicas (com conseqüências na poluição e contaminação de camadas mais profundas do solo).
Dentre os atributos do solo que interferem na condutividade hidráulica do solo saturado, a porosidade é uma das características mais importantes, visto que a água escoa pelos seus espaços vazios.
Entretanto, no estudo do movimento da água no solo, a simples determinação da porosidade total fornece informações limitadas, sendo mais importante avaliar a distribuição dos poros por seu tamanho, pois a distribuição dos vazios na matriz do solo desempenha papel fundamental nas relações entre as fases sólida, líquida e gasosa, determinando a evolução espacial e temporal dos processos dinâmicos da água no solo.
Logo, a dependência da condutividade hidráulica (K) e da condutividade hidráulica do solo saturado (Ko) em relação ao tamanho dos poros do solo é bastante clara, e uma distribuição inadequada dos diferentes tamanhos dos poros pode restringir o fluxo de água no solo.
Dessa forma, com o presente trabalho objetivou-se avaliar a condutividade hidráulica do solo saturado em função da distribuição de vazios, procurando determinar o diâmetro de poros que mais interfere no valor da condutividade hidráulica saturada. Objetivou-se, também, analisar a influência de outros atributos físicos do solo na determinação da condutividade hidráulica do solo saturado.
2 REFERENCIAL TEÓRICO
O solo é um recurso natural indispensável para o crescimento e desenvolvimento das culturas. Por definição, sabe-se que o solo é um material natural complexo constituído por grãos minerais e matéria orgânica (fase sólida), envolvidos por uma fase líquida, a solução do solo. Há uma terceira fase eventualmente presente, o ar, que preenche parte dos poros dos solos não saturados (Menezes, 2003).
As relações entre as fases sólida, líquida e gasosa determinam as propriedades físico-hídricas dos solos, exercendo marcada influência nos processos pedogenéticos e potencialidade agrícola dos mesmos (Manfredini et al., 1984).
A água é a substância mais reciclável da natureza, fazendo parte essencial de todas as formas de vida dos reinos vegetal e animal, sendo encontrada por toda parte na crosta terrestre e na atmosfera (Reichardt, 1990). No sistema solo-água-planta, a água assume importantíssimo papel na produtividade agrícola, sendo a umidade um dos fatores que determinam o bom desenvolvimento das culturas (Reichardt, 1985).
A interação entre a água e o solo, portanto, influencia diretamente o desenvolvimento das culturas e, conseqüentemente, a sua produtividade. Dessa forma, conhecer bem os fatores que interferem no movimento da água no solo, como a condutividade hidráulica e a porosidade, é essencial para um manejo adequado, que não comprometa a sustentabilidade agrícola dos solos (Carvalho, 2002). Isso porque o conhecimento do movimento da água no perfil de um solo é de fundamental importância para a resolução de problemas que envolvem irrigação, drenagem, armazenamento e transporte de água e nutrientes, bem como o controle da infiltração e escoamento superficial (Pauletto, 1986).
2.1 Condutividade hidráulica do solo saturado
A condutividade hidráulica representa a propriedade que expressa a facilidade com que um fluido é transportado através de um meio poroso (Libardi, 2000). Sendo o solo e a água, respectivamente, o meio poroso e o fluido de interesse, define-se, então, condutividade hidráulica do solo (K) como o parâmetro que traduz a facilidade com que a água flui através do solo (Carvalho, 2002).
A condutividade hidráulica do solo (K) engloba o conjunto de propriedades relacionadas à água (Galdino, 1988), devendo ser bem caracterizada, visto que seu valor é usado nos cálculos de fluxo de água no solo (Mesquita & Moraes, 2004).
A condutividade hidráulica do solo (K) pode ser descrita como uma função K(θ), em que θ representa a umidade volumétrica do solo, que traduz o
quanto o solo conduz água em dada umidade (Klein & Libardi, 2002). Portanto, para um dado solo, a condutividade hidráulica (K) é tanto maior quanto maior for sua umidade (θ), atingindo seu valor máximo quando o solo está saturado,
denominando-se condutividade hidráulica do solo saturado (Ko).
Também conhecida como coeficiente de permeabilidade, a condutividade hidráulica do solo saturado é considerada como um dos parâmetros mais importantes no manejo da água no solo, sendo de larga aplicação nos projetos de irrigação e drenagem (Klute, 1965) bem como na resolução de diversos problemas práticos de engenharia, como rebaixamento de aqüíferos e recalques por adensamento (Menezes, 2003), além de fornecer informações indiretas da estrutura e da estabilidade estrutural do solo (Klute, 1965).
As principais propriedades do solo que afetam a condutividade hidráulica saturada são: textura, porosidade, densidade do solo, estabilidade
estrutural, tamanho dos agregados, atividade de microorganismos e presença de ar (Hillel, 1972).
No caso do líquido que atravessa o meio poroso, a propriedade relevante é a sua viscosidade, cujo valor varia em função da temperatura. Assim, a condutividade hidráulica do solo saturado é afetada pela temperatura da água, sendo seu valor inversamente proporcional à viscosidade da água (Menezes, 2003; Pizarro, 1978).
Em estudos de dinâmica da água em meios porosos, a primeira equação para a quantificação do movimento da água no solo foi introduzida, no ano de 1856, pelo engenheiro hidráulico Henry Darcy, que trabalhou com colunas de areia saturada em água (Libardi, 1995). Após uma série de experimentos, ele chegou empiricamente à seguinte relação:
qo = - Ko H (1)
em que:
qo = fluxo de água em solo saturado [L.T-1];
H = gradiente hidráulico [L.L-1];
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1].
A equação 1, válida para um fluido incompressível sob condições isotérmicas, é conhecida como Lei de Darcy, e estabelece que o fluxo de água em solos saturados é proporcional ao seu gradiente hidráulico, sendo a constante de proporcionalidade representada pela condutividade hidráulica saturada, que reflete as propriedades do solo quanto à transmissão de água (Carvalho, 2002).
Desde o seu estabelecimento, a Lei de Darcy tem sido objeto de várias pesquisas e análises, no sentido de verificar seus limites de validade (Costa, 1998). Segundo Hillel (1980), a Lei de Darcy não é universalmente válida para
todas as condições de escoamento em meios porosos. Sua validade está comprovada apenas para escoamento em regime laminar (Menezes, 2003) e condições em que as interações solo-água não resultam em variações na fluidez e permeabilidade mediante mudança no gradiente hidráulico (Costa, 1998).
Nos solos, observa-se que há uma relação linear entre fluxo e gradiente hidráulico na quase totalidade das situações, o que conduz à aceitação da Lei de Darcy para uma grande variedade de solos, fluidos e gradientes hidráulicos (Neves, 1987).
