Apostila de SISTEMA SOLO – PLANTA –

ATMOSFERA (SSPA)

Autor (a):

Profa. Dra. Rosecélia Moreira da Silva Castro

BELÉM-PA 2020

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SISTEMA SOLO – PLANTA – ATMOSFERA (SSPA) Conteúdista e Tutor Responsável: Profa. Dra. Rosecélia Moreira da Silva Castro

CR: 3; CH: 45.

UNIDADE 01: TEXTURA DO SOLO

1.1. Importância das frações areia, silte e argila.

As propriedades físicas do solo influenciam em como o solo funciona no ecossistema e

em como ele pode ser mais bem manejado. O sucesso ou fracasso de projetos agrícolas

ou de engenharia muitas vezes é dependente das propriedades físicas do solo utilizado. A

ocorrência e crescimento de diferentes espécies vegetais estão diretamente relacionados

às propriedades físicas do solo, assim como o movimento de água sobre e através dos

solos e seus nutrientes e poluentes químicos dissolvidos. A cor, textura e outras

propriedades físicas do solo são utilizadas na classificação de perfis e em levantamentos

sobre a aptidão do solo para projetos agrícolas e ambientais. Os conhecimentos básicos

sobre as propriedades físicas não são apenas de valor prático, mas servirá como base para

a compreensão de muitos aspectos que serão abordados posteriormente. As propriedades

físicas discutidas nesta unidade dizem respeito às partículas sólidas do solo e à maneira

como elas se unem formando agregados. Se pensarmos no solo como uma casa, as

partículas primárias do solo são os tijolos com os quais a casa é construída. A textura do

solo descreve o tamanho das partículas do solo. As partículas minerais mais grosseiras

são normalmente incorporadas, e cobertas, por argila e outros materiais coloidais. Quando

houver predomínio de partículas minerais de maior diâmetro, o solo é classificado como

cascalhento, ou arenoso; quando houver predomínio de minerais coloidais, o solo é

classificado como argiloso. Todas as transições entre estes limites são encontradas na

natureza. Na construção de uma casa, a maneira como os tijolos estão dispostos determina

a natureza das paredes, quartos e corredores. A matéria orgânica e outras substâncias

atuam como agente cimentante entre as partículas individuais, favorecendo a formação

de aglomerados ou agregados no solo. A estrutura do solo descreve a maneira como as

partículas do solo estão agregadas. Esta propriedade, portanto, define a configuração do

sistema poroso em um solo. As propriedades físicas estudadas enfatizam as partículas

sólidas e os espaços porosos entre as partículas sólidas. Juntas, a textura e estrutura do

solo ajudam a determinar a capacidade solo em reter e conduzir água e ar, necessários

para a sustentação da vida. Estes fatores também determinam o comportamento dos solos

quando utilizados em estradas e fundações de edifícios, ou quando manipulados pelo

cultivo. Na verdade, pela sua influência no movimento da água através do solo e fora

dele, as propriedades físicas também exercem uma considerável influência sobre a

degradação do solo pelo processo erosivo.

1.1.1. Natureza das Frações do Solo

O diâmetro das partículas individuais do solo varia em 6 ordens de grandeza, de matacões

(1m) às argilas submicroscópicas (<10-6 m). Os cientistas agrupam estas partículas de

acordo com os diversos sistemas de classificação. A classificação estabelecida pelo

Departamento de Agricultura dos Estados Unidos é utilizada neste texto. Os limites

empregados neste sistema de classificação não são puramente arbitrários, mas refletem

em grandes mudanças no comportamento das partículas e nas propriedades físicas do solo

por elas determinadas. Matacões, cascalhos, seixos rolados e outros fragmentos

grosseiros maiores que 2 mm de diâmetro podem afetar o comportamento de um solo,

mas eles não são considerados como parte da fração terra fina, para a qual o termo textura

do solo é aplicado.

Areia - Partículas denominadas de areia são aquelas com diâmetro entre 0,05 mm e 2

mm. A areia dá a sensação de aspereza entre os dedos. As partículas são geralmente

visíveis a olho nu e elas podem ser arredondadas ou angulares, dependendo do grau de

intemperismo e abrasão que elas tenham sofrido. Partículas de areia grossa podem ser

fragmentos de rocha contendo vários minerais, mas a maioria dos grãos de areia é

constituída por um só mineral, normalmente quartzo (SiO2) ou outro silicato primário. A

dominância do quartzo significa que a areia separada, geralmente, contém poucos

nutrientes para as plantas. O maior tamanho das partículas significa que os nutrientes

presentes não deverão ser disponibilizados para absorção pelas plantas.

Como as partículas de areia são relativamente grandes, deste modo, os poros entre elas

também possuem um diâmetro relativamente grande. Os poros largos em solos arenosos

não conseguem reter água contra a força da gravidade e, assim, drenam rapidamente e

promovem entrada de ar no solo. A relação entre diâmetro de partícula e área superficial

específica (área superficial para uma dada massa de partículas). Devido ao seu maior

tamanho, partículas de areia têm superfície específica baixa. Deste modo, apresentam

pequena capacidade de retenção de água ou nutrientes e não se mantêm unidas em uma

massa coerente. Devido às propriedades descritas, a maioria dos solos arenosos são bem

aerados e soltos, mas também inférteis e propensos à seca.

Silte - Partículas menores que 0,05 mm, mas maiores que 0,002 mm de diâmetro são

classificadas como silte. Embora similares a areia na forma e composição mineral, as

partículas individuais de silte são tão pequenas que não são visíveis a olho nu. Ao invés

de apresentar sensação de aspereza quando esfregadas entre os dedos, o silte se apresenta

suave e sedoso ao toque, como a farinha. Onde o silte é composto por minerais

intemperizáveis, o tamanho relativamente menor (e grande área superficial) das partículas

permite um intemperismo rápido o suficiente para liberar quantidades significativas de

nutrientes para as plantas.

Argila – Partículas de argila são menores que 0,002 mm. Elas, portanto, possuem uma

grande área superficial específica, apresentando uma enorme capacidade de adsorção de

água e outras substâncias. Uma colherada de argila pode possuir uma área superficial do

tamanho de um campo de futebol americano. Esta grande superfície de adsorção faz com

que partículas de argila se mantenham unidas em uma massa dura e coesa depois de seca.

Quando úmida, a argila é pegajosa e pode ser facilmente moldada (exibe alta

plasticidade). Partículas de argila fina são tão pequenas que se comportam como coloides

- se suspensas em água não se depositam prontamente. Diferentemente da maior parte das

partículas de areia e silte, partículas de argila tendem a ser moldadas em forma de

pequenas lâminas ou placas planas. Os poros entre partículas de argila são muito

pequenos e irregulares, ocasionando lento movimento de água e ar no solo. Em solos

argilosos os poros entre as partículas são pequenos em tamanho, mas grande em número,

permitindo que o solo retenha uma grande quantidade de água, embora uma boa parte

desta possa não estar disponível para as plantas. Cada mineral de argila atribui diferentes

propriedades aos solos nos quais são predominantes. Por esta razão, propriedades do solo

como contração e expansão, plasticidade, capacidade de retenção de água, resistência do

solo e adsorção de elementos químicos, são dependentes do tipo e da quantidade de argila

presente no solo.

1.2. Classificação granulométrica: Sistema Internacional e Sistema Americano.

A classificação de solos no Brasil tem sido matéria de interesse essencialmente motivado

pela necessidade decorrente de levantamentos pedológicos, os quais, por natureza,

constituem gênero de trabalho indutor de classificação de solos. A classificação

pedológica nacional vigente consiste numa evolução do antigo sistema americano,

formulado por Baldwin et al. (1938) e modificada por Thorp e Smith (1949). Esta

classificação, que veio a ser nacionalizada, tem sua base fundada, em essência, nos

conceitos centrais daquele sistema americano, contando, porém, com o amparo

complementar de exposições elucidativas de conceitos e critérios proporcionados por

algumas obras-chave, principalmente as de autoria de Kellogg (1949) e Kellogg e Davol

(1949) sobre Latossolos; Simonson (1949) referente a Podzólicos Vermelho-Amarelos;

Winters e Simonson (1951) e Simonson et al. (1952) pertinentes a diversos grandes

grupos de solos; Estados Unidos (1951) relativa a Solos Glei e Solos Salinos e Alcalinos;

Tavernier e Smith (1957) acerca de Cambissolos; e Oakes e Thorp (1951) sobre

Rendzinas e Vertissolos (Grumossolos). Os conceitos centrais do antigo sistema

americano formam a base da atual classificação brasileira transmudada, cuja

esquematização atual descende de modificações de critérios, alteração de conceitos,

criação de classes novas, desmembramento de algumas classes originais e formalização

de reconhecimento de subclasses de natureza transicional ou intermediária. O processo

foi sempre motivado pela apropriação das modificações às carências que se iam

revelando, com a realização de levantamentos em escalas médias e pequenas, em que

concorriam classes de categorias hierárquicas mais elevadas. O enfoque principal sempre

esteve dirigido ao nível hierárquico de grandes grupos de solos, aliado ao exercício da

criatividade tentativa no que corresponde ao nível de subgrupo, visto que classes dessa

categoria nunca foram estabelecidas no sistema primitivo (Baldwin et al., 1938; Thorp;

Smith, 1949). As modificações se iniciaram na década de 1950, com os primeiros

levantamentos pedológicos realizados pela então Comissão de Solos do Centro Nacional

de Ensino e Pesquisas Agronômicas (CNEPA). Tornaram-se mais intensas a partir do

final daquela década, com amplo uso de princípios que foram sendo reconhecidos em

paralelo às aproximações com o novo sistema americano de classificação de solos, que

então se desenvolvia (Estados Unidos, 1960), dando origem ao Soil Taxonomy,

classificação oficial atualmente vigente naquele país (Estados Unidos, 1975, 1999).

Muitas concepções surgidas com a produção desse novo sistema foram absorvidas na

classificação em uso no Brasil. Igualmente, alguns conceitos e critérios firmados no

esquema referencial do mapa mundial de solos (FAO, 1974) e no WRB (IUSS Working

Group WRB, 2015) foram também assimilados no desenvolvimento da classificação

nacional. No levantamento pedológico do Estado de São Paulo (Lemos et al., 1960), foi

reconhecido que horizontes pedogenéticos distintivos, próprios de determinados solos,

são legítimos como critério diagnóstico para estabelecimento e definição de classes de

solos em se tratando de sistema natural de classificação. Assim, foram, pela primeira vez

no Brasil, empregados conceitos de horizonte B latossólico e horizonte B textural. Como

contribuições adicionais das pesquisas básicas de levantamento de solos daquele trabalho

para a classificação pedológica brasileira, contam-se a conceituação de Latossolos e a

subdivisão tentativa de classes dos Latossolos em decorrência das variações encontradas

(Latossolo Roxo, Latossolo Vermelho-Escuro, Latossolo Vermelho-Amarelo, Latossolo

Vermelho-Amarelo Húmico); a criação da classe Terra Roxa Estruturada; e a subdivisão

dos Solos Podzólicos principalmente em razão de distinções texturais entre solos,

expressão do B textural no perfil, extraordinário contraste textural entre os horizontes

eluviais e o B textural e, sobretudo, elevada saturação por bases no B textural ou mesmo

no solum, condição até então não explicitada na classificação de Solos Podzólicos

tropicais. Já o levantamento pedológico realizado no sul de Minas Gerais (Camargo et al.,

1962) reconhece o horizonte B incipiente, diagnóstico para a classe que abrigava os Solos

Brunos Ácidos – precursora da classe Cambissolos. Daí por diante, os levantamentos

pedológicos, que vinham sendo executados pela Comissão de Solos e por instituições

sucessoras, foram demandando adequação aos solos que foram sendo identificados,

especialmente no que diz respeito às diversidades de atributos e à variabilidade

morfológica e de constituição. Por consequência, modificações e acréscimos foram sendo

adotados, envolvendo reajustes e inovações em critérios distintivos, resultando nas

normas descritas em Carvalho et al. (1988). Assim, repartições de grandes grupos iniciais

foram sendo estabelecidas, decorrentes de disparidade em saturação por bases, atividade

das argilas que têm como expressão a capacidade de troca de cátions dos coloides

inorgânicos, saturação por sódio, presença de carbonato de cálcio, mudança abrupta de

textura para o horizonte B, entre outros distintivos. A coleção de critérios veio a abranger

variados atributos diagnósticos, a par de diversos tipos de horizontes A, de horizontes B

e de outros horizontes diagnósticos de posição variável nos perfis de solo, os quais foram

assimilados com o correr do desenvolvimento do novo sistema americano de classificação

pedológica (Estados Unidos, 1960, 1975, 1999, 2009) e do esquema FAO (1974, 1990) e

WRB (IUSS Working Group WRB, 2015). Várias classes de solos de alto nível categórico

foram incluídas para incorporar a classificação de tipos de solos expressivamente

distintos, os quais foram sendo identificados durante levantamentos pedológicos

realizados na ampla diversidade de ambiências climáticas, geomórficas, vegetacionais e

geológicas do território nacional. O outro aditamento ao sistema adveio de estudo de

verificação de solos na região Sul do País, dando a conhecer, no planalto de Curitiba,

solos sui generis, motivando a proposição da classe Rubrozém (Bramão; Simonson,

1956). Também da década de 1950 provém o reconhecimento da classe Hidromórfico

Cinzento (Barros et al., 1958), constituindo derivação a partir de Planossolo e Glei Pouco

Húmico do sistema americano, então vigentes (Baldwin et al., 1938; Thorp; Smith, 1949).