Quanto às suas limitações, a Lei de Darcy deixa de ser válida para o caso de fluxo a altas velocidades (regime turbulento), onde a relação entre fluxo e gradiente hidráulico deixa de ser linear (Menezes, 2003). Em solos formados por partículas extremamente pequenas (argilas coloidais), a não-linearidade para o fluxo em poros muito pequenos também foi investigada por vários pesquisadores, invalidando a Lei de Darcy (Hillel, 1980). A possível razão para essa anomalia é explicada pelas forças de adsorção entre a água e as partículas do solo, que conferem à água propriedades de um plástico ideal, em que o escoamento só é possível após vencer as forças de adsorção.
Apesar de suas limitações, a Lei de Darcy é a que melhor descreve o fluxo de água no solo (Pimenta, 1991).
Para a determinação da condutividade hidráulica saturada de um solo, existe uma grande variedade de métodos, com diferentes níveis de precisão, muitos deles aplicáveis apenas em determinadas condições ou com certos objetivos, os quais, de uma maneira geral, podem ser agrupados em métodos diretos e indiretos (Queiroz, 1995), tendo cada um deles suas vantagens e desvantagens. A escolha do método depende de fatores, tais como: disponibilidade de equipamentos; natureza do solo; tipo de amostras possíveis de serem obtidas; experiência e conhecimento do pessoal técnico e os propósitos para os quais as medições serão feitas (Pimenta, 1991).
Nos métodos diretos, a condutividade hidráulica do solo saturado pode ser determinada em condições de laboratório ou in situ.
Os métodos de laboratório conhecidos na literatura são (São Mateus, 1994): permeâmetro de carga constante e permeâmetro de carga variável, câmaras triaxiais e oedômetros.
Millar (1988) argumenta que esses métodos são mais recomendados para estudar a influência de determinados fatores (textura, estrutura, salinidade, qualidade da água, etc.) no movimento da água no solo. Segundo Ferreira (1987), a determinação da condutividade hidráulica do solo saturado no laboratório, a partir de amostras com estrutura indeformada, é de grande utilidade quando se deseja caracterizar a variabilidade da condutividade hidráulica no perfil do solo, sendo a validade dos dados sujeita a um adequado esquema de amostragem e ao rigor das determinações realizadas em laboratório. Os métodos in situ, segundo Beltran (1986), Cruciani (1983) e Millar (1988), podem ser classificados em: métodos abaixo do lençol freático (método do furo de trado, piezômetro, dois poços, quatro poços, descarga de drenos e descarga de poços profundos) e métodos acima do lençol freático (cilindro infiltrômetro, poço invertido e tubo duplo).
Kamra & Rao (1985) afirmam que os métodos in situ fornecem resultados com variações menores do que os métodos de laboratório. Para Millar (1988), os métodos in situ fornecem resultados mais reais para aplicação nos cálculos de drenagem subterrânea.
Estudos de laboratório têm a vantagem de permitir um maior controle do ambiente; contudo, há a desvantagem de não se poder relacionar diretamente os dados obtidos com as condições in situ (Pimenta, 1991). As determinações in situ, por sua vez, refletem as condições reais presentes no campo e geralmente demandam mais tempo para a execução dos ensaios, principalmente quando repetições são requeridas para a obtenção de resultados mais confiáveis.
Nos métodos indiretos, procura-se correlacionar a condutividade hidráulica saturada com outras propriedades do solo de mais fácil determinação (distribuição do tamanho de poros, textura, porosidade drenável, densidade do solo, etc).
Assim, pesquisadores como Childs & Collis-George (1950), Marshall (1958), Millington & Quirck (1959, 1960), Mualem (1976), Anderson & Bouma (1973) desenvolveram equações matemáticas para calcular a condutividade hidráulica não saturada a partir da distribuição de tamanho dos poros. Posteriormente, outros estudiosos do assunto tentaram aplicar a essas equações dados experimentais, sendo que Nielsen et al. (1960) efetuaram comparações entre o método de Childs & Collis-George (1950) e o de Marshall (1958), em quatro solos, mostrando que os resultados do primeiro foram melhores que os do segundo.
Já outros pesquisadores, como Dane & Puckett (1992), Jaynes & Tyler (1984) e Rawls et al. (1992), desenvolveram modelos empíricos para a estimativa da condutividade hidráulica do solo saturado a partir da textura, chegando a conclusões divergentes, não encontrando um modelo universal que possa ser aplicado a qualquer tipo e condição de solo.
Existe, portanto, uma tendência de crescimento de pesquisas voltadas para métodos que sejam de fácil determinação, e que reflitam as condições in situ, sem, entretanto, haver necessidade de que a determinação seja feita diretamente no campo (Pauletto, 1986).
2.2 Distribuição de vazios do solo
Os poros do solo são representados por cavidades de diferentes tamanhos e formas, determinados pelo arranjamento das partículas sólidas (Marques, 2000), sendo a porosidade do solo a propriedade que interfere na aeração,
condução e retenção de água, capacidade de penetração e ramificação das raízes no solo e, conseqüentemente, no aproveitamento de água e nutrientes disponíveis (Tognon, 1991). O solo ideal deve, portanto, apresentar um volume e dimensão dos poros adequados para a entrada, movimento e retenção de água e ar para atender às necessidades das culturas (Hillel, 1980).
O destacado papel do espaço poroso na dinâmica da água no solo foi reconhecido por vários pesquisadores, como Amaro Filho (1982) e Anderson & Bouma (1973), ressaltando que mais importante que a porosidade total é a distribuição dos poros por seus tamanhos. A esse respeito, Klein (1998) e Vomocil (1965) afirmam que, para muitos objetivos, tais como o movimento e armazenamento de água e gases, fluxo e retenção de calor, desenvolvimento do sistema radicular, a simples determinação da porosidade total fornece informações de limitada importância. Desse modo, a medição da distribuição dos poros por seu tamanho apresenta-se mais importante, visto que uma distribuição deficiente dos diferentes tamanhos dos poros pode provocar uma lenta movimentação de fluido. Logo, a dependência da condutividade hidráulica do solo em relação ao tamanho dos poros é bastante clara (Hurtado & Jong Van Lier, 2003; Manfredini et al., 1984; São Mateus, 1994).
Modelos matemáticos baseados na distribuição de poros por tamanho têm-se mostrado eficientes na estimativa da condutividade hidráulica do solo (Jackson et al., 1965), podendo-se citar o trabalho de Ellies et al. (1997), que descreveram a funcionalidade do sistema poroso, englobando propriedades tais como: quantidade, tamanho, morfologia, continuidade e orientação dos poros.
A análise dos vazios do solo exige uma classificação dos mesmos em intervalos distintos de tamanho (São Mateus, 1994). A esse respeito, muitos conceitos têm surgido no sentido de estabelecer um padrão no tamanho da distribuição dos poros, considerando a geometria e a configuração do espaço poroso (Marques, 2000).