Posteriormente à distinção das classes Latossolo Roxo, Latossolo Vermelho- -Escuro e

Latossolo Vermelho-Amarelo reportadas igualmente no referido levantamento do Estado

de São Paulo, outras classes foram acrescidas com o estabelecimento de Latossolo

Amarelo pelos trabalhos de Day (1959) e Sombroek (1961) na Amazônia; de Latossolo

Bruno identificado por Lemos et al. (1967) no Rio Grande do Sul; de Latossolo Variação

Una de constatação a partir de 1963 no sul da Bahia (Jacomine et al., 1977-1979); e de

Latossolo Ferrífero como conceituado por Camargo (1982). A propósito da distinção de

Latossolos, Camargo et al. (1988b) prestam conta da classificação desses solos no País.

Areias Quartzosas constituem classe de solos reconhecida desde o início da década de

1960 (Lemos et al., 1960) para formar grupo independente, desmembrado dos Regossolos

– classe tornada menos abrangente pela exclusão daqueles solos quartzosos – definidos

como solos pouco desenvolvidos em virtude da própria natureza refratária do material

quartzoso, resultante em pouca evolução pedogenética. Modificação de conceito no

início da década de 1970, induzida pela realidade de solos identificados em diversas

verificações de campo, tornou efetivada a classe Solos Litólicos (Freitas et al., 1971;

Jacomine et al., 1972-1973). No levantamento pedológico do Ceará, foram constatados

Solos Podzólicos com características peculiares e atípicas em relação a concepções

originais de classes estabelecidas destes solos, o que motivou o reconhecimento da classe

Podzólico Acinzentado (Jacomine et al., 1973). Similarmente, outros Solos Podzólicos

atípicos, formados em cobertura atinente à Formação Barreiras (e congêneres), como

contraparte de Latossolos Amarelos, motivaram a proposta de estabelecimento da classe

Podzólico Amarelo (Reunião..., 1979a). Solos de identificação problemática,

visualizados como similares à Terra Roxa Estruturada (contudo, diferenciados pela cor

relacionada aos constituintes oxídicos), têm sido encontrados na região Sul, e sua

discriminação vem sendo contemplada com a formulação da classe Terra Bruna

Estruturada (Carvalho et al., 1979; Carvalho, 1982). Plintossolo constitui classe firmada

no término da década de 1970 (Jacomine et al., 1980), como resultado de anos de reflexão

sobre a validade da conceituação dos atuais Plintossolos como classe individualizada no

sistema referencial. Grande parte dessa classe é integrada pelos vários solos da antiga

classe Laterita Hidromórfica, com agregação de parte dos solos de algumas outras classes,

conceituadas antes do Plintossolo. O último acréscimo importante ao sistema referencial

foi a classe Podzólico Vermelho-Escuro (Camargo et al., 1982), provendo grupo à parte

de solos distintos da tradicional classe Podzólico Vermelho-Amarelo. O posicionamento

dessa nova classe é homólogo ao dos demais Solos Podzólicos e se coloca em contraparte

a Latossolo Vermelho-Escuro. A classe estabelecida inclui parte desmembrada de

Podzólico Vermelho-Amarelo e engloba a totalidade da extinta Terra Roxa Estruturada

Similar. Estas foram importantes mudanças que incidiram na trajetória da classificação

de solos no sentido de sua nacionalização, ora efetivada pelas quatro aproximações

elaboradas de 1980 a 1997 e pela publicação do Sistema Brasileiro de Classificação de

Solos (Sistema..., 1998, 1999; Santos et al., 2006, 2013, 2014). A correlação entre as

classes de solos do SiBCS (desta edição) e as anteriormente utilizadas no Brasil até a

publicação de sua 1ª edição (em 1999) é mostrada no Anexo I. Mudanças relevantes

ocorreram nesta edição do SiBCS, que compreendem desde o nível de ordem até o nível

de família, havendo redefinição, reestruturação, extinção e inclusão de classes, conforme

discutido e aprovado pelo Comitê- -Executivo de Classificação de Solos (Santos et al.,

2003,2009,2012,2016,2017).

https://www.infoteca.cnptia.embrapa.br/infoteca/handle/doc/1094003

1.3. Métodos de determinação em campo e em laboratório.

https://www.agencia.cnptia.embrapa.br/Repositorio/Manual+de+Metodos_000fzvhotqk

02wx5ok0q43a0ram31wtr.pdf

UNIDADE 02: RELAÇÕES MASSA-VOLUME

2.1. Densidade do solo.

A densidade do solo é definida como sendo a relação existente entre a massa de uma

amostra de solo seca a 105ºC e a soma dos volumes ocupados pelas partículas e pelos

poros. O método de determinação da densidade do solo visa medir a densidade média de

um volume conhecido de solo, estando a densidade relacionada com a porosidade total e

com a composição orgânica e mineralógica média do solo. 7.2 Princípio A determinação

da densidade do solo envolve duas etapas, sendo a obtenção da massa da amostra por

pesagem e a determinação de seu volume. O volume pode ser obtido por meio da coleta

de amostra com cilindro de volume conhecido ou por meio da medição do volume de um

fragmento (torrão ou monolito), adequadamente amostrado com sua estrutura preservada.

A massa da amostra é obtida por meio de sua pesagem após secagem em estufa, e o

volume, por meio da medida do volume interno do cilindro metálico utilizado na coleta

ou por meio da medida do volume do líquido deslocado pelo torrão parafinado ou

monolito impermeabilizado.

2.2. Densidade de partículas.

A densidade de partículas refere-se apenas à fração sólida de uma amostra de terra, sem

considerar a porosidade. Por definição, entende-se como densidade das partículas a

relação existente entre a massa de uma amostra de solo e o volume ocupado por esta

fração sólida. A densidade de partículas de um solo, quer seco ou molhado, é sempre a

mesma, desde que se subtraia da massa da amostra o peso da água contida.

Nos solos, seus valores variam, em média, entre os limites de 2,3 e 2,9 g.cm-3. Como

valor médio, para efeito de cálculos pode-se considerar a densidade de partículas como

sendo de 2,65 g.cm-3. Isto porque os constituintes minerais predominantes nos solos são

o quartzo, os feldspatos e os silicatos de alumínio coloidais, cujas densidades de partículas

estão em torno de 2,65 g.cm-3.

MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO

Na determinação da densidade das partículas do solo é necessário obter o valor da massa

da amostra e depois o volume dos sólidos presentes. A massa é obtida por simples

pesagem em balança analítica. Quanto ao volume, pode ser obtido pelo método do balão

volumétrico, o qual é considerado o mais preciso dentre os métodos existentes. Em

laboratório, a determinação da densidade de partículas nada mais é do que a medida do

volume de líquido deslocado por uma massa conhecida de partículas sólidas. Os líquidos

usualmente empregados são água e álcool etílico (preferencialmente este último).

Relações entre a densidade do solo e:

•Textura e agregação

•Velocidade de infiltração da água e erosão

•Macroporosidade e desenvolvimento de raízes

•Consistência do solo (seco, úmido e molhado) e compactação

•Desenvolvimento radicular

•Técnicas de manejo e produtividade agrícola

Solo uniformemente argiloso Perfil uniforme de textura média

Solos de Textura e Agregação Variáveis no Perfil

Densidades Variáveis

2.3. Porosidade total, macro e microporosidade.

Porosidade total:

Princípio: Determina o volume de poros totais do solo ocupado por água e/ou ar.

a = densidade real

b = densidade aparente

MACROPOROSIDADE

Princípio

Volume do solo que corresponde aos poros com q ³ 0,05 mm.

Cálculos

Referências: EMBRAPA (1979); Oliveira (1968); Oliveira & Paula 1973).

MICROPOROSIDADE. - Método Mesa de Tensão

Princípio

Amostras saturadas são colocadas sob a mesa de tensão a qual retira a água dos

macroporos (poros com q ³ 0,05mm). Após pesagem, antes e depois de ir à estufa a 1050C,

obtém-se o volume de macro e microporos contidos na amostra.

Procedimento

Depois da mesa de tensão preparada, colocar os cilindros contendo as amostras depois de

saturadas e pesadas sobre o mata-borrão, cobrir com bandeja de plástico e abaixar o

“frasco de nível” para o nível de sucção correspondente a 60 cm de altura de coluna

d’água. Após 24 horas, retirar os cilindros dos seus respectivos lugares e pesar, repetindo

a operação por mais tempo caso não se obtenha constância de pesada. Verificar se não

houve quebra da coluna d’água. Em seguida retirar o pano e o elástico e colocar o cilindro

em placa de petri, pesar e transferir para a estufa. Após 24 e 48 horas, pesar e determinar

o peso do bloco seco a 105oC.

Cálculo

a = peso da amostra após ser submetida a uma tensão de 60 cm de coluna de

água.

b = peso da amostra seca a 105oC (g).

c = volume do cilindro

Equipamento

Mesa de tensão.

Estufa.

Balança.

REFERENCIAS

Donahue (1952); EMBRAPA (1979); Forsythe (1975); Oliveira et al. (1968); Vomocil

(1965).

EMBRAPA (1979); Oliveira (1968); Oliveira & Paula (1983).

2.4. Métodos de determinação em campo e em laboratório.

2.4.1. Método do cilindro volumétrico.

Princípio: Obtenção da massa por pesagem e do volume pela coleta de amostras de solo

com estrutura indeformada por meio de um cilindro de volume interno conhecido.

Material e Equipamentos: cilindro (anel) volumétrico de 100 cm3; lata de alumínio ou

outro com no mínimo 150 cm3 de volume; paquímetro; balança com capacidade para 200

g e com precisão de 0,01 g; estufa com ajuste de temperatura para 105 o C; Procedimento:

Coletar a amostra com o uso de cilindro metálico. A amostragem deve ser feita com

cuidado, evitando-se a compactação do solo no interior do cilindro, por meio da escavação

do solo ao redor do cilindro, na medida em que ele é inserido no solo, medir e anotar em

triplicata as dimensões do cilindro que contém a amostra usando um paquímetro. Com

esses dados, calcular o volume do cilindro. Remover a amostra do cilindro e transferir

para o recipiente numerado e de massa conhecida. Secar em estufa a 105 °C por 48

horas, retirar, deixar esfriar em dessecador e pesar.

Cálculo:

Em que: Ds – densidade do solo, em kg dm-3 (equivalente a g cm-3 ); ma – massa da

amostra de solo seco a 105 °C até peso constante; em g. V – volume do cilindro, em cm3

Observações: Em geral, o método é adequado para solos bem estruturados. É conveniente

amostrar com solo úmido (friável). Solos muito secos poderão ser umedecidos para uma

coleta mais adequada, se a umidade atual não for de interesse. Para alguns solos

(expansíveis), é recomendado descrever a umidade ou potencial do solo no momento da

coleta. Os cilindros deverão ter um corte em bizel para facilitar sua penetração no solo e

evitar a compactação das amostras dentro do cilindro. A inserção do cilindro no solo se

faz por percussão ou com o uso de macacos hidráulicos.

2.4.2. Método da proveta

Princípio: Obtenção da massa por pesagem após compactação da amostra de solo em uma

proveta até o volume pré-determinado.

2.4.2.1. Material e Equipamentos

Balança com precisão de 0,01 g, proveta graduada de 100 ml, manta de borracha de 5 mm

de espessura, estufa com ajuste de temperatura para 105 oC, dessecador.

Procedimentos: Pesar uma proveta de 100 ml, determinar a umidade da amostra em base

gravimétrica, encher a proveta com solo, colocando, de cada vez, aproximadamente 35

ml, deixando cair de uma só vez e em seguida compactar o solo batendo a proveta 10

vezes sobre manta de borracha de 5 mm de espessura, com altura de queda de cerca de

10 cm. Repetir essa operação por mais duas vezes, até que o nível da amostra fique

nivelado com o traço do aferimento da proveta, pesar o solo da proveta com a amostra e

calcular a densidade. Cálculo:

Em que: Ds – densidade do solo, em kg dm-3 (equivalente a g cm-3 ). m – massa da

amostra de solo (TFSA), em g. V – volume de solo na proveta, em cm3 . f – fator de

correção de umidade da amostra.