Nos solos, embora não exista uma nítida separação entre poros pequenos e grandes, inúmeras classificações do diâmetro de poros são citadas na literatura, sendo que uma forma mais simplificada separa os poros em duas classes: micro e macroporos. Os microporos, também denominados poros capilares, representam os poros responsáveis pela retenção da água no solo, enquanto os macroporos representam os poros responsáveis pela drenagem e aeração do solo (Brady, 1979).
Kiehl (1979) classifica como macro e microporos os poros com diâmetro maior e menor, respectivamente, que 0,06 mm, enquanto Richards (1965) utiliza diâmetro igual a 0,05 mm como limite de separação entre macro e microporos.
Vários autores incluem nessa classificação os mesoporos como uma classe intermediária, como Luxmoore (1981), que sugeriu uma classificação na qual os microporos apresentam diâmetro menor que 0,01 mm; os mesoporos apresentam diâmetro entre 0,01 e 1,0 mm; e os macroporos, diâmetro maior que 1,0 mm.
Já Klein & Libardi (2002) classificam como macroporos os poros com diâmetro maior que 0,05 mm (que perdem a água em tensões menores que 6 kPa), microporos, aqueles com diâmetro entre 0,05 e 0,0002 mm (que são esvaziados a tensões entre 6 e 1500 kPa) e criptoporos, poros com diâmetro menor que 0,0002 mm (que perdem a água apenas para tensões maiores que 1500 kPa).
Observa-se que existe uma variação muito grande na definição dos limites de diâmetro entre uma classe e outra. E parece que uma terminologia padrão para classificar esses poros ainda não foi estabelecida (São Mateus, 1994). Na verdade, como não existe uma mudança bem definida na distribuição do tamanho dos poros do solo, a escolha de um limite inferior para o tamanho dos macroporos é um tanto arbitrária (Queiroz, 1995).
Segundo Danielson & Sutherland (1986), embora a porosidade e a distribuição do tamanho dos vazios de muitos materiais porosos tenham sido satisfatoriamente medidos através de diversas técnicas, somente poucas têm sido adequadamente avaliadas e aceitas para aplicação em solos.
Dentre os métodos para a determinação do tamanho dos poros de um solo, destaca-se o método da dessorção de água, baseado na teoria da capilaridade (Bouma, 1973). No método da dessorção de água, considera-se que os vazios dos solos são tão pequenos, que podem ser associados a tubos capilares, ainda que muito irregulares e interconectados.
Os equipamentos utilizados nesse método são o funil de placa porosa e as câmaras de pressão. O ensaio consiste em aplicar pressões diferentes ao solo, através da retirada de água do mesmo, e medir o teor de umidade volumétrica correspondente a cada pressão. Essa umidade será medida após a amostra ter atingido o equilíbrio em cada estágio, ou seja, após a amostra ter atingido uma sucção igual à pressão aplicada (São Mateus, 1994). O cálculo do diâmetro do maior poro preenchido por água, em cada equilíbrio, é realizado pela a equação apresentada a seguir:
dv = (4.σ.cosϕ) / (ρw.g.h) (2) em que:
dv= diâmetro do maior poro preenchido por água [L];
σ = tensão superficial da água [M.T-2];
ϕ = ângulo de contato entre a água e a parede do poro (considera-se ϕ = 0°); ρw = massa específica da água [M.L-3];
g = aceleração da gravidade [LT-2];
Assumindo constantes alguns parâmetros da equação 2, a mesma pode ser simplificada da seguinte maneira:
dv = 0,3 / h (3) em que:
h = altura de ascensão da água (pressão da água) (cm); dv = diâmetro do poro (vazio) do solo (cm).
Portanto, se uma amostra de solo, inicialmente saturada, sofrer drenagem por etapas, e o volume de água extraído for medido para cada etapa, torna-se possível comparar o volume de água removido com o volume de poros drenados. Sendo assim, o intervalo de tamanho dos poros drenados durante cada etapa poderá ser calculado e a distribuição de tamanho dos vazios será determinada (São Mateus, 1994).
O cálculo do tamanho dos vazios de um solo também pode ser feito, de maneira indireta, a partir da curva de sua distribuição granulométrica, utilizando-se a teoria proposta por Silveira (1963). Segundo esse autor, a curva de distribuição dos vazios do solo depende do seu grau de compacidade, sendo as curvas limites determinadas conforme os esquemas apresentados na Figura 1.
Há duas interpretações possíveis para o volume de vazios do solo formados por estes dois esquemas: o primeiro deles, chamado de vazio tangente, considera o diâmetro do círculo tangente àqueles representativos das partículas do solo como sendo o diâmetro do vazio formado pelas mesmas. A segunda interpretação é a do vazio equivalente, que considera como diâmetro do vazio o diâmetro do círculo de área igual àquela ocupada pelo vazio formado entre as partículas do solo (Peixoto Jr., 1972).
FIGURA 1. Esquemas utilizados para a determinação dos vazios de solos
granulares (arenosos), conforme metodologia proposta por Silveira (1963). Entretanto, a utilização da teoria proposta por Silveira (1963) para determinação da curva de distribuição de vazios limita-se a solos granulares (particularmente as areias), e normalmente destina-se ao dimensionamento de filtros de proteção.
2.3 Relações entre condutividade hidráulica e distribuição de vazios do solo
Segundo Baver et al. (1972), Buckman & Brady (1989) e White (1985), a condutividade hidráulica, a infiltração, a redistribuição rápida da água e a aeração ocorrem principalmente através dos macroporos. Nesses poros de maior diâmetro, o efeito da força da gravidade é o componente principal que rege o movimento da água.
Ao avaliar a influência da distribuição de poros nos valores medidos da condutividade hidráulica de três tipos de solos do Estado de São Paulo, São Mateus (1994) concluiu que os macroporos governaram todo o processo de drenagem.
Conforme Silva & Kato (1997), a macroporosidade é fator de extrema importância na condutividade hidráulica do solo saturado. Nesse trabalho, os autores encontraram valores elevados da macroporosidade correlacionados positivamente com elevada condutividade hidráulica saturada. Sampaio (2004), avaliando a permeabilidade superficial de solos de uma sub-bacia da cidade de Lavras-MG, também encontrou correlação positiva entre a macroporosidade e o coeficiente de permeabilidade dos solos estudados.
Manfredini et al. (1984), avaliando o efeito da composição granulométrica da fração areia no comportamento hídrico de latossolos de textura média e areias quartzosas, verificaram que o aumento nos valores de condutividade hidráulica do solo saturado foi aparentemente condicionado pelo aumento da macroporosidade.