Observação: Essa determinação só apresenta resultados comparáveis aos obtidos pelo

método do cilindro para solos arenosos, não sendo recomendável para solos de

granulometria mais fina.

2.4.3. Método do torrão parafinado

Princípio: Obtenção da massa por pesagem e do volume pelo deslocamento de líquido

após a impermeabilização de um torrão com parafina fundida.

Material e Equipamentos: Parafina sólida, balança com precisão de 0,01 g, placa

aquecedora, termômetro, béquer graduado de 1 L, recipiente de metal ou vidro temperado

para fusão da parafina, estufa com ajuste de temperatura para 105 oC, dessecador.

Procedimento: Pesar o torrão seco ao ar, que deverá ter de 4 cm a 7 cm de diâmetro,

mergulhar o torrão em parafina fundida (60 °C – 65 °C), cuidando para que seja

completamente recoberto por ela. O uso de um laço de fio amarrado ao torrão auxilia este

passo e o seguinte. Remover o torrão, escorrer o excesso de parafina e deixar esfriar. Pesar

o torrão impermeabilizado após o resfriamento. Colocar um béquer graduado de tamanho

suficiente para que o torrão parafinado se situe abaixo da marca graduada máxima sobre

a balança e zerá-la. Encher o béquer com água até a marca graduada máxima. Medir a

massa e a temperatura da água. Esvaziar e secar o béquer. Introduzir o torrão parafinado

no béquer e zerar a balança. Completar o béquer com água até a marca graduada máxima.

Anotar o peso obtido. Retirar o torrão, partir com uma faca e transferir uma parte dele,

sem resíduos da parafina, para uma lata de alumínio, para determinar a umidade por

secagem em estufa a 105 °C até peso constante.

Cálculo:

Em que:

Ptor – massa do torrão seco a 105 °C, em kg.

mtu – massa do torrão úmido, em kg.

b – umidade da subamostra, em kg kg-1 .

Pparafina – massa da parafina, em kg.

Vparafina – volume da parafina, em dm3.

mtp – massa do torrão parafinado, em kg.

mtor – massa do torrão seco ao ar, em kg.

Vtor – volume do torrão, em dm3.

Va – volume total de água do béquer, em dm3.

Vat – volume de água adicionado ao béquer com o torrão, em dm3.

Vparafina – volume da parafina, em dm3.

Valor 0,9 – densidade da parafina comercial (0,89 a 0,93 g cm-3).

Ds – densidade do solo, em kg dm-3 (equivalente a g cm-3).

Ptor – massa do torrão seco a 105 °C até peso constante, em kg.

b – volume do torrão, em dm3

2.4.4. Método do monolito Princípio Obtenção da massa por pesagem e do volume pelo deslocamento de líquido

após a impermeabilização do monolito com resina ou verniz.

Material e Equipamentos: Balança com capacidade para 15 kg e sensibilidade de 0,5 g.

Balde ou recipiente similar de 10 L. Espátula. Pincel macio. Bandeja de plástico. Estufa.

Reagentes: Cola branca de PVA. Resina acrílica ou verniz. Álcool etílico hidratado.

Procedimento:

Esculpir o monolito na trincheira, com o auxílio de martelo pedológico, espátula ou

similar. Aplicar a cola branca diluída em água e álcool na proporção 5:4:1

(água:cola:álcool) em toda a superfície exposta do monolito. Deixá-lo secar ao ar. Se

necessário, em caso de ameaça de chuva, cobrir com proteção plástica.

Remover o monolito do local, quebrando-o na base, inverter, colocar em bandeja de

tamanho adequado e impregnar a base do monolito com a cola branca diluída em água e

álcool. Deixá-lo secar ao ar.

Aplicar a resina acrílica ou o verniz, com o auxílio de um pincel macio, em toda a

superfície do monolito. Aplicar uma segunda mão, se necessário (o verniz deve formar

um filme contínuo e sem falhas ou pontos onde a água possa penetrar). Deixar secar

completamente ao ar.

Pesar o monolito impregnado.

Colocar um recipiente de tamanho suficiente para caber o monolito sobre uma balança

e tarar. Encher o recipiente com água até a marca superior. Pesar a massa de água e

esvaziar o recipiente.

Colocar o monolito no recipiente e zerar a balança. Completar com água até a marca

superior e pesar.

Remover o monolito, partir ao meio e coletar uma amostra (torrão) de seu interior e

levar para estufa para determinação da umidade.

Cálculos

Em que:

Pmon – massa seca do monolito, em kg.

a-massa do torrão úmido,em kg (assume-se que a densidade da água é igual 1,0 kg m-3).

b – conteúdo gravimétrico de água da subamostra, em kg kg-1.

Vmon – volume do monolito, em dm3.

a – volume total de água do recipiente, em dm3.

b – volume de água adicionado ao recipiente com o monolito, em dm3.

Ds – densidade do solo, em kg dm-3 (equivalente a g cm-3).

Pmon – massa do monolito seco a 105 °C, em kg.

Vmon – volume do monolito, em dm3

Observação: Esse método foi desenvolvido para solos cascalhentos, nos quais não é

possível obter torrões para impregnação. Pode ser usado para qualquer solo, desde que

amostrado um volume mínimo representativo (VIANA, 2009).

Referências

VIANA, J. H. M. Determinação da densidade de solos e de horizontes cascalhentos. Sete Lagoas:

Embrapa Milho e Sorgo, 2009. (Embrapa Milho e Sorgo. Comunicado técnico, 154).

UNIDADE 03: ESTRUTURA DO SOLO

3.1 - Definição e importância

No Brasil e no mundo é grande a diversidade dos tipos de solos, cada um com

características químicas, físicas, morfológicas e biológicas própias, o que lhes confere

aptidão de uso e manejo distintas. Essas características, quando associadas a outros

fatores ambientais como, por exemplo, clima e relevo, além de variedades/cultivares,

disponibilidade de insumos, oportunidade de agronegócios (mercado interno e

exportação), determinam o tipo adequado de cultura para ser cultivado em cada solo.

Dentre as características físicas do solo mais importantes, relacionadas ao uso e manejo,

está a estrutura, a qual resulta da agregação das partículas primárias do solo (areia, silte e

argila) com outros componentes minerais e orgânicos (calcário, sais, matéria orgânica,

entre outros). A agregação origina unidades estruturais compostas, chamadas de macro e

microagregados do solo. Dentre as características físicas do solo mais importantes,

relacionadas ao uso e manejo, está a estrutura, a qual resulta da agregação das partículas

primárias do solo (areia, silte e argila) com outros componentes minerais e orgânicos

(calcário, sais, matéria orgânica, entre outros). A agregação origina unidades estruturais

compostas, chamadas de macro e microagregados do solo. O agrupamento dos agregados

do solo, organizados numa forma geométrica definida, constitui a estrutura do solo. Nas

figuras 1 e 2 detalhes de exame da estrutura em perfis de solo no campo.

Figura 1: Exame da estrutura do solo em perfil de campo. Fonte: Pesquisador da Embrapa Solos. Rua Jardim Botânico, 1024. Rio de Janeiro, RJ. CEP: 22460-000. E-mail: capeche@cnps.embrapa.br

3.2 - Fatores que afetam a formação dos agregados

No solo, as partículas individuais constituintes das frações areia, silte e argila se

encontram ligadas umas às outras, pela ação de agentes cimentantes e de forças de coesão

e adesão que se estabelecem nas interfaces entre as partículas e entre as partículas e

substâncias presentes no meio. No estudo morfológico do solo, a estrutura pode ser

observada em diferentes níveis, desde a escala macroscópica dos agregados ou unidades

estruturais até o nível microscópico das partículas de argila (micromorfologia do solo). A

unidade estrutural do solo ou agregado é é também denominada ped. Na escala do perfil

de solo, são reconhecidos solos com estrutura pedal (estrutura fragmentada) e com

estrutura apédica (estrutura contínua). Assim, para entender como o solo se comporta

como um corpo, é necessário considerar a maneira como as partículas individuais estão

arranjadas e são mantidas unidas. O arranjo das partículas é que define a porosidade do

solo, que por sua vez condiciona a aeração do solo e o movimento da solução do solo em

seu interior. Nos solos bem estruturados a presença de agregados grandes e estáveis, os

macroagregados, condiciona a ocorrência de poros grandes, pelos quais a água e o ar

podem se mover livremente e as raízes de plantas encontram caminhos fáceis para crescer.

Em oposição ao conceito de solo bem estruturado, solos de estrutura massiva (adensados

ou compactados) apresentam poucos ou raros macroporos, sendo por isso que o

movimento de água e ar e o crescimento de raízes são praticamente inexistentes. Para

ocorrer a formação de agregados no solo,são necessárias duas condições fundamentais:

Uma força mecânica qualquer, deve provocar a aproximação das partículas. Após o

contato entre as partículas, deve haver disponível no meio, um agente cimentante para

consolidar essa união e gerar o agregado. Forças Mecânicas • Gravidade • Crescimento

de raízes • Contração e expansão do solo • Ação da fauna. Agentes Cimentantes • Argila

• Matéria Orgânica • Sesquióxidos de ferro e alumínio • Micélios de fungos e

actinomicetos • Polissacarídeos (bactérias), • Dejetos de minhocas. Partículas de argila,

associadas a cátions, aderem a grãos de areia e se ligam umas às outras através de

moléculas de água (dipolares), que se orientam em relação às cargas dos cátions trocáveis

presentes na solução formando agregados. Com a desidratação do solo as partículas de

argila se aproximam, tornando mais forte a coesão entre elas.

Fatores Biológicos Condicionantes de Agregação no Solo: O húmus atua como agente

cimentante das partículas do solo, formando agregados muito estáveis, especialmente os

agregados menores do que 1mm.

Fatores Biológicos Condicionantes de Agregação no Solo: Fauna do Solo Dos

representantes da macro e mesofauna do solo, como formigas, besouros,

larvas,centopéias, aranhas, nematóides e protozoários, os mais significativos em relação

à agregação do solo são as minhocas. Vegetação Ação direta: fator de agregação do solo

pela ação mecânica das raízes e pela produção de substâncias com ação cimentante. Ação

indireta: fator de agregação ao se constituir em substrato para a atividade dos organismos

no solo. A resistência do solo quando submetido à ação de forças externas (impacto da

gota de chuva, tráfego de veículos, uso de ferramentas e implementos) é uma função da

estabilidade da estrutura. O fator decisivo na habilidade do solo em permitir a passagem

livre de fluídos e a proliferação de raízes é a presença de grandes agregados estáveis.

Assim, além do arranjo das partículas, outro aspecto relacionado à estrutura se refere à

estabilidade do arranjo entre as partículas ou quão fortemente as partículas constituintes

são mantidas unidas.

3.3 - Classificação da estrutura

A estrutura pode ser classificada quanto à forma, tamanho e grau de desenvolvimento.

3.3.1. Forma: A forma da estrutura do solo corresponde à sua geometria e é resultado da

intensidade das forças de coesão entre as partículas minerais e orgânicas, bem como da

ação física e química dos macro e microorganismos vegetais e animais. As cargas

interativas positivas e negativas da superfície das partículas promovem atração e repulsão

entre elas e determinam a intensidade com que se unem. A qualidade e a quantidade

dessas cargas variam de acordo com os tipos de minerais presentes no solo (tipo da argila,

por exemplo - se de atividade baixa ou alta, óxidos de ferro e alumínio, sais), pH, entre

outras características pedológicas.

3.3.1.2. Estrutura laminar: As partículas do solo estão arranjadas em agregados cujas

dimensões horizontais são maiores que as verticais, isto é, apresentam a aparência de

lâminas. Embora as lâminas possam ter espessura variável, esta não ultrapassa a dimensão

de seu comprimento. A estrutura laminar ocorre com mais freqüência nos horizontes e

camadas mais superficiais dos solos, entretanto, algumas vezes pode ser encontrada em

horizontes mais profundos. Na figura 1 está representado esquematicamente esse tipo de

estrutura. Embora pouco comum, a estrutura laminar pode ocorrer nos solos denominados

ARGISSOLO e PLANOSSOLO, sendo observada nos horizontes A, E ou C. Ela pode

ser originada de processos pedogenéticos ou por compactação causada pelo uso e manejo

do solo.

Fig. 1 – Representação esquemática de estrutura tipo laminar

3.3.1.3Estrutura prismática: As partículas do solo estão organizadas em agregados cuja

dimensão vertical é maior que a lateral, conferindo-lhes uma forma de prisma ou coluna.

As faces verticais são relativamente planas. Esse tipo de estrutura pode ser dividido ainda

em: prismática – quando apresenta a extremidade superior plana; colunar - tem forma de

coluna, com a extremidade superior arredondada. Um exemplo esquemático pode ser

visto na figura 2.

Fig. 2 – Representação esquemática de estrutura tipo Prismática e Colunar

3.3.1.4. Estrutura em blocos: A característica predominante desse tipo de estrutura é a

igualdade aproximada de sua altura, largura e espessura, conferindo-lhe três dimensões

quase iguais, com as faces planas ou sub arredondadas. Ela pode ser dividida ainda em:

blocos angulares - as faces da estrutura possuem ângulos vivos; blocos sub angulares –

os ângulos entre as faces são menos definidos e estas um pouco mais arredondadas. Estes

tipos de estrutura são mais comuns nos horizontes sub superficiais do solo, os quais

apresentam maior expressão dos processos de formação do solo. Na figura 3 podem ser

vistos exemplos esquemáticos da estrutura em blocos angular e sub angular,

respectivamente.

Angular Subangular

Fig.3 – Representação esquemática das estruturas do tipo bloco angular e bloco

subangular.

2.1.4 Estrutura granular: As três dimensões são aproximadamente iguais e a superfície

é arredondada. É mais comum nos horizontes próximos a superfície do solo, formando

grumos. A formação destas estruturas está intimamente ligada à presença de matéria

orgânica e à atividade biológica no solo. É típica também dos horizontes B de solos ricos

em óxidos de ferro e alumínio. Na figura 4 está representado esse tipo de estrutura.

Fig. 4 – Representação esquemática de estrutura do tipo granular.

2.2 Tamanho: O tamanho das unidades estruturais varia de menos de 1 mm a vários

centímetros e pode ser classificado em: muito pequeno, pequeno, médio, grande e muito

grande. Ele é influenciado pelo tipo dos minerais do solo (tipo de argila, óxidos), presença

de sais, matéria orgânica, atividade biológica, ciclo de umedecimento e secagem, textura

do solo, entre outros. Um fator muito importante que afeta o tamanho da estrutura,

principalmente nas camadas superficiais, é o tipo de manejo que se emprega no solo. O

sistema tradicional, e intensivo, de preparo do solo, através de aração e gradagem, causa

a quebra dos agregados e, consequentemente, das unidades estruturais, reduzindo seu

tamanho. O impacto da chuva na superfície do solo sem cobertura vegetal (desmatamento,

queimadas, preparo convencional), também propicia a redução do tamanho das unidades

estruturais das camadas superficiais, processo agravado pelo efeito da enxurrada que, ao

carregar os agregados, promove seu rolamento e, portanto, a redução de tamanho, à

semelhança do que ocorre com os seixos rolados nos cursos dos rios e córregos. A

compactação do solo ao dificultar a infiltração da água promove maior acúmulo de

umidade na superfície, podendo levar ao encharcamento do solo. Em tal condição de

acúmulo de água os agregados passam a oferecer menor resistência à deformação e ficam

mais susceptíveis à desagregação, o que afeta o tamanho das unidades estruturais

superficiais.

2.3 Grau de desenvolvimento: Reflete a condição de coesão dentro e entre os agregados,

isto é, a força com que as partículas minerais e orgânicas estão unidas, e pode ser dividida

em: sem estrutura (grãos simples ou maciça); com estrutura (grau de desenvolvimento

fraco, moderado ou forte).

2.3.1 Sem estrutura: Se caracteriza pela ausência de uma organização estrutural definida,

conforme classificação anterior (laminar, blocos, prismática ou granular). As partículas

do solo estão unidas apenas por contato físico, sem influência de cargas negativas ou

positivas, e tem como exemplo típico a areia de praia. Nas fotos 5 e 6 podem ser

observados um perfil de solo denominado ESPODOSSOLO, apresentando espessa

camada arenosa constituída de grãos simples (sem estrutura) e o ambiente em que ocorre.

2.3.2 Com estrutura: Está relacionado com o nível de estabilidade dos agregados do solo.

A classificação pode ser “fraca”, quando corresponde a uma prequena força de união entre

os agregados e, à medida que ela aumenta, é classificada em “moderada” e “forte”.

Normalmente, um solo cujos agregados possuem um grau de desenvolvimento forte

resiste de forma mais efetiva à erosividade (ação da erosão causada tanto pelo impacto da

chuva quanto pelo arraste causado pela enxurrada). Ao contrário, quanto menor o grau de

desenvolvimento, mais intensa é a erosividade. Isto ocorre porque solos com boa

estruturação, além de resistir melhor ao impacto da chuva, favoresce a infiltração da água

reduzindo a erosão por escorrimento (enxurrada).

3.4 - Avaliação do estado de estrutura em campo e em laboratório.

Esses tipos de estrutura (Laminar, prismática e colunar), são mais comuns nos horizontes

subsuperficiais do solo. Normalmente estão relacionados com presença de argilas de

atividade alta, as quais apresentam expansão e contração mais acentuadas por efeito dos

ciclos de umedecimento e secagem do solo. Na foto 3 pode ser visto um exemplo de

estrutura prismática. A ocorrência de estrutura prismática é comum nos solos conhecidos

por NITOSSOLO e LUVISSOLO e a estrutura colunar é típica do PLANOSSOLO

NÁTRICO.

Foto 3 - Detalhe de estrutura prismática em NITOSSOLO.

Fonte: Comunicado técnico 51. ISSN 1517-5685 Rio de Janeiro, RJ Técnico Dezembro, 2008

A estrutura em blocos é mais comum de ser encontrada nos ARGISSOLOS,

NITOSSOLOS e CHERNOSSOLOS, sendo, geralmente, mais frequente em horizontes

subsuperficiais. Na foto 4 tem-se um exemplo de solo com estruturas em blocos.

Foto 4 – Perfil de ARGISSOLO, característico de estrutura em blocos.

4. Referências

BERTOLINI, D.; LOMBARDI NETO, F. Manual técnico de manejo e conservação de

solo e água. Campinas: CATI, 1993. 1 v. (Manual técnico, n. 41). v. 4: Tecnologias

disponíveis para controlar o escorrimento superficial do solo.

BERTOLINI, D.; KROLL, F. M.; LOMBARDI NETO, F.; CRESTANA, M. de S. M.;

DRUGOWICH, M. I.; ELIAS, R.; CORRÊA, R. O.; BELLINAZZI JUNIOR, R. Manual

técnico de manejo e conservação de solo e água. Campinas: CATI, 1994. 128 p. (Manual

técnico, n. 42). v. 5. Tecnologias disponíveis para a implantação de técnicas

complementares no solo.

BERTONI, J.; LOMBARDI NETO, F. Conservação do solo. Piracicaba, São Paulo:

Ícone, 1990, 355 p.

BUCKMAN, H. O.; BRADY, N. C. Natureza e propriedade dos solos. Rio de Janeiro:

USAID, 1967. 594 p. CONSERVAÇÃO de solos e meio ambiente. Informe

Agropecuário, Belo Horizonte, v.16, n. 176, 1992.

EMBRAPA - Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos. Práticas de

conservação de solos. Rio de Janeiro, RJ. 1980. 88 p. (SNLCS. Série Miscelânea, 3).

EMBRAPA. Centro Nacional de Pesquisa de Solos. Sistema brasileiro de classificação

de solos. Brasília: Embrapa Produção de Informação; Rio de Janeiro: Embrapa Solos,

1999. 412p.

EMBRAPA. Serviço Nacional de Levantamento e Conservação de Solos. Definição e

notação de horizontes e camadas do solo. 2. ed. rev. atual. Rio de Janeiro, 1988. 54 p.

(Documentos, 3).

KIEL, E. J. Manual de edafologia. relações solo-planta. São Paulo: Editora Agronômica

CERES, 1979. 264 p.

LEMOS, R. C. de; SANTOS, R. D. dos. Manual de descrição e coleta de solo no campo.

2. ed. Campinas: SBCS; Rio de Janeiro: EMBRAPA-SNLCS, 1982. 46 p.

LEMOS, R. C. de; SANTOS, R. D. dos. Manual de descrição e coleta de solo no campo.

3.ed. Campinas: Sociedade Brasileira de Ciência do Solo; Rio de Janeiro : EMBRAPA-

CNPS, 1996. 83 p.

MANEJO do Solo. Informe Agropecuário, Belo Horizonte, v. 13, n. 147, 1987.

SANTA CATARINA. Secretaria de Estado da Agricultura e Abastecimento. Manual de

uso, manejo e conservação do solo e da água: projeto de recuperação, conservação e

manejo dos recursos naturais em microbacias hidrográficas. 2.ed.rev., atual. e ampl.

Florianópolis: EPAGRI, 1994. 384p.

SATURNINO, H. M.; LANDERS, J. N. O meio ambiente e o plantio direto. Brasília:

Embrapa-SPI, 1997. 116 p.

SCHULTZ, L. A. Métodos de conservação do solo. Porto Alegre: Sagra, 1983. 76 p.

UNIDADE 04: PROPRIEDADES DA ÁGUA DO SOLO

4.1 - Estrutura molecular e mudanças de fase.

Dois átomos de hidrogênio e um de oxigênio representam a composição química da molécula da

água. Ainda que exista uma relação química entre um átomo de hidrogênio e um de oxigênio e

por ser estabelecidos pelos dois átomos, os átomos de oxigênio aproximam de forma mais efetiva

os elétrons, que dessa forma permanecem mais juntos dele. A partir daí a molécula de água exibe

uma região positiva, os hidrogênios, e uma negativa, o oxigênio, dando origem a uma molécula

polar e/ou dipolo. A água detém diversas propriedades essenciais para os seres vivos, provenientes

de sua estrutura, além de possuir capacidade de deteriorar substâncias inorgânicas e orgânicas. As

substâncias podem ser encontradas na natureza em três estados físicos, são eles: sólido, líquido e

gasoso. Eles também podem ser chamados de fases da matéria ou estados de agregação da

matéria. A diferença entre os três estados está relacionada com as características moleculares das

substâncias. No estado sólido, os átomos ou moléculas que constituem uma substância

encontram-se bem unidos em virtude da existência de forças elétricas intensas agindo sobre eles.

Além disso, os átomos que formam essas substâncias possuem uma estrutura cristalina de forma

bastante regular, e essa estrutura repete-se. A energia das moléculas é baixa e elas mantêm-se

praticamente em repouso. Os líquidos, por sua vez, apresentam forças de ligação menos

intensas do que os sólidos, o que faz com que as moléculas possuem maior energia. Isso

explica porque a matéria no estado líquido pode escoar e ocupar o volume do recipiente

que a contém. No estado gasoso, praticamente inexiste força de ligação entre os átomos,

que ficam separados uns dos outros por distâncias bem superiores às dos sólidos e

líquidos. Os gases também possuem muito mais energia e movimentam-se

desordenadamente, podendo ser facilmente comprimidos. Além disso, assumem a forma

e volume do recipiente em que são colocados.

Mudanças de fases

Para que ocorram mudanças de fases da matéria, é necessário ceder ou retirar calor de um

corpo. O calor é a energia térmica que determina o grau de agitação das moléculas. Ao

ser alterado, ele pode causar mudanças no arranjo molecular das substâncias, causando

as mudanças de fase. Os nomes dados às mudanças de fase dependem dos estados inicial

e final das substâncias. Observando essas características, as mudanças de fase são as

seguintes: Fusão: passagem do estado sólido para o líquido (Ex.: transformação do gelo

em água). Ela ocorre quando a substância sólida recebe energia térmica (calor),

aumentando sua agitação molecular e vencendo as fortes interações atômicas, ou

moleculares, existentes no estado sólido. Solidificação: mudança do estado líquido para

o sólido (Ex.: congelamento da água). Para que ocorra a solidificação, a substância deve

perder energia, o que faz com que as vibrações moleculares diminuam e fiquem mais

unidas. Vaporização: ocorre quando uma substância no estado líquido é aquecida. A

energia recebida causa aumento na agitação molecular e as moléculas separam-se umas

das outras, passando para o estado gasoso. Condensação: passagem do estado gasoso para

o líquido. É a forma como ocorrem as chuvas. A água que evapora na superfície da Terra

chega a grandes altitudes e, quando entra em contato com ar frio na atmosfera, volta ao

estado líquido. Sublimação: consiste na passagem do estado sólido para o gasoso

diretamente, sem antes passar pelo estado líquido. Esse fenômeno explica porque a

naftalina “some”, produzindo o vapor tóxico utilizado para espantar pequenos insetos,

como as baratas. O que ocorre, na verdade, é a sublimação, ou seja, a transformação direta

em gás. Cristalização: mudança do estado gasoso para o sólido, também sem antes passar

por líquido.