Fernandes et al. (1983), estudando a influência do sistema de manejo na condutividade hidráulica do solo saturado, ressaltam que, de um modo geral, os valores de condutividade hidráulica saturada estão correlacionados com as quantidades de poros com diâmetro superior a 0,07 mm. Field et al. (1984)
também verificaram o efeito de macroporos no aumento da condutividade hidráulica do solo.
Em trabalho realizado por Amaro Filho (1982), os menores valores de condutividade hidráulica corresponderam às zonas que apresentaram os valores mais elevados de poros de menor diâmetro. Houve uma tendência de os valores mais elevados de fluxo serem conseqüência da elevada proporção de poros com diâmetro superior a 0,01mm.
Curmi et al. (1994), em estudo realizado num Latossolo Roxo, utilizando a técnica de análise de imagens de lâminas delgadas, relacionaram a distribuição do tamanho dos poros com algumas propriedades hidráulicas desse solo, relatando que a condutividade hidráulica do solo saturado foi negativamente afetada pela ausência de poros tubulares biológicos (bioporos), como conseqüência da compactação ou pelo uso de pesticidas.
Oliveira (1991), trabalhando com solos superficiais da cidade de Londrina-PR, observou que a maior compactação, juntamente com a maior quantidade de matéria orgânica existente, proporcionou ao solo uma menor macroporosidade e, com isso, o solo interagiu mais com a água infiltrada, fazendo com que a água tivesse uma menor velocidade e, conseqüentemente, valores de difusividade e condutividade hidráulica menores.
Segundo Van Genuchten & Nielsen (1985), os poros grandes são drenados muito rapidamente na zona de baixas tensões. Esses poros apresentam uma relação pequena com o restante da distribuição de poros por tamanho, mas são eles que governam a condutividade hidráulica do solo próximo à saturação.
Cooper (1999) ressalta que os poros que contribuem para a rápida movimentação da água no solo incluem a macroporosidade e parte da mesoporosidade. Segundo o autor, a macro e mesoporosidade têm, geralmente, uma origem estrutural e/ou biológica e estão sujeitas a uma forte
heterogeneidade ao longo do perfil, o que pode explicar as variabilidades observadas das condutividades hidráulicas ao longo do perfil de um solo.
Bouma (1982 e 1991) detalha os possíveis efeitos e interferências das características dos solos no movimento de água e solutos, principalmente da porosidade, discutindo a influência da continuidade dos poros no solo. O autor afirma que poros menores, porém contínuos, permitem maior fluxo de água e solutos do que poros maiores descontínuos no perfil do solo e não uma simples relação direta de maior macroporosidade e condutividade hidráulica saturada, como discutido por Ellies et al. (1997) e Silva & Kato (1997).
Peixoto Jr. (1972), trabalhando com solos granulares (arenosos), desenvolveu correlações entre o coeficiente de permeabilidade de um solo e um diâmetro de vazios característico, definido da mesma forma que o diâmetro efetivo de um solo, e que pode ser considerado como o diâmetro efetivo de vazios de um solo, ou seja, diâmetro tal que 10% dos vazios existentes no solo possuem diâmetro inferior a ele. Neste trabalho, a distribuição dos vazios do solo foi determinada utilizando-se a teoria proposta por Silveira (1963), conforme esquemas apresentados na Figura 1. As correlações obtidas, apresentadas a seguir, são válidas para solo saturado e temperatura de 20°C.
a) vazio tangente: Ko = 0,14 + 38,10 * dv10 (4) Ko = 9,05 + 2,51 * dv102 (5) b) vazio equivalente: Ko = -0,35 + 34,01 * dv10 (6) Ko = 9,08 + 2,93 * dv102 (7) em que:
Ko = coeficiente de permeabilidade, em 10-2 cm/s;
dv10 = diâmetro efetivo de vazios do solo, em mm.
Beven & German (1981) apresentaram um modelo unidimensional para determinar o volume de fluxo de água num sistema associado micro/macroporo. Esse modelo foi usado para demonstrar como os macroporos podem afetar a condutividade hidráulica, infiltração, redistribuição e escoamento superficial da água em diferentes circunstâncias.
Chen et al. (1993) e Othmer et al. (1991) estimaram a condutividade hidráulica do solo saturado em um estudo no qual considerou-se a distribuição bimodal do diâmetro dos poros no solo. Pelos resultados obtidos, confirmou-se a falta de homogeneidade dos perfis de solo estudados. Na distribuição bimodal, os poros do solo são classificados em poros inter-agregados e poros intra-agregados. Os primeiros são rapidamente esvaziados, fazendo com que a condutividade hidráulica decresça também rapidamente, e os segundos, por sua vez, são esvaziados mais lentamente, proporcionando uma condutividade hidráulica menor (Othmer et al., 1991).
Poulsen et al. (1999) desenvolveram um modelo para a estimativa da condutividade hidráulica do solo saturado em função do volume de poros com diâmetro maior que 0,03 mm (equação 8). Considerando-se os dados de solos com diferentes texturas, o modelo foi testado pelos autores, que obtiveram sucesso nas estimativas da condutividade hidráulica do solo saturado.
log (Ko) = 2,8 log (φ0,03) + 4,3 (8) em que:
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado (cm.dia-1);
3 MATERIAL E MÉTODOS
3.1 Solos estudados
No presente trabalho, buscou-se identificar solos que exibissem, em suas condições naturais, uma ampla variação de seus atributos físicos. Foram utilizadas, portanto, amostras de seis classes de solos, não-manejados, da região de Lavras (MG), relacionados na Tabela 1.
TABELA 1. Classificação e localização dos solos estudados.
Solo Classificação (1) Localização
(município)
1 Neossolo Quartzarênico (RQ) Itutinga
2 Latossolo Vermelho distroférrico (LVdf) Lavras 3 Latossolo Vermelho-Amarelo Psamítico (LVAq) Itumirim 4 Latossolo Vermelho distrófico típico (LVd) Bom Sucesso 5 Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico típico (LVAd) Nepomuceno
6 Neossolo Flúvico (RU) Lavras
(1) segundo EMBRAPA (1999).
3.2 Amostragem
Foram coletadas, em locais representativos escolhidos aleatoriamente, amostras deformadas e indeformadas dos solos estudados, na camada superficial de 0 a 20 cm (Figura 2). A descrição de cada local de amostragem é apresentada na Tabela 2.
TABELA 2. Coordenadas geográficas dos pontos de coleta das amostras de solo, com as respectivas observações.
Coordenadas UTM (2)
Solo
X (m) Y (m)
Altitude
(m) Observações
1 540.182 7.644.077 950 Área sob mata nativa.
2 502.970 7.652.645 950 Área sob mata nativa; alta concentra-ção de raízes e intensa atividade bio-lógica (minhocas e cupins).
3 526.118 7.646.180 875 Área sob pastagem natural.
4 516.078 7.670.030 920 Área sob mata secundária; solo que apresentou maior resistência à pene-tração dos cilindros amostradores. 5 485.905 7.653.708 900 Área sob mata nativa.
6 503.662 7.646.370 910 Área limítrofe à mata ciliar (várzea), com vegetação rasteira; ascensão do lençol freático durante a coleta.
(2) Datum SAD 69, zona 23K.
Para a coleta das amostras, foram removidos os primeiros cinco centímetros de solo da camada superficial. As amostras foram coletadas com o solo umedecido, a fim de facilitar a amostragem. Esse é um aspecto importante a ser observado durante o processo de coleta de amostras com estrutura indeformada, uma vez que o solo muito úmido causa aderência ao anel e, muito seco, provoca rachaduras.
As amostras de solo com estrutura deformada foram acondicionadas em sacos plásticos e coletadas em quantidade suficiente para as determinações dos ensaios de caracterização física dos solos.
As amostras de solo com estrutura indeformada foram obtidas com o auxílio de amostrador tipo Uhland (Figura 3), e destinaram-se às determinações da condutividade hidráulica do solo saturado, da curva de distribuição de vazios
e da densidade do solo. Essas foram envolvidas por filme plástico e, posteriormente, parafinadas para fins de transporte, armazenamento e preservação da umidade obtida no momento de amostragem dos solos.
FIGURA 3. Amostrador tipo Uhland.
As amostras destinadas às determinações da condutividade hidráulica do solo saturado foram coletadas em cilindros de alumínio com 69,5 mm de diâmetro e 82,0 mm de altura, aproximadamente. Para cada um dos seis solos estudados, foram obtidas cinco amostras, das quais três foram selecionadas aleatoriamente para serem ensaiadas. Em cada uma das três amostras ensaiadas, foram feitas cinco repetições, totalizando quinze determinações de Ko para cada classe de solo estudada.
As amostras destinadas às determinações da curva de distribuição de vazios dos solos foram obtidas em cilindros de PVC, com, aproximadamente, 35,0 mm de diâmetro e 30,0 mm de altura. Foram coletadas oito amostras de cada um dos seis solos estudados, das quais quatro foram escolhidas aleatoriamente para serem submetidas ao ensaio. Cada uma das quatro amostras
foram ensaiadas apenas uma vez (sem repetição), totalizando quatro determinações da distribuição de vazios para cada classe de solo estudada.
A densidade do solo foi determinada nas mesmas amostras utilizadas para a determinação da curva de distribuição de vazios, totalizando, dessa forma, quatro determinações da densidade do solo para cada classe de solo estudada.
As determinações dos demais atributos físicos do solo que constam neste trabalho foram realizadas com 3 repetições.
3.3 Ensaios realizados
As amostras deformadas foram transportadas para o Laboratório de Mecânica dos Solos (DEG/UFLA), onde foram determinadas umidade natural, densidade do solo, densidade de partículas, granulometria e argila dispersa em água. Com relação às amostras indeformadas, uma parte foi levada para o Laboratório de Relação Água-Solo-Planta (DEG/UFLA), onde foram feitas as determinações da condutividade hidráulica do solo saturado, enquanto a outra parte foi encaminhada para o Laboratório de Física do Solo (DCS/UFLA), onde foram realizadas as determinações das curvas de distribuição de vazios do solo.
3.3.1 Umidade natural (Unat)
A umidade natural corresponde ao teor de água, na base de peso, contido no solo no momento em que o mesmo foi coletado, sendo expressa pela relação entre a massa de água e a massa do solo seco.
Unat = (Ma/Ms) x 100 (9)
Unat = umidade natural, na base de peso (%);
Ma = massa de água [M]; Ms = massa do solo seco [M].
Para a determinação da Unat, utilizou-se o método padrão da estufa,
conforme metodologia descrita por Stancati et al. (1981).
Cabe ressaltar que o grau de umidade no qual as amostras foram coletadas serve apenas como indicador do "estado de energia da solução do solo", não se constituindo, portanto, em variável experimental.
3.3.2 Densidade do solo (Ds)
É a relação entre a massa do solo seco e o volume total do solo.
Ds = Ms/V (10) em que:
Ds = densidade do solo [M.L-3];
Ms = massa do solo seco [M]; V = volume total do solo [L3].
Para a determinação de Ds, utilizou-se o método do anel volumétrico, conforme descrito por Blake & Hartge (1986).
3.3.3 Densidade de partículas (Dp)
É a relação entre a massa do solo seco e o volume do solo seco.
em que:
Dp = densidade de partículas [M.L-3];
Ms = massa do solo seco [M]; Vs = volume do solo seco [L3].
Utilizou-se o método do picnômetro, segundo NBR-6508/84 da ABNT (1984a), para a determinação de Dp.
3.3.4 Porosidade total (PT) e índice de vazios (e)
A porosidade total do solo é a relação entre o volume de vazios e o volume total do solo.
PT = Vv/V (12) em que:
PT = porosidade total [L3.L-3];
Vv = volume de vazios [L3];
V = volume total do solo [L3].
A porosidade total foi calculada pela relação entre a densidade do solo (Ds) e a densidade de partículas (Dp), conforme equação proposta por Vomocil (1965).
PT = 1-Ds/Dp (13) O índice de vazios é expresso pela relação entre o volume de vazios e o volume de sólidos.
em que:
e = índice de vazios [L3.L-3];
Vv = volume de vazios [L3];
Vs = volume de sólidos [L3].
O índice de vazios foi calculado a partir da porosidade total (PT), utilizando-se a equação a seguir:
e = PT/(1-PT) (15)
3.3.5 Granulometria
A granulometria do solo representa a distribuição quantitativa das partículas individuais do solo quanto ao tamanho.
A análise granulométrica foi realizada segundo NBR-7181/84 da ABNT (1984b).
A distribuição das partículas do solo foi feita de acordo com o sistema do Departamento de Agricultura dos Estados Unidos (Brady, 1979) e a classificação textural foi feita segundo Lemos & Santos (1982).
3.3.6 Argila dispersa em água (ADA) e índice de floculação (IF)
A argila dispersa em água (ADA) representa a quantidade de argila não floculada existente numa amostra de solo.
Para a determinação da ADA, utilizou-se o método da pipeta (Gee & Bauder, 1986).
O índice de floculação (IF) corresponde à relação entre a argila floculada e a argila total de uma amostra de solo.
IF = (argila total – ADA) / (argila total) (16)
3.3.7 Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko)
A condutividade hidráulica do solo saturado foi determinada usando-se um permeâmetro de carga constante (Figura 4), seguindo-se a metodologia descrita por Klute (1965). As amostras de solo foram saturadas lentamente, no sentido ascendente, e a análise ocorreu após toda a amostra estar submersa.