4.2 - Tensão superficial e capilaridade.

Outra importante propriedade da água, que influencia seu comportamento nos solos é a

tensão superficial. Esta propriedade é normalmente evidenciada nas interfaces líquido -

ar e resulta da maior atração das moléculas de água umas pelas outras (coesão) do que

pelo ar. A tensão superficial é uma força que atua na superfície, em direção ao líquido,

que faz com que a água se comporte como se sua superfície fosse coberta com uma

membrana elástica. Devido a atração relativamente alta entre moléculas, a água apresenta

uma alta tensão superficial (72,8 N/mm a 20°C) quando comparada com a maioria dos

outros líquidos (por exemplo, álcool etílico, 22,4 N/mm). A tensão superficial é um fator

importante no fenômeno da capilaridade, o qual determina como a água se move e é retida

no solo. Fundamentos da Capilaridade e Água no Solo: O movimento ascendente da água

num tubo capilar representa o fenômeno da capilaridade. Duas forças são responsáveis

pela capilaridade: (1) atração da água por superfícies sólidas (adesão ou adsorção) e (2)

tensão superficial da água, que é em grande parte devida à atração entre as moléculas de

água (coesão)

4.3 - Viscosidade

Viscosidade é uma característica dos líquidos que está relacionada com a sua habilidade

de fluir. Quanto maior a viscosidade de um líquido (ou de uma solução) mais difícil o

líquido flui e diz ser ele “viscoso”. A viscosidade é uma propriedade inerente do líquido

devido à sua relação profunda com as forças intermoleculares. Quanto maiores estas

forças, mais as moléculas permanecem unidas, não as permitindo fluir com facilidade.

Por exemplo, a água tem maior viscosidade que o benzeno. As forças intermoleculares

que atuam na água são basicamente as ligações de hidrogênio, que é a forma mais forte

entre as forças intermoleculares. Desta forma, para que as moléculas de água possam fluir,

elas precisam vencer estas fortes interações, quebrando-as. Por outro lado, o benzeno

possui interações do tipo de forças de London, mais fracas que as ligações de hidrogênio,

podendo, desta forma, fluir mais facilmente. Convém ressaltar, entretanto, que as forças

de London podem ser fortes o suficiente para tornar um líquido viscoso, especialmente

aqueles formados por longas cadeias e ramificações em sua estrutura molecular. Essas

cadeias longas, presentes em hidrocarbonetos oleosos e gorduras, por exemplo, se

parecem com um emanharado de fios, o que dificulta a movimentação relativa entre si e,

portanto, sua fluidez. A viscosidade geralmente diminui com o aumento de temperatura,

uma vez que, em altas temperaturas, as moléculas possuem maior energia de translação e

rotação, permitindo vencer as barreiras energéticas de interações intermoleculares com

maior facilidade. Por exemplo, a viscosidade da água a 100 °C é de apenas 1/6 de seu

valor a 0°C, ou seja, a mesma quantidade de líquido flui seis vezes mais rapidamente na

temperatura mais elevada. Entretanto, nem sempre essa característica ocorre.

Dependendo do material, o aumento da temperatura pode alterar a sua estrutura de forma

a aumentar a viscosidade. Esse é o caso do enxofre rômbico que aumenta a viscosidade

quando é aquecido, pois, a partir de uma determinada temperatura, seus anéis S8 rompem-

se, abrindo em cadeias que se emaranham, tendo por consequência o aumento da

viscosidade. Se continuássemos o seu aquecimento, perceberíamos que a sua viscosidade

cairia quando a sua característica visual mudasse de líquido de cor palha para marrom

avermelhado. Neste caso, os anéis de quebram em moléculas de S2 e S3, menores e mais

móveis.

4.4 - Adsorção da água por sólidos.

Quando a interação é entre um sólido e um fluido - um líquido ou gás -, o fenômeno é

chamado de adsorção. Continuam valendo as interações entre moléculas estudadas em

ligações químicas: ponte de hidrogênio, dipolo-dipolo, dipolo-dipolo induzido, etc.

Portanto, a interação entre as moléculas do fluido e do sólido dependerá das propriedades

das substâncias em contato; algumas são fortemente adsorvidas, outras não. Note que o

sólido, o adsorvente, pode ser uma substância metálica (por exemplo, platina ou paládio,

usados como catalisadores), uma substância covalente - como o carvão - ou mesmo

iônico. Já as espécies químicas do fluido podem ser moléculas ou íons. Além disso, a

adsorção em geral é facilitada por temperaturas baixas. E o fenômeno inverso - dessorção

- é facilitado pelo aquecimento do sistema, que libera as moléculas para o líquido ou gás

UNIDADE 05: RETENÇÃO DE ÁGUA NO SOLO

5.1 - Retenção da água pelos solos

A retenção da água no solo representa a capacidade de armazenamento de água que o solo

possui, sendo baseada na relação entre a sucção e umidade volumétrica. A retenção da

água nos proporciona observar o provável comportamento do solo não saturado conforme

é submetido ao aumento da sucção, ou seja, o secamento do solo quanto do aumento das

forças matriciais do solo. A retenção de água no solo ocorre em função da estrutura nos

baixos valores potenciais condicionado pela freqüência de macro e microporos e pela

granulometria e mineralogia das partículas nas elevadas tensões. Existem muitos fatores

que interferem na capacidade de retenção de água de um solo, como a estrutura, textura

e a mineralogia do solo (Silva, 2005).

5.2 - Umidade do solo (gravimétrica e volumétrica).

É de fundamental importância o conhecimento da umidade do solo, pois indica em que

condições hídricas ele se encontra. A determinação da umidade do solo servirá de

parâmetro para a quantidade de água a ser aplicada pelo sistema de irrigação. Para isto,

existem diversos métodos de determinação de umidade no solo, os quais, por sua vez, se

diferem somente na forma e local de medição, instalação, preço, tempo de resposta e,

principalmente, operacionalidade no campo (MANTOVANI et al., 2009; BERNARDO

et al., 2008). Capacidade de campo (CC) define-se como o limite superior de retenção

hídrica no solo, sendo a máxima quantidade de água que o mesmo pode reter sem causar

danos ao sistema (MANTOVANI et al., 2009). Para Bernardo et al. (2008) a CC é um

valor arbitrário, e não uma propriedade física do solo, assim a mesma não pode ser menos

arbitrária no que diz respeito ao tempo em que a intensidade de drenagem se torna tão

lenta, podendo ser considerada desprezível.

5.3 - Armazenamento de água no solo.

O solo funciona como suporte físico e reservatório de água para as plantas, além de, na

maioria dos casos, ser o fornecedor dos principais nutrientes necessários à produção. As

partículas do solo, arranjadas em grânulos e agregados, constituem um meio poroso com

grande diversidade de forma e geometria, o que confere ao sub-sistema solo-água grande

complexidade. Esse tipo de arranjo afeta a interação entre a água e o solo no sistema

maior, solo água-planta-atmosfera que, traduzida em termos de estado de energia da água

na forma de potencial, governa inúmeros processos, entre os quais o movimento da água,

nutrientes e agroquímicos no solo e a absorção de água e nutrientes pela planta. O

entendimento e descrição quantitativa do sub-sistema solo-água é, portanto, um passo

fundamental para o entendimento e quantificação do sistema maior, onde ocorre a maioria

dos processos envolvidos na produção de alimentos e fibras

UNIDADE 06: ENERGIA POTENCIAL DA ÁGUA DO SOLO

6.1 - Potencial da água do solo.

A forma de energia de interesse para nossos propósitos é a energia potencial a qual pode

ser definida como uma energia latente que um objeto possui, devido à sua posição em

relação a campos de força no Universo. Dependendo do objeto que está sendo estudado

e dos campos de força presente, poderão estar atuando concomitantemente um ou mais

tipos de energia potencial, daí a utilização do termo energia potencial total, para indicar

a soma dos diversos tipos ou componentes atuantes, ser mais adequada. O conhecimento

dessa energia é de extrema importância porque com ela se pode determinar o potencial

de movimento de um corpo num determinado meio. A água ou solução no solo, como

qualquer corpo no Universo, tende a se mover de onde sua energia potencial total é maior

para onde ela é menor. No entanto, não é necessário, para estabelecer a direção do

processo, conhecer os valores individuais da energia potencial total, senão a diferença

entre eles. Para facilitar o cálculo dessa diferença, é que se introduziu o conceito de

potencial total o qual, no caso da água no solo, é definido com base no conhecimento de

uma água com um valor conhecido de energia potencial total denominada água padrão.

Assim, sendo E a energia potencial total da água no ponto considerado no solo e Eo a

energia potencial total da água padrão, a diferença E - Eo, expressa por unidade de

volume, massa, peso ou outra é, por definição, a energia específica potencial total da água

no solo φt, chamado normalmente de potencial total da água no solo. Como a energia

potencial total da água padrão deve ser a mesma para os dois pontos, medindo-se o

potencial total nesses dois pontos obtém-se o valor da diferença EA -EB por meio da

diferença φt (A) - φt (B), sem a necessidade de se conhecer individualmente EA e EB.

Desse modo, se num determinado momento φt (A) > φt (B), o movimento da água (se o

meio permitir) é de A para B porque EA > EB e se φt(B) > φt(A), de B para A porque EB

> EA. Quando φt (A) = φt (B), tem-se, evidentemente, uma condição de equilíbrio, porque

EA = EB. Evidentemente, cada tipo (ou componente) de energia potencial que estiver

atuando na água existente no solo, dá origem a um potencial componente do potencial

total da água no solo. Como a diferença de energia por unidade de volume possui unidade

é idêntica à unidade de pressão, todos os potenciais da água no solo, tanto o total como

qualquer um dos seus componentes, podem ser considerados como equivalentes a uma

“diferença de pressão”, isto é, diferença entre a “pressão” da água no ponto considerado

do solo, equivalente a E/Va e a “pressão” da água padrão, equivalente a Eo/Va.

6.2 - Unidade de potencial.

A energia com a qual o solo retém a água é medida em termos de potencial de água (),

que tem unidades de pressão*, ou energia por unidade de volume, que equivale à força

por unidade de área. (cm/h; m/s, etc.) Observa-se que, nem sempre, K é expresso como

f(θ).

6.3 - Componentes do potencial total da água do solo.

Muitos dos instrumentos empregados para determinar os componentes do potencial total

da água no solo baseiam-se no princípio do equilíbrio (JURY et aI., 1991). Os

instrumentos, colocados em contato íntimo com o solo no ponto de medição, trocam água

com este até atingirem o equilíbrio. Esse tipo de instrumento serve para medir ou estimar

os componentes do potencial total que não estão completamente especificados

e11\termos.de parâmetros que possam ser medidos. Os componentes do potencial total da

água no solo são o potencial gravitacional, o potencial de pressão e o potencial mátrico.

6.4 - Medições do potencial total da água no solo (tensiometria e câmara de

Richards)

O funcionamento do tensiômetro é simples. Após estar completamente cheio de água e

em solo saturado, nenhuma água passará pela cápsula e não haverá vácuo. À medida que

o solo seca, a água sai do tensiômetro através da cápsula porosa, criando um vácuo no

interior do tubo equivalente à tensão da água no solo. O tensiômetro é um exemplo típico

de instrumento que necessita entrar em equilíbrio com a água do solo para medir o

potencial matricial (e algumas vezes o potencial de pressão) na faixa de +20 a -100 kPa.

Os tensiômetros mais comuns utilizados na pesquisa empregam manômetro de mercúrio,

enquanto os utilizados para manejo da irrigação em área de produtor empregam

manômetros de bourdon ou vacuômetros. Atualmente é possível acoplar transdutores de

pressão aos tensiômetros em substituição a esses dois tipos de manômetros, o que

possibilita a coleta automática de dados utilizando computador ou coletor de dados

("datalogger") (MOTOROLA, 1997) e permite a automação de algumas operações da

irrigação, como acionar ou desligar bombas ou abrir e fechar válvulas solenóides. A

câmara de Richards é um equipamento que consiste numa câmara de pressão

hermeticamente fechada. A placa porosa interna permite o fluxo de água e não do ar, por

vazios muitos pequenos (SILVA, 2005), O método da câmara de Richards possui

limitações, tais como, alto valor de aquisição, dependem de um complexo sistema

pneumático, as placas porosas são frágeis, nem sempre se consegue o contato ideal entre

a amostra de solo e a placa, além da demora nas determinações em função do lento

equilíbrio do potencial da água na amostra e a dificuldade no controle do ponto de

equilíbrio entre a pressão aplicada e a água retida no solo, com destaque para altos

potenciais (CAMPBELL; SMITH; TEARE, 2007; CÁSSARO et al., 2008; COSTA;

OLIVEIRA; KATO, 2008; KLEIN, 2008; TAVARES; FELICIANO; VAZ, 2008;

NASCIMENTO et al., 2010). Na metodologia da câmara de Richards a extração da água

ocorre por diferença de potencial entre a placa porosa e amostra de solo, o fluxo de água

é exponencialmente reduzido quando o potencial matricial trona-se mais negativo, isso

faz ser gasto um período muito longo para atingir o equilíbrio da umidade na amostra

(NASCIMENTO, 2009).