Para calcular o valor da condutividade hidráulica, foi utilizada a Lei de Darcy, conforme equação:
Ko = Va . L / [(A . t .(L + h)] (17) em que:
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1];
Va = volume de água coletado no intervalo de tempo “t” [L3];
L = comprimento da amostra [L];
A = área da seção transversal da amostra [L2];
h = potencial de pressão no topo da amostra [L]; t = tempo de coleta [T].
Com o objetivo de padronizar o efeito da variação da viscosidade do fluido percolante, devido à oscilação de temperatura, os valores de Ko foram corrigidos para a temperatura-padrão de 20°C, usando-se a expressão:
Ko 20°C = Ko T * µ T / µ 20°C (18)
em que:
Ko 20°C = valor da condutividade hidráulica à temperatura de 20°C [L.T-1];
Ko T = valor da condutividade hidráulica à temperatura de ensaio [L.T-1]; µ T = viscosidade dinâmica da água à temperatura de ensaio [L2.T-1]; µ 20°C = viscosidade dinâmica da água à temperatura de 20°C [L2.T-1].
3.3.8 Distribuição de vazios do solo
A determinação da distribuição de vazios do solo foi feita pelo método da dessorção de água em amostras com estrutura indeformada. As amostras
foram saturadas lentamente, de baixo para cima, e iniciou-se o ensaio após toda a amostra estar submersa.
As amostras foram submetidas às tensões de 0,02; 0,04; 0,06; 0,08; 0,1; 0,33 e 15 atm. Utilizou-se uma mesa de tensão (Figura 5) para as tensões de 0,02; 0,04; 0,06; 0,08 e 0,1 atm (EMBRAPA, 1997), e câmaras de pressão (Figura 6) para as tensões de 0,33 e 15 atm (Richards & Fireman, 1943).
FIGURA 6. Câmara de pressão.
Após as amostras terem atingido o equilíbrio, ou seja, após atingirem uma sucção igual à pressão aplicada, esperaram-se 24 horas para a estabilização das mesmas. As amostras foram então pesadas (para determinação da massa de solo úmido) e recolocadas diretamente (sem ressaturação) no aparelho para aplicação da próxima tensão.
Optou-se por não ressaturar as amostras de solo no intervalo de aplicação entre uma e outra tensão, devido à possibilidade de ocorrer histerese. Portanto, levando-se em consideração o fenômeno da histerese, as amostras foram saturadas somente uma vez, ou seja, anteriormente à aplicação da primeira tensão (0,02 atm). A opção pela não-ressaturação das amostras em cada estágio
do ensaio também levou em consideração o fato de que repetidos ciclos de secagem e umedecimento são responsáveis pelo rearranjo das partículas do solo, alterando sua estrutura e, conseqüentemente, a porosidade e a distribuição dos poros. A esse respeito, resultados encontrados por Santos (2000) indicaram um efeito pronunciado de reestruturação do solo pelo umedecimento e secagem, com formação de fendas e de crostas superficiais finas.
Ao final do ensaio, determinou-se a massa de solo seco das amostras e calculou-se a umidade gravimétrica correspondente a cada estágio (tensão) do ensaio. Multiplicaram-se os valores de umidade gravimétrica de cada solo pelos respectivos valores de densidade do solo, obtendo-se, assim, os valores de umidade volumétrica correspondentes a cada tensão.
O cálculo do diâmetro do maior poro preenchido por água, em cada equilíbrio, foi realizado pela equação 3, apresentada no referencial teórico. A porcentagem de vazios com diâmetro superior ao calculado para cada tensão foi obtido pela expressão:
%V = 100 * [1 - (PT - θ') / PT] (19)
em que:
%V = porcentagem de vazios do solo com diâmetro maior que aquele calculado pela equação 3;
PT = porosidade total do solo (%);
θ' = umidade volumétrica correspondente à pressão utilizada na equação 3 para o
cálculo do diâmetro dos vazios, (%).
Com os dados obtidos, foram construídas as curvas de distribuição de vazios (diâmetro do vazio versus porcentagem de vazios) para os solos estudados.
3.4 Análise estatística
As análises estatísticas dos dados foram realizadas utilizando-se o software SAEG (Sistema para Análises Estatísticas), versão 9.0.
Na literatura, encontra-se relatado que a distribuição de probabilidade log-normal é a que melhor descreve a condutividade hidráulica do solo saturado. Logo, os dados de condutividade hidráulica do solo saturado foram submetidos ao teste de Kolmogorov-Smirnov (teste de normalidade) para verificar se seguiam ou não a distribuição normal.
Todos os dados foram submetidos ao teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade, para comparação das médias;
Utilizando-se os valores médios dos parâmetros determinados para cada solo estudado, foram realizadas análises de correlação e análises de regressão linear simples e múltipla.
4 RESULTADOS E DISCUSSÃO
4.1 Caracterização física dos solos
Na Tabela 3 são apresentados os resultados da análise granulométrica, da argila dispersa em água e do índice de floculação dos solos estudados.
TABELA 3. Granulometria, argila dispersa em água (ADA), índice de floculação (IF) e classificação textural dos solos estudados.
Granulometria
Areia Silte Argila ADA IF
Solo --- % --- Classe textural (1) 1 90,7 3,9 5,4 0,93 d 82,77 a Arenosa 2 32,5 26,5 41,0 4,92 c 88,01 a Argilosa 3 75,2 15,6 9,2 5,48 c 40,44 b Franco-arenosa 4 39,8 23,9 36,3 19,75 a 45,57 b Franco-argilosa 5 55,7 24,9 19,4 10,72 b 44,71 b Franco-argilo-arenosa 6 33,3 42,0 24,7 10,99 b 55,48 b Franca
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
(1) Classificação textural segundo Lemos & Santos (1982).
O solo 4 foi o que apresentou o maior valor de argila dispersa em água, permitindo inferir sobre uma maior suscetibilidade de perda de solo por erosão laminar desse solo com relação aos demais.
O valor do índice de floculação também permite inferir sobre a suscetibilidade de um solo à erosão. Logo, é possível dizer que os solos 1 e 2 tendem a apresentar menor suscetibilidade à erosão, uma vez que apresentaram os maiores valores de IF dentre os solos estudados.
Na Tabela 4 são apresentados os resultados de umidade natural, densidade de partículas, densidade do solo, porosidade total e índice de vazios para os solos analisados nesta pesquisa.
A umidade natural do solo não se constituiu em variável experimental, sendo apresentada somente com o intuito de descrever o teor de água contido no solo no momento em que o mesmo foi coletado.
TABELA 4. Umidade natural (Unat), densidade de partículas (Dp), densidade do
solo (Ds), porosidade total (PT) e índice de vazios (e) dos solos estudados. Unat Dp Ds PT e Solo --- % --- --- g.cm-3 --- --- cm3.cm-3 --- 1 8,98 2,616 c 1,454 a 0,4441 d 0,80 c 2 31,09 2,701 a 0,879 d 0,6745 a 2,08 a 3 17,95 2,594 c 1,482 a 0,4285 d 0,75 c 4 32,66 2,660 b 1,051 c 0,6047 b 1,54 b 5 28,21 2,562 d 1,285 b 0,4984 c 0,99 c 6 54,33 2,520 e 0,947 d 0,6244 b 1,67 b Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
O maior valor de densidade de partículas foi observado para o solo 2.O solo 6 foi o que apresentou o menor valor de Dp, o que se justifica por se tratar de um solo de várzea (Tabela 2), que geralmente apresenta maiores teores de
matéria orgânica em sua composição. Na literatura pode-se verificar que a densidade de partículas será tanto menor quanto maior for o conteúdo da matéria orgânica no solo.
A densidade do solo é um dos parâmetros utilizados para inferir sobre as condições de compactação do solo, sendo muito usada na avaliação do estado estrutural, servindo como subsídio para o manejo adequado do solo.
Os solos 2 e 6 foram os que apresentaram os menores valores de Ds. Solos de várzea (solo 6) tendem a apresentar baixos valores de densidade do solo por apresentarem, geralmente, altos teores de matéria orgânica. Solos com alta concentração de raízes e atividade biológica, como foi constatado para o solo 2 (Tabela 2), também tendem a apresentar menores valores de Ds.
O índice de vazios expressa a relação existente entre o volume de vazios e o volume de sólidos de um solo. O solo 2 foi o que apresentou o maior valor para o índice de vazios (o volume de vazios corresponde, aproximadamente, ao dobro da quantidade de sólidos do solo). Esse maior valor encontrado para o índice de vazios permite dizer que o solo 2 caracteriza-se como um solo solto e poroso, corroborando com o baixo valor de Ds encontrado para o mesmo.
Encontra-se na literatura que a porosidade total é inversamente proporcional à densidade do solo, em que os maiores valores de PT correspondem aos menores valores de Ds. Tal comportamento foi evidenciado para os solos estudados.
O maior valor de PT foi encontrado para o solo 2, o que sugere uma maior permeabilidade desse solo com relação aos demais, considerando as mesmas condições topográficas e manejo do solo.
A porosidade do solo é determinada pela forma como se arranjam suas partículas sólidas, destacando que se elas se arranjam em íntimo contato, ocorre predominância de sólidos na amostra de solo e a porosidade total é baixa; e se, ao contrário, as partículas se encontram arranjadas em agregados, há a
predominância de vazios na amostra de solo e a porosidade é alta. Dessa forma, observa-se que os menores valores de índice de vazios correspondem aos solos 1 e 3 (solos arenosos), indicando que suas partículas sólidas tendem a estar arranjadas em íntimo contato, justificando os menores valores de PT e maiores valores de Ds encontrados para esses solos.
Cabe ressaltar que a simples análise da porosidade total do solo não fornece subsídios para inferir sobre a distribuição do tamanho de seus poros, assunto que será discutido posteriormente neste trabalho.
4.2 Condutividade hidráulica do solo saturado
Na Tabela 5 são apresentados os resultados da condutividade hidráulica saturada dos solos estudados. Pelo teste de Kolmogorov-Smirnov (teste de normalidade), ficou comprovado que os dados de Ko, neste trabalho, seguiram a distribuição normal de probabilidade.
TABELA 5. Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko), à temperatura padrão de 20°C, com os respectivos coeficientes de variação (CV).
Ko CV Solo ---cm.h-1--- ---%--- 1 42,10 b 29,56 2 69,99 a 17,14 3 11,99 c 21,50 4 33,15 b 71,66 5 0,40 c 50,79 6 1,82 c 33,15
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
Jarvis & Messing (1995) observaram que os maiores valores de Ko foram encontrados nos solos de textura mais fina, notando uma relação inversa existente entre quantidade de areia e Ko, ou seja, os menores valores de Ko foram encontrados em solos de textura arenosa, refletindo a importância da distribuição do tamanho dos poros para o fluxo de água próximo à saturação. Isso é o contrário das relações de Ko e textura relatadas na literatura e amplamente aceitas. Portanto, a simples análise do tamanho das partículas do solo pode não ser tão relevante para a compreensão de maiores valores encontrados para Ko, pois essa variável é mais dependente da distribuição do tamanho dos poros e de sua continuidade (Mesquita, 2001).
De um modo geral, os maiores valores de Ko tendem a ser encontrados juntamente com os maiores valores de porosidade total. Tal comportamento também não foi observado para os solos estudados, com exceção do solo 2.
O solo 2 foi o que apresentou o maior valor de condutividade hidráulica saturada, corroborando com o menor valor de Ds e maior valor de PT (Tabela 4) encontrados para este solo.
Uma explicação para a diminuição na condutividade hidráulica saturada dos solos pode ser dada ao provável bloqueio dos poros condutores devido à migração e dispersão da argila (valores de ADA).
De acordo com o U.S. Bureau of Plant Industry and Agricultural Engeneering (Antonio & Dorfman, 1986), os solos podem ser classificados em função da sua condutividade hidráulica do solo saturado, conforme Tabela 6.
Portanto, conforme informações da Tabela 6, a condutividade hidráulica saturada dos solos 1, 2 e 4 caracteriza-se como muito rápida. Para os solos 3, 5 e 6, a condutividade hidráulica saturada classifica-se como moderadamente rápida, lenta e moderadamente lenta, respectivamente.
TABELA 6. Classificação dos solos em função da condutividade hidráulica do solo saturado. Classe Ko (cm.h-1) 1.Muito lenta < 0,13 2. Lenta 0,13 a 0,51 3.Moderadamente lenta 0,51 a 2,00 4. Moderada 2,00 a 6,30 5.Moderadamente rápida 6,30 a 12,70 6.Rápida 12,70 a 25,40 7.Muito rápida > 25,40
Fonte: Antonio & Dorfman (1986).
Os valores de CV indicam a variabilidade dos dados. Warrick & Nielsen (1980) consideram que um CV • 52% indica elevada variabilidade do parâmetro físico do solo analisado. Dessa forma, apenas o solo 4 apresentou elevada variabilidade dos dados de condutividade hidráulica do solo saturado.