6.5 - Curvas de retenção da água no solo.

A CRA é um atributo físico representado por um gráfico, construída em laboratórios e

expressa à relação entre o potencial matricial e o conteúdo de umidade do solo a base de

massa ou volume (SILVA, 2005; BITTELLI e FLURY, 2009; GUBIANI et al., 2012). O

solo saturado em equilíbrio com a água e sob pressão atmosférica, ao ser submetido a

uma força de sucção, terá parte de sua água drenada e parte dos poros ocupados pelo ar.

Aumentos gradativos de sucção, poros menores perderão água e ocorrerá entrada de mais

ar, isso diminuirá a espessura da película de água envolvente das partículas e aumentará

a força de adsorção, exigindo cada vez maiores sucções para retirar a água (DEXTER,

2004a; TAVARES; FELICIANO; VAZ, 2008). O atributo CRA é um importante

indicador de qualidade física do solo e está diretamente relacionado com o

desenvolvimento das plantas (SILVA et al., 2010; DEBNATH et al., 2012), e por estar

associada a variações de volume com a molhagem e secagem, tem uma importância

enorme para caracterização dos solos. E é possível estimar outros atributos do solo, como

por exemplo, a porosidade, capacidade de campo (CC), ponto de murcha permanente

(PMP), água disponível (AD), condutividade hidráulica não-saturada, balanço hídrico,

determinando-se a variabilidade de armazenamento de água no solo (COSTA;

OLIVEIRA; KATO, 2008; SÁ et al., 2010; REZAEE; SHABANPOUR; DAVATGAR,

2011). Outra importância da CRA é o auxílio ao produtor no manejo da irrigação, como

foi mencionado é possível estimar a água disponível para as plantas que tem como limite

superior a capacidade de campo e o ponto de murcha do solo como limite inferior de

umidade no solo, porem é um atributo de difícil caracterização por causa do tempo que

se consome durante as analises e também devido à modificação intrínseca da amostra pela

histerese (NASCIMENTO, 2009).

UNIDADE 07 - DINÂMICA DA ÁGUA NO SOLO

7.1 - Fluxo saturado de água no solo: Lei de Darcy

A condutividade hidráulica saturada é uma das características físico hídricas do solo de

maior utilidade na engenharia de irrigação e ambiental. É um parâmetro que está presente

em todas as áreas que tratam de escoamento de água no solo, seja em estudos de água

subterrânea, em drenagem agrícola ou em irrigação. A condutividade hidráulica está

presente em todas as equações de dimensionamento de sistemas de drenagem, tanto em

condições de regime de escoamento permanente como não permanente. Da mesma forma

está presente tanto nos modelos numéricos como analíticos, relativos a hidráulica de

poços em aqüíferos, intrusão em aqüíferos e em hidrologia de águas subterrâneas em

geral. Também está presente nas soluções numéricas ou analíticas da equação de Richards

de infiltração e redistribuição uni, bi ou tridimensional de água no solo, em decorrência

de diferentes geometrias de fontes (ponto fonte, linha fonte). Matematicamente, a

condutividade hidráulica saturada pode ser definida como a constante de

proporcionalidade da lei de Darcy, entretanto, esse parâmetro pode ser deduzido do

escoamento em um feixe de capilares, o que lhe dá muito mais sentido físico.

7.2 - Fluxo não saturado de água no solo: Lei de Buckingham-Darcy.

A condutividade hidráulica não saturada tem o mesmo conceito físico da condutividade

hidráulica saturada no que diz respeito a característica hidrodinâmica, que expressa a

maior ou menor facilidade de escoamento de água no meio poroso. Ela é uma função não

linear do conteúdo de água do solo (K(S) ou do potencial matricial (K(\jfrn)(OR e

WRAITH, 1997). Existem métodos para se obter a condutividade hidráulica não saturada

no campo tal como o método do perfil instantâneo (WATSON, 1966), ou o método do

permeâmetro de disco (PERROUX e WHITE, 1988). Entretanto, o uso prático desse

parâmetro está relacionado à descrição e estimativa da distribuição de umidade ou de

potencial no solo, o que é feito através de soluções analíticas e numéricas da equação de

Richards. Isto requer mais uma função matemática do que um valor médio absoluto da

condutividade. Esse parâmetro constituí um fator fundamental na derivação dessas

soluções, por ser uma das principais causas da não linearidade das mesmas. A forma de

expressar K(S) ou K(\jfrn)possibilita muitas vezes a linearização das soluções.

7.3 - Obtenção da condutividade hidráulica do solo.

A condutividade hidráulica do solo é uma propriedade que expressa a facilidade com que

a água nele se movimenta, sendo de extrema importância ao uso agrícola e,

consequentemente, à produção das culturas e à preservação do solo e do ambiente. A

primeira equação utilizada para quantificar o movimento da água no solo foi introduzida

por Henry Darcy, em 1856, o qual trabalhou com colunas de areia saturada com água.

Essa equação, conhecida como equação de Darcy, estabelece que a quantidade de água

que passa por unidade de tempo e de área pelo meio poroso saturado é proporcional ao

gradiente de potencial total da água nesse meio. A constante de proporcionalidade foi

denominada por Darcy de condutividade hidráulica, hoje conhecida como condutividade

hidráulica do solo saturado K0 . A condutividade hidráulica do solo saturado descreve a

funcionalidade de seu sistema poroso, englobando propriedades relacionadas com a sua

porosidade, como quantidade, tamanho, morfologia, continuidade e orientação dos poros.

Pelo fato de a condutividade hidráulica na condição saturada depender em grande parte

da forma e continuidade do sistema poroso, essa varia fortemente de um local a outro,

apresentando valores extremos em determinados locais e podendo diferir também nas

distintas orientações do solo. A condutividade hidráulica na condição saturada é mais

dependente, portanto, da estrutura do que da textura do solo e, ao elevar o grau de

agregação de um solo, o valor dela aumenta. O efeito da estrutura e em especial dos

macroporos (diâmetro maior do que 50 µm) possibilita a um solo argiloso exibir valores

de K0 similares ao arenoso. Para Libardi (1999), todas essas propriedades do espaço

poroso que influenciam a condutividade do solo podem ser reunidas no termo único

“geometria porosa dos solos”. Segundo Silva & Kato (1997), a macroporosidade é fator

de extrema importância na condutividade hidráulica do solo saturado e sua redução

provoca diminuição nos valores de K0. Esses autores observaram que pequena diferença

de macroporosidade entre áreas de manejo convencional e de plantio direto foi

acompanhada por grande diferença nos valores de K0, sendo constatado o valor de 0,0035

cm s-1, na primeira, e o de 0,0231 cm s-1, na segunda, evidenciando a importância da

macroporosidade na condutividade hidráulica, ou seja, o efeito do manejo na estrutura do

solo.

7.4 – Infiltração da água no solo (métodos e modelos).

O conceito de infiltração como fluxo vertical unidimensional através da superfície do solo

tem sido expandido nos últimos anos, principalmente devido a importância do fenômeno

em irrigação por sulcos e localizada, onde ocorre fluxo bidimensional. A infiltração é a

base de como aplicar água ao solo. Na irrigação por sulcos, faixas ou inundação, o

dimensionamento do sistema pelo balanço volumétrico utiliza basicamente parâmetros de

infiltração. O dimensionamento dos sistemas pressurizados, desde a irrigação por

aspersão convencional, pivô central ou a microirrigação, requer o conhecimento dos

parâmetros de infiltração, no sentido de se evitar principalmente as perdas por escoamento

superficial e percolação. A infiltração de água no solo é afetada basicamente pelo seu

conteúdo inicial de água, pela condutividade hidráulica da camada superficial do solo,

pelo tempo decorrido desde o início da irrigação e pela presença de camadas de

impedimento no perfil do solo. Diversas equações podem ser usadas para descrever a

infiltração de água no solo. Dentre essas equações algumas têm embasamento físico,

outras são deduzi das de maneira empírica, que têm sido mais usadas sob condições.

práticas. A equação de Green-Ampt foi a primeira equação obtida a partir de conceitos

físicos e pode ser apresentada em diferentes formas tais como (ALLEN,1992).

UNIDADE 08: DINÂMICA DA ÁGUA NA PLANTA

8.1 - Potencial da água na planta.

A água no sistema solo-planta-atmosfera busca constantemente o equilíbrio

termodinâmico obedecendo à tendência universal de se mover de locais onde apresenta

maior energia para aqueles onde os níveis energéticos é mais baixo (Ferreira, 1988). A

energia associada ao sistema água-planta-atmosfera é de natureza cinética e potencial. A

contribuição do componente cinético é normalmente insignificante devido à baixa

velocidade do movimento da água líquida na planta. Entretanto, a água neste sistema

possui energia potencial desde que se desloca em resposta a certas forças inerentes ao

organismo vegetal. Esse estado de energia é descrito pela função energia livre de Gibbs

da Termodinâmica. Em termos termodinâmicos, a energia livre representa o potencial

para realizar trabalho. Nós observamos, no entanto, que um grande volume de água possui

mais energia livre do que um pequeno volume de água, sob condições idênticas. Por

exemplo, uma barragem, como a de Sobradinho, tem mais energia livre quando está cheia,

e isso tem reflexo direto na produção de energia elétrica. Portanto, como estamos

querendo entender o transporte de água através de compartimentos de diferentes volumes

(solo, células de plantas, atmosfera, etc.), torna-se mais conveniente medirmos a energia

livre da água em relação a uma quantidade unitária dessa substância, no caso um mol. A

quantidade de energia livre por mol é conhecida como Energia Livre Molal Parcial de

Gibbs (Gw) e pode também ser referida como potencial químico da água (µw). Esse

potencial químico, como a concentração e a temperatura, é independente da quantidade

da substância sob consideração. O valor absoluto do potencial químico ou da energia livre

associada com a água está entre aquelas quantidades que não são convenientemente

mensuráveis. Torna-se mais interessante a medida da diferença de energia livre molal

(∆Gw) ou de potencial químico (∆µw), pois ela nos dará a direção do transporte de água.

Para obtermos essa diferença usamos como referencial o potencial químico da água pura

(µ o w) na condição normal de pressão atmosférica. Assim, temos a equação: ∆Gw = ∆µw

= µw - µ o w em que: ∆µw = diferença de potencial químico ou diferença em energia

livre molal parcial de Gibbs (∆Gw), dado em erg/mol; µw = potencial químico de água

na solução; µ o w = potencial químico da água pura à mesma temperatura. Na década de

1960, Slayter (Austrália) e Taylor (EUA) propuseram que o potencial químico da água

poderia ser usado como base para importantes propriedades da água no sistema solo-

planta-atmosfera. Esse potencial químico, como mostrado acima, expressa a quantidade

de energia por mol (erg/mol). Taylor e Slatyer propuseram a divisão do termo potencial

químico pelo volume de um mol de água (Vw = volume molal parcial da água). Isso

permitiu transformar a unidade para pressão, a qual é mais facilmente mensurável. ∆µw

= µw - µ o w = erg x mol-1 = erg = dina x cm = dina x cm-2 Vw cm 3 x mol-1 cm 3 cm

3 106 dina x cm-2 = 1 bar = 0,987 atm (atmosfera) = 0,1 MPa (megapascal) Os autores

acima mencionados introduziram, então, o termo potencial hídrico (representado pela

letra grega Ψ = psi), definido como: Ψw = µw - µ o w Vw O potencial hídrico é o potencial

químico da água no sistema (µw), expresso em unidade de pressão, e comparado com o

potencial químico da água pura (µ o w) em pressão atmosférica e mesma temperatura. O

potencial hídrico da água pura foi estabelecido como zero (convencionou-se). Portanto,

os valores de Ψw nas células são quase sempre negativos. Na maioria dos sistemas

biológicos, o fluxo de água é controlado pelo potencial hídrico (Ψw), com a água se

movendo de regiões de maior para regiões de menor potencial hídrico. Uma exceção

importante é o fluxo da seiva floemática que é controlado pela pressão.

8.2 - Unidades de potencial

Os potenciais que representam a variação de energia livre da água em um sistema, em

relação à energia livre da água em um sistema de referência (água pura, 25℃, pressão

normal), têm a dimensão de energia por volume equivalente à pressão. Assim, são

medidos em unidades de pressão, ou seja, em MPa (megapascal).