Essa elevada variabilidade pode ser explicada pela heterogeneidade das características físico-hídricas do solo, tais como: textura, estrutura e porosidade do solo, que influenciam diretamente a condutividade hidráulica saturada, como também pela presença de raízes de plantas, atividade microbiana, rachaduras localizadas, entre outros fatores (Queiroz, 1995). Possíveis causas de erro durante a realização dos testes, embora em pequena escala, podem se constituir numa outra fonte de variação (Andrade, 1997).
No caso específico de dados relacionados à infiltração e condutividade hidráulica do solo, os coeficientes de variação normalmente são muito elevados, podendo atingir valores de até 3300% (Anderson & Cassel, 1986).
4.3 Distribuição de vazios do solo
As curvas de distribuição de vazios dos solos estudados podem ser visualizadas na Figura 7. Observa-se que o solo 1 foi o que apresentou maior variedade de tamanhos dos poros, uma vez que a curva de distribuição de seus vazios foi a que apresentou maior inclinação.
As curvas de distribuição de vazios dos solos 5 e 6 apresentaram as menores inclinações, concentrando-se na parte superior da Figura 7. Isso sugere uma menor variedade de tamanho de poros e reflete a predominância de poros pequenos nestes solos, o que justifica os menores valores de condutividade hidráulica saturada encontrados para os mesmos.
Na Tabela 7 são apresentados os resultados da distribuição dos vazios, em intervalos de tamanho, dos solos estudados.
0 20 40 60 80 100 0,0001 0,001 0,01 0,1 1 Diâmetro dos vazios - dv (mm)
P or ce nt ag em de va zi os co m di âm et ro in fe rio r a dv Solo 1 Solo 2 Solo 3 Solo 4 Solo 5 Solo 6
Observa-se que os solos apresentaram uma distribuição unimodal bem marcada. Tognon (1991), estudando a porosidade do solo através da porosimetria por intrusão de mercúrio, detectou que a distribuição de poros é bimodal, com um primeiro máximo entre 0,005 e 0,2 mm de diâmetro, correspondendo aos poros interagregados e um outro entre 0,00001 e 0,0001 mm denominado de poros intra-agregados. Como neste estudo a distribuição do diâmetro dos poros foi determinada pelo método da dessorção de água, pode-se observar apenas o primeiro máximo, pois o menor diâmetro que pode ser estudado por esse método é de 0,0002 mm, correspondente à tensão de 1500 kPa.
TABELA 7. Distribuição dos vazios, em intervalos de tamanho, dos solos estudados. Solo 1 2 3 4 5 6 Diâmetro do poro (mm) --- cm3.cm-3 --- > 0,15 0,0813 C 0,3362 A 0,0796 C 0,1884 B 0,0328 D 0,0355 D 0,15 - 0,075 0,1212 A 0,0108 C 0,0285 B 0,0174 C 0,0125 C 0,0041 C 0,075 - 0,05 0,0408 A 0,0025 C 0,0139 B 0,0076 C 0,0066 C 0,0028 C 0,05 - 0,0375 0,0254 A 0,0028 B 0,0117 B 0,0040 B 0,0054 B 0,0036 B 0,0375 - 0,03 0,0084 A 0,0019 A 0,0035 A 0,0022 A 0,0013 A 0,0016 A 0,03 - 0,009 0,0304 A 0,0056 B 0,0310 A 0,0301 A 0,0288 A 0,0367 A 0,009 - 0,0002 0,0576 A 0,0378 B 0,0536 A 0,0418 B 0,0547 A 0,0458 B < 0,0002 0,0791 F 0,2769 E 0,2067 D 0,3132 C 0,3562 B 0,4943 A Médias seguidas pela mesma letra nas linhas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
Com relação à influência dos diferentes intervalos de tamanho de poros na condutividade hidráulica do solo saturado, é possível afirmar que os poros com diâmetro entre 0,03 e 0,0375 mm não influenciaram os valores de Ko encontrados, uma vez que, para esse intervalo de tamanho de poros, os resultados encontrados foram estatisticamente iguais para todos os solos estudados, enquanto os valores de Ko diferiram estatisticamente entre os solos. Conclusão similar pode ser feita para os poros com diâmetro compreendido entre os intervalos de 0,009 a 0,03 mm e 0,0375 a 0,05 mm, em que somente um dos valores diferiu estatisticamente dos demais.
Observa-se (Tabela 7) que os valores encontrados para os poros com diâmetro maior que 0,15 mm tendem a ser diretamente proporcionais aos valores encontrados para Ko (Tabela 5).
Os criptoporos, segundo Klein (1998), são aqueles poros nos quais a água pode permanecer retida com energia muito alta, sendo, portanto, indisponível às plantas. É a água que o solo retém quando o seu potencial matricial se encontra abaixo do ponto de murcha permanente (< 1500 kPa), armazenada nos poros com diâmetro inferior a 0,0002 mm. Portanto, pretendendo-se utilizar os solos estudados para instalação de culturas, pode-se dizer que o solo 6 tende a apresentar os maiores problemas com relação à disponibilidade de água para as plantas, uma vez que esse solo foi o que apresentou maior volume de criptoporos.
Os bioporos correspondem às cavidades do solo, originadas pela presença de minhocas e cupins e pelo desenvolvimento de raízes no interior do solo. Camadas superficiais do solo normalmente são dotadas de bioporos e resíduos de raízes. E, se presentes, esses grandes poros são preenchidos com água na saturação, dominando completamente o transporte de água na amostra (Dirksen, 1991). No processo de amostragem do solo 2, foram observadas altas concentrações de raízes e intensa atividade biológica (minhocas e cupins), sendo
que esse solo foi o que apresentou o maior valor de Ko. Dessa forma, constata-se que a presença de bioporos no solo 2 possibilitou que esse solo apresentasse o maior valor de condutividade hidráulica do solo saturado.
Na Tabela 8 são apresentados os valores de macro e microporosidade dos solos estudados. Para tanto, adotou-se como limite de separação entre essas duas classes de poros o diâmetro de 0,05 mm, valor esse tido como estimativa mais adequada para efeito de física do solo.
Os valores de microporosidade foram iguais somente para os solos 2 e 3. No entanto, esses dois solos apresentaram, respectivamente, o maior e o menor valor de Ko e PT. Conclui-se, portanto, que a microporosidade dos solos não influenciou seu comportamento hidráulico.
Os solos 5 e 6 apresentaram os maiores valores de microporosidade, evidenciando que nesses solos a porosidade é constituída predominantemente por poros pequenos, conforme pode ser visualizado na Figura 7.
TABELA 8. Macro e microporosidade dos solos estudados.
Macroporosidade Microporosidade Solo --- cm3. cm-3 --- 1 0,2432 b 0,2009 e 2 0,3494 a 0,3250 d 3 0,1219 c 0,3065 d 4 0,2134 b 0,3913 c 5 0,0519 d 0,4464 b 6 0,0423 d 0,5820 a
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