8.3 - Componentes do potencial total da água na planta.

O potencial hídrico total pode ser repartido em vários componentes. Destes, um ou mais

podem ser relevantes para um dado sistema:

em que, Yp, Yp, Ym e Yg são os componentes devidos,

respectivamente às forças osmóticas, de pressão, mátricas e gravitacionais.

O termo Yp, pode também ser representado por Ys, e é chamado potencial

osmótico ou potencial de solutos. Este termo representa o efeito que a existência de

solutos tem no potencial hídrico do sistema em consideração. Os solutos reduzem a

energia livre da água no sistema, uma vez que a diluem. Este efeito é primariamente um

efeito de entropia, isto é, a mistura de solutos e água aumenta a desordem do sistema.

Este efeito de entropia da dissolução de solutos pode ser revelado em vários efeitos físicos

conhecidos como propriedades coligativas. Estas propriedades têm este nome porque

actuam em conjunto. Elas dependem do número de partículas e não da natureza do soluto.

Assim, a presença de solutos reduz a pressão de vapor duma solução, aumenta o seu ponto

de ebulição e baixa o seu ponto de congelação (Taiz & Zeiger, 1998). Em muitos casos,

em vez de potencial osmótico, que é negativo, muitos autores preferem o termo pressão

osmótica (P = -Yp). Pode demonstrar-se que o potencial osmótico está relacionado com a

fracção molar da água (xw) ou com a sua actividade (aw), da seguinte forma (Jones, 1992):

em que, gw é um coeficiente de actividade que mede

o afastamento do comportamento ideal duma solução, Â é a constante dos gases perfeitos

(8.314 m3 Pa mol-1 K-1), e T é a temperatura em graus kelvin (K). À medida que a

concentração em solutos aumenta, xw e Yp diminuem. Ainda que gw seja igual a 1 em

soluções muito diluídas, a maioria dos sistemas vegetais mostra um desvio deste

comportamento ideal. Uma aproximação muito útil da equação anterior, e que é

razoavelmente correcta para muitas soluções biológicas, é a relação de van´t Hoff (Jones,

1992):

em que, cs é a concentração de solutos expressa em mol m-3 de solvente.

Muitas plantas têm um potêncial osmótico (Yp) na ordem de - 1 Mpa (P = 1 Mpa). Usando

a equação anterior, substituindo o valor ÂT a 20 ºC (8.314 m3 Pa mol-1 K-1 x 293 K =

2436 m3 Pa mol-1), teremos cs = Yp / -ÂT = (-106 Pa) / (-2436 m-3 Pa mol-1) = 4.105 x 10-

4 x 106 mol m-3 » 411 mol m-3 , ou mais correctamente 411 osmol m-3. (NOTA: Um

osmole é análogo a um mole, uma vez que contém o número de Avogadro de partículas

osmoticamente activas, por exemplo: um mol de NaCl tem 2 osmose. O termo Yp,

representa a pressão hidrostática da solução ou potencial de pressão. Pressões positivas

elevam o potencial hídrico e as negativas reduzem-no. A pressão hidrostática positiva no

interior das células pode ser referida como pressão de turgescência (P) ou turgidez. O

valor de Yp pode ser negativo, por exemplo no xilema, ou entre as paredes das células

onde se podem desenvolver forças de tensão ou pressão hidrostática negativa (Taiz &

Zeiger, 1998). A pressão hidrostática é medida como desvio à pressão ambiente. Como a

água no estado de referência está à pressão ambiente, então por definição Yp = 0 MPa

para água no estado padrão. Assim, o valor de Yp de água pura num copo é = 0 MPa,

ainda que o valor da sua pressão absoluta seja 1 atmosfera (» 0,1 MPa). A água sujeita a

um vacúo perfeito tem um Yp = -0,1 MPa, mas o valor da sua pressão absoluta é de 0

MPa. Consequentemente é importante ter sempre presente a diferença entre o Yp e a

pressão absoluta (Taiz & Zeiger, 1998). O termo Ym é designado por potencial

mátrico (Ym), é semelhante a Yp, ex-cepto que a redução de aw resulta de forças existentes

à superfície de sólidos. Este componente pode ser muito importante quando se estuda o

potencial hídrico de solos, sementes, paredes celulares, etc. A distinção entre Ym e Yp é

até certo ponto arbitrária uma vez que é difícil decidir se as partículas são solutos ou

sólidos, de forma que Ym é muitas vezes incluido em Yp (Jones, 1992). A componente

gravitacional, potencial gravitacional (Yg), resulta de diferenças na energia potencial

devidas a uma diferença na altura do nível de referência, sendo positivo se o nível estiver

acima do nível de referência, e negativo se estiver abaixo:

, em que, rw é a densidade da água e h é a altura acima do nível de referência.

Ainda que frequentemente negligenciado em sistemas vegetais, o Yg aumenta 0.01 Mpa

m-1 acima da altura do solo, e por isso deveria ser incluido sempre que se estudam árvores

altas (Jones, 1992).

8.4 - Formas de absorção de água pela planta.

A água, durante a absorção, pode seguir dois caminhos através das raízes: o apoplasto,

que constitui os espaços intercelulares e de paredes celulares e o simplasto, que

corresponde ao contínuo citoplasmático, propiciado pela existência dos plasmodesmos.

O apoplasto (espaço livre aparente) é limitado pela endoderme, uma camada de células

existente nas raízes e localizadas entre o córtex e o estelo. A endoderme, em função da

deposição de suberina (molécula impermeável à água) ao longo da superfície das suas

células, forma uma barreira à livre penetração da água, sendo essa barreira denominada

“Faixa ou Estria de Caspari”. A absorção da água está condicionada ao potencial hídrico

do solo e dos tecidos das raízes. As células de parênquima localizadas ao redor dos tecidos

de condução acumulam grandes quantidades de íons. A absorção iônica, especialmente

dos ânions, ocorre com gasto de energia (transporte ativo). O acúmulo desses íons faz

com que as células do parênquima das raízes tenham seu potencial osmótico reduzido.

Como consequência, o potencial hídrico dessas células também reduz, alcançando valores

menores do que o potencial hídrico do solo. Em função disso, ocorre fluxo de água do

solo para as raízes devido a pressão osmótica. A presença da endoderme também impede

que a solução absorvida (água + íons) retorne ou extravase para o solo.

ATIVIDADE:

Objetivos

Evidenciar a importância das raízes para a absorção de água e elementos minerais do

solo.

Materiais

Plantas. Provetas de vidro de 1000 mL. Água. Óleo de soja ou de outra fonte vegetal

Procedimentos

Desenterre um exemplar médio de uma planta de beijo cuidadosamente para não quebrar

as suas raízes. Retire a terra, lave bem a planta e coloque-a em uma proveta graduada,

com água. Para evitar a evaporação, pingue algumas gotas de óleo vegetal na proveta e

anote a altura da água. Em outra proveta com água, do mesmo tamanho, coloque outra

planta de tamanho similar, porém com raízes cortadas. Coloque também nessa proveta o

óleo vegetal e anote a altura da água. Acompanhe as variações no nível da água nas

provetas e as condições das plantas durante 1-2 semanas. Ao final desse período,

interprete os resultados.

1. A absorção é a única função desempenhada pelas raízes?

2. Explique como a transpiração influencia a absorção pelas raízes.

3. Além de água, as raízes também absorvem os sais minerais. Explique como esse

processo ocorre.

4. Quais são os caminhos que a água pode seguir em uma planta durante a sua

absorção?

5. O que são as micorrizas e como elas podem interferir na absorção de água e nutrientes

pelas raízes?

UNIDADE 09: EVAPORAÇÃO E EVAPOTRANSPIRAÇÃO

9.1 - Conceitos e importância.

Evaporação é o processo físico no qual um líquido ou sólido passa ao estado gasoso,

devido à radiação solar e aos processos de difusão molecular e turbulenta. Além da

radiação solar, outras variáveis como: temperatura do ar, vento e pressão de vapor,

também interferem na evaporação principalmente em superfícies livres de água. A

evapotranspiração é considerada como a perda de água por evaporação do solo e

transpiração das plantas. A evapotranspiração é importante para o balanço hídrico de uma

bacia como um todo e, principalmente, para o balanço hídrico agrícola, que poderá

envolver o cálculo da necessidade de irrigação. O solo, as plantas e a atmosfera podem

ser considerados como componentes de um sistema fisicamente inter-relacionado e

dinâmico, no qual os vários processos de fluxo estão interligados como os elos de uma

corrente. Neste sistema, é valioso e aplicável o conceito de potencial hídrico, ou seja, o

fluxo de água ocorre dos pontos de maior potencial para os de menor potencial (o fluxo

ocorre em direção do gradiente de potencial negativo). A quantidade de água transpirada

diariamente é grande em relação às trocas de água na planta, de modo que se pode

considerar o fluxo através da planta, em curtos períodos de tempo, como um processo em

regime permanente. As diferenças de potencial, em distintos pontos do sistema são

proporcionais à resistência do fluxo. A menor resistência ao fluxo é encontrada na planta.

E a maior resistência é encontrada no fluxo das folhas para a atmosfera, devido à mudança

do estado líquido para vapor. A passagem para a atmosfera ocorre através dos estômatos

localizados nas folhas e a diferença total do potencial entre o solo e a atmosfera pode

chegar a centenas de bares. O transporte de água desde as folhas até a massa de ar ocorre

também através do processo de difusão de vapor, sendo proporcional ao gradiente de

tensão do vapor de água. A umidade relativa ou seja, a relação entre a tensão real e a de

saturação de vapor, relaciona-se exponencialmente com o potencial hídrico. A

transferência de água de uma área cultivada, onde a umidade do solo não é um fator

limitante, ocorre segundo sua intensidade potencial e, qualquer variação será devida

somente a diferenças de condições meteorológicas, incluindo os efeitos de advecção. De

acordo com Berlato e Molion (l981), o controle exercido pela vegetação seria através da

sua estrutura, afetando o albedo, a rugosidade e o sistema radicular. Na medida em que

diminui a umidade do solo, ocorrem restrições à transferência de água para a atmosfera,

que passa a depender não somente das condições meteorológicas, mas também do sistema

radicular das plantas, bem como de outras características, como o estado fitossanitário

das mesmas. Esta condição permite distinguir entre evapotranspiração potencial e real.

Evapotranspiração potencial (ETP): quantidade de água transferida para a atmosfera por

evaporação e transpiração, na unidade de tempo, de uma superfície extensa

completamente coberta de vegetação de porte baixo e bem suprida de água.

Evapotranspiração real (ETR): quantidade de água transferida para a atmosfera por

evaporação e transpiração, nas condições reais (existentes) de fatores atmosféricos e

umidade do solo. A evapotranspiração real é igual ou menor que a evapotranspiração

potencial (ETR < ETP).

9.2 – Métodos de determinação.

Os métodos normalmente utilizados para determinar a evaporação são: • evaporímetros;

• transferência de massa; • balanço de energia; • balanço hídrico. Os procedimentos

usualmente empregados para medir ou estimar a evapotranspiração: • medidas diretas; •

métodos baseados na temperatura; • métodos baseados na radiação; • método combinado;

• balanço hídrico.

UNIDADE 10: BALANÇO HÍDRICO NO SOLO

10.1 – Componentes e importância.

O balanço hídrico é a somatória das quantidades de água que entram e saem de uma certa

porção do solo em um determinado intervalo de tempo. O resultado é a quantidade líquida

de água que nele permanece disponível às plantas. Os vários componentes de entrada do

balanço hídrico de uma zona radicular hipotética podem ser representados através de um

diagrama esquemático. Nesta representação considera-se somente o movimento vertical

de água dentro do volume de solo analisado. O que entra neste sistema é apenas a água

abaixo do alcance do sistema radicular das plantas que ali se encontram. A principal

utilização do balanço hídrico é identificar locais onde uma determinada cultura pode ser

explorada com maior eficácia. Os balanços hídricos têm sido utilizados para estimar

parâmetros climáticos e, a partir deles, estabelecer comparações entre as condições

predominantes em locais diferentes. Se a mesma metodologia de cálculo do balanço

hídrico for adotada para todos os locais de uma mesma região, é possível identificar os

locais climaticamente favoráveis para a exploração de uma determinada cultura a partir

da comparação dos resultados obtidos.

10.2 – Determinação da evapotranspiração pelo balanço hídrico no solo.

Evapotranspiração é o termo utilizado para expressar essa ocorrência simultânea dos

processos de evaporação e de transpiração (evaporação pelas plantas). Medidas de

evapotranspiração. A medida direta da evapotranspiração é extremamente difícil e cara

pois exige a instalações e equipamentos especiais. Por isso ocorrem apenas em condições

experimentais. Os experimentos são importantes pois subsidiam a busca de soluções

práticas para determinação da evapotranspiração em larga escala, e que geralmente

necessitam de irrigações suplementares para serem lucrativas. Para a medida direta da

evapotranspiração utilizam-se lisímetros ou evapotranspirômetros. Estes equipamentos

consistem de uma caixa impermeável, contendo um volume de solo, e que permite

conhecer com detalhe alguns termos do balanço hídrico do volume amostrado. A

evapotranspiração pode ser calculada através de diversos métodos, muitos dos quais são

balanço hídrico de uma região, é necessário introduzir os diferentes conceitos de

evapotranspiração. São eles: Evapotranspiração potencial: significa a água utilizada por

uma extensa superfície vegetada, em crescimento ativo e cobrindo totalmente um terreno

bem suprido de umidade. Ou seja, em nenhum instante a demanda atmosférica é

restringida por falta d’água no solo. Evapotranspiração real: é aquela que ocorre numa

superfície vegetada, independentemente de sua área, de seu porte e das condições de

umidade do solo. Portanto, é aquela que ocorre em qualquer circunstância, sem imposição

de qualquer condição de contorno. Evapotranspiração de referência: é aquela de uma

extensa superfície, coberta totalmente por grama com altura de 0,08 a 0,15 m, em

crescimento ativo e sem deficiência hídrica.

http://paginapessoal.utfpr.edu.br/eudesarantes/disciplinas/hidrologia/Apostila-

Cap4.pdf/at_download/file

Atividade:

1. Quais tipos de equipamentos são utilizados para medir a evaporação? E a

evapotranspiração? 2. Qual a diferença entre evapotranspiração real e evapotranspiração

potencial? 3. Descreva o método de Blaney e Cridle para a determinação da

evapotranspiração em uma bacia.

UNIDADE 11: BALANÇO DE ENERGIA

11.1 - Componentes e importância.

Bowen (1926) foi o pioneiro nos estudos de balanço de energia, determinando a razão

entre os fluxos de calor sensível e latente emitidos por uma superfície de água, durante o

processo de evaporação, em função da pressão de vapor e temperaturas do ar observadas

1994). O método da razão de Bowen é o mais utilizado em estudos desta natureza.

Segundo Todd et al. (2000), as vantagens do método do balanço de energia utilizando a

razão de Bowen (β) incluem a possibilidade de medidas simples e contínuas; a não

necessidade de informações sobre as características aerodinâmicas da superfície de

interesse; a possibilidade de integrar o fluxo de calor latente sobre extensas áreas e o

fornecimento de medidas em pequena escala de tempo. Suas desvantagens incluem a

influência da sensibilidade dos instrumentos que medem os gradientes e os termos do

balanço de energia; a descontinuidade dos dados quando β aproxima-se de –1 e, a

necessidade de uma bordadura adequada. Outros métodos podem ser utilizados para

obtenção do balanço de energia, como por exemplo, o método da co-variância dos

vórtices turbulentos que vem sendo utilizado pelos pesquisadores, em vários sítios

experimentais, para quantificar as magnitudes dos fluxos de massa e energia acima dos

ecossistemas (Baldocchi, 2003). Outro método muito utilizado é o de Penman Monteih,

que foi estudado por Toledo Filho (2001), na cultura da cana-de-açúcar obtendo

resultados satisfatórios. Destaca-se que o bom desempenho observado por esta

metodologia se deve principalmente à consideração de informações sobre o potencial

hídrico foliar e déficit de pressão de vapor, uma vez que a abertura estomatal é em grande

parte controlada pela turgescência e o movimento de água é governado pelo gradiente de

potencial hídrico entre a superfície vegetada e a atmosfera (Rodrigues, 2006). Ao redor

do mundo e no Brasil vários pesquisadores (Allen et al., 1998; Perez et al., 1999; Teixeira,

2001; Toledo Filho, 2001; San José et al., 2003; Lima et al., 2005; Rodrigues, 2006; Vila

Nova et al., 2006; Azevedo et al., 2007; de evapotranspiração a partir do método do

balanço de energia, sendo importantes as informações geradas por estes trabalhos.

11.2 - Determinação da evapotranspiração pelo balanço de energia.

Balanço de energia representa a contabilidade das interações dos diversos tipos de energia

com a superfície. Em condições atmosféricas normais, o suprimento principal de energia

para a superfície é dado pela radiação solar. Em função do comprimento das ondas dos

raios solares, a radiação solar é denominada de ondas curtas (De). O símbolo OC"

significa que a radiação solar incide sobre a superfície, representando entrada de energia.

Parte da radiação incidente é refletida (OCi), de acordo com o poder refletor (r) da

superfície. Portanto, num dado instante ou período, o saldo (balanço) de radiação de ondas

curtas é dado por: BOC= oel' -OCi = oc'ii-», (3.44). Nota-se que, a disponibilidade de

radiação solar depende de r, ou seja, se r for alto, BOC será reduzido; se r for baixo, BOC

será maior. Portanto, em condições idênticas de O C, superfícies com diferentes r terão

BOC diferentes. Outra fonte de energia radiante para a superfície é a radiação emitida

pela atmosfera. Pela lei de Stefan-Boltzrnann essa radiação é proporcional à quarta

potência da temperatura absoluta do corpo, ou seja, E aT4, em que E é a emissividade do

corpo (O < e < 1), 0= 20,17*1. Em equivalente milímetros de evaporação por dia por K4,

é a constante de Stefan-Boltzmann: Em função da baixa temperatura da atmosfera, os

comprimentos de onda dessa radiação são relativamente longos em relação à radiação

solar, e ela é denominada de radiação de ondas longas (OL!). A superfície também emite

radiação de ondas longas (OLi) em função de sua temperatura. Logo, estabelece-se um

balanço de radiação de ondas longas. BOL = OLi -OLi. (3.45). Portanto, o saldo total de

radiação da superfície (Rn) é dado por: Rn = OCi (l- r) + (OLi - OLi). (3.46) O símbolo

Rn originou-se do termo inglês net radiation, isto é, saldo de radiação ou radiação líquida

(efetiva). Cada termo dessa equação pode ser medido isoladamente com radiômetros e

solarímetros. O mais comum é a medida integral de Rn com saldo-radiometros. Essas

medidas são feitas apenas em caráter intensivo em alguns experimentos, não sendo rotina

em postos meteorológicos. Daí a necessidade de modelos de estimativa também para Rn.

A parte de OC é mais fácil de estimar. No entanto, a parte referente às OL é bastante

incerta e dependente de inúmeras aproximações. Uma aproximação significativa é aquela

de se considerar a temperatura do ar como representativa também da superfície. Outra

aproximação é a estimativa da emissividade atmosférica (ea) em função da concentração

de vapor d'água representada pela pressão vapor de parcial (ea). A presença de nuvens

também afeta significativamente o BOL.A fórmula mais comum de estimativa de BOL,

na escala diária, é aquela devida a BRUNT (1952), isto é: n BOL=-[a+b (e a l'5J cffa 4

[c+d-J N (3.47) em que a = 0,56; b = -0,09; c = 0,1; d = 0,9; n/N é a razão de insolação.

Tal é temperatura média diária (K), sendo e a expressa em mm Hg. Essa equação foi

desenvolvida com observações médias mensais e os coeficientes a e b aquí relatados são

os valores médios encontrados para diversos locais. ALLEN et al. (1989) utilizam (Tmax'

+ Tmin4 )12 ao invés de Ta4 • Como a temperatura da superfície é maior que a

temperatura do ar, na maior parte do dia, BOLé negativo. O valor de N é dado no Quadro

A.I (Apêndice). Outra maneira de estimar o saldo de radiação é através da razão de

insolação, isto é: n Rn==a+b=«. N (3.48) Para Piracicaba, Sp, OMETTO (1981)

encontrou a = 164 e b = 198, para o período primavera - verão; e a = 66 e b = 131, para o

período outono - inverno, sendo Rn em cal. Nos meses de transição (abril e setembro) é

recomendável que se utilize a média das duas equações. Esse modo de estimar Rn precisa

de mais experimentos para comprovar sua eficiência. Para uma floresta tropical úmida,

na Tailândia, resultados de PINKER et al. (1980) mostram que, em média, a vegetação

recebeu cerca de 52 MJ m2 d-I, sendo 17,6 MJ m? dI fornecida pelas ondas curtas (OC!)

e 34,2 MJ m2 pelas ondas longasl'Ol.J). Portanto, OC representam cerca de 34% da

radiação incidente (OC! + Ol."). A reflexão das ondas curtas (OCr) eliminou 2,1 MJ m2

d-I (r = 0,117), e a emissão de ondas longas (Ol, r) dissipou 38,9 MJ m? dI, resultando

num saldo de radiação (Rn) de 11 MJ m" d-I. Obviamente, o balanço de radiação depende

das condições de nebulosidade, e resultados de ANDRÉ et alo (1988), obtidos na Reserva

Florestal Ducke, próximo a Manaus - AM, mostram que Rn variou de 5,7 MJ m2 d-I, para

n/N = 0,2, até 16,5 MJ m? d-I, com n/ N = 0,9. O saldo de radiação é, então, utilizado

pela superfície nos processos de evaporação C\E, calor latente), aquecimento do ar (H,

calor sensível), do solo (G, calor sensível), e das plantas (P,calor sensível), e na

fotossíntese (F, fotoquimicas, isto é: Rn = AE + H + G + P + F (3.49) Há, portanto,

transformação da energia radiante em calor latente, sensível, e foto químico. O processo

fotossintético (F) utiliza, em média menos que 3% de Rn, sendo quantitativamente

desprezível. O calor armazenado nas plantas depende do porte da vegetação, e no caso de

plantas anuais P também é desprezível; no entanto, para florestas, este termo pode variar

entre 3% e 10% de Rn (MOORE & FISCH, 1986). Dependendo do tipo de vegetação e

do seu estádio de desenvolvimento, o fluxo de calor no solo (G) também pode ser

desprezível, visto que a presença das plantas funciona como isolante evitando que os raios

solares atinjam a superfície do solo. Na prática, o uso mais comum dessa equação (3.49)

é para estimar ÀE. 3.4.1. Exemplo de aplicação. Num local com (J = 20° S, observou-se

as seguintes condições meteorológicas durante o dia 15 de junho: n = 7,7 h; UR = 80%;

Tmáx = 27,3 °C; Tmín = 10,8 "C. Calcular o saldo de radiação para uma superfície

gramada (r = 0,23).

11.3 – Balanço de energia e a produção vegetal.

Visando garantir alimentação, proteção, transporte, saúde, diversão e outras funções e

bens de consumo do ser humano, muita energia é gasta, independente da forma e da fonte

energética. Nos agroecossistemas, a energia está na forma de radiação solar que alimenta

a fotossíntese, gerando biomassa; na forma de trabalho humano, animal ou mecânico; ou

ainda contida em combustíveis, adubos, ferramentas, sementes e demais insumos da

agricultura (Mello, 1989). Nas últimas décadas, a agricultura tem priorizado a alocação

de quantidades cada vez maiores de energia nos sistemas produtivos, visando aumentar

os rendimentos físicos. No modelo de produção mais usual atualmente, a quantidade de

energia investida na produção de alimentos, muitas vezes tem sido maior do que o retorno

conseguido em valor energético dos produtos, proporcionando baixa eficiência e balanço

negativo (Pimentel et al., 1990; Gliessman, 2000). Segundo MAFF (2000), citado por

Ozkan (2004), sistemas orgânicos de produção, que priorizam o uso de insumos de

menores custos energéticos que aqueles industrializados, tendem ao gasto energético

menor e eficiência maior que sistemas convencionais. O Brasil gasta 2,6 kcal ao produzir

1,0 kcal de alimentos (balanço energético = 0,38). Os países desenvolvidos já estão

gastando mais de 5,0 kcal, os EUA gastam 9,0 kcal e o Japão 12,0 kcal. É interessante

notar que nos diversos países, à medida que a demanda energética aumenta na agricultura,

também aumentam as necessidades de fosfato e do emprego de agrotóxicos, e vice-versa

(Almeida, 2005). Os sistemas de monocultura do modelo convencional de produção,

baseado na agroquímica, causam redução na eficiência energética, devido à pequena

cobertura do solo (que induz perdas por evaporação e por erosão), associado à grande

dependência de insumos externos (adubos minerais e agrotóxicos, ambos de alto custo

energético). Nesse sentido, o emprego de práticas que reduzam os problemas delineados

pode ser a alternativa para o aumento da eficiência dos sistemas produtivos,

especialmente pelo emprego de rotações de cultura e manejo de espécies próprias para

adubação verde, para cobertura do solo e fixação de carbono e nitrogênio (Uri et al., 1998;

Santos et al., 2000; Li et al., 2002).