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INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE VAZIOS NA CONDUTIVIDADE
HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
KÁTIA DANIELA RIBEIRO
2005
Livros Grátis
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KÁTIA DANIELA RIBEIRO
INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE VAZIOS NA CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
Dissertação apresentada à Universidade Federal de Lavras, como parte das exigências do Curso de Mestrado em Engenharia Agrícola, área de concentração em Irrigação e Drenagem, para obtenção do título de “Mestre”.
Orientador:
Prof. Dr. Stélio Maia Menezes.
LAVRAS
MINAS GERAIS - BRASIL
2005
Ficha Catalográfica Preparada pela Divisão de Processos Técnicos da
Biblioteca Central da UFLA
Ribeiro, Kátia Daniela Influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado / Kátia Daniela Ribeiro. -- Lavras: UFLA, 2005.
56 p.: il.
Orientador: Stélio Maia Menezes. Dissertação (Mestrado) – UFLA. Bibliografia.
1. Condutividade hidráulica. 2. Distribuição de vazios. 3. Macroporosidade. 4. Atributos físicos do solo. I. Universidade Federal de Lavras. II. Título.
CDD-631.43
KÁTIA DANIELA RIBEIRO
INFLUÊNCIA DA DISTRIBUIÇÃO DE VAZIOS NA CONDUTIVIDADE HIDRÁULICA DO SOLO SATURADO
Dissertação apresentada à Universidade Federal de Lavras, como parte das exigências do Curso de Mestrado em Engenharia Agrícola, área de concentração em Irrigação e Drenagem, para obtenção do título de “Mestre”.
APROVADA em 4 de agosto de 2005. Prof. Dr. David de Carvalho UNICAMP Profª. Dra. Maria da Glória Bastos de Freitas Mesquita UFLA Prof. Dr. Paulo José Rocha Albuquerque UNICAMP
Prof. Dr. Stélio Maia Menezes
UFLA
(Orientador)
LAVRAS
MINAS GERAIS - BRASIL
À minha filha, Daniele, minha razão de
viver, pelo amor e carinho,
DEDICO
À minha avó Lourdes Elias Mariano (in
memorian), pelo eterno incentivo e
confiança em meu potencial,
OFEREÇO
AGRADECIMENTOS
A Deus, pela presença constante em minha vida.
À minha mãe, Ivone Aparecida Ribeiro, pelas palavras de incentivo e
compreensão nos momentos difíceis.
À Universidade Federal de Lavras (UFLA), pela oportunidade de
realização do curso.
À Coordenadoria de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior
(CAPES), pela concessão da bolsa de estudos.
Ao professor Dr. Stélio Maia Menezes, pela orientação, convivência,
confiança e amizade.
À professora Dra. Maria da Glória de Bastos Freitas Mesquita, pela co-
orientação e apoio.
A todo o corpo docente do Programa de Pós-Graduação em Engenharia
Agrícola, pelo conhecimento transmitido.
Ao professor Dr. João José Granate de Sá e Melo Marques, pelas valiosas
informações concedidas e pela colaboração e acompanhamento prestados na fase
inicial deste trabalho.
Aos amigos Fabrício de Menezes Telo Sampaio, Reinaldo Freitas Aquino,
e ao meu irmão Kleber Mariano Ribeiro, pelo auxílio nos trabalhos de campo.
Aos funcionários José Luis Moraes Rodrigues (Laboratório de Relação
Água-Solo-Planta - DEG/UFLA) e Delanne Ribeiro (Laboratório de Física do
Solo - DCS/UFLA), pela atenção e colaboração nos ensaios laboratoriais.
À secretária do Programa de Pós-Graduação em Engenharia Agrícola,
Ana Daniela dos Santos, pela amizade e presteza.
Aos amigos e colegas de curso, pela convivência amiga.
A todos aqueles que colaboraram de alguma forma para o cumprimento
desta etapa da minha vida.
SUMÁRIO
Página
LISTA DE SÍMBOLOS...................................................................... i
LISTA DE TABELAS......................................................................iii
LISTA DE FIGURAS....................................................................... iv
RESUMO........................................................................................... v
ABSTRACT......................................................................................vi
1 INTRODUÇÃO ............................................................................ 01
2 REFERENCIAL TEÓRICO. ........................................................ 03
2.1 Condutividade Hidráulica .......................................................... 04
2.2 Distribuição de vazios do solo ................................................... 08
2.3 Relações entre condutividade hidráulica e distribuição de
vazios do solo. ........................................................................... 14
3. MATERIAL E MÉTODOS ......................................................... 18
3.1 Solos estudados.......................................................................... 18
3.2 Amostragem............................................................................... 18
3.3 Ensaios realizados...................................................................... 22
3.3.1 Umidade natural (Unat) .................................................... 22
3.3.2 Densidade do solo (Ds) ................................................... 23
3.3.3 Densidade de partículas (Dp) .......................................... 23
3.3.4 Porosidade total (PT) e índice de vazios (e).................... 24
3.3.5 Granulometria ................................................................. 25
3.3.6 Argila dispersa em água (ADA) e índice de
floculação (IF) ................................................................. 25
3.3.7 Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko)............. 26
3.3.8 Distribuição de vazios do solo ........................................ 27
3.4 Análise estatística....................................................................... 31
4 RESULTADO E DISCUSSÃO .................................................... 32
4.1 Caracterização física dos solos .................................................. 32
4.2 Condutividade hidráulica do solo saturado................................ 35
4.3 Distribuição de vazios do solo ................................................... 38
4.4 Correlações da condutividade hidráulica saturada (Ko) com
os atributos físicos do solo......................................................... 42
4.5 Análise de regressão entre a condutividade hidráulica
saturada (Ko) e os atributos físicos do solo ............................... 45
5 CONCLUSÕES ............................................................................ 48
REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS............................................. 49
i
LISTA DE SÍMBOLOS
K condutividade hidráulica do solo não-saturado [L.T-1];
Ko condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1];
θ umidade volumétrica do solo [L3.L-3];
qo fluxo de água em solo saturado [L.T-1];
H gradiente hidráulico [L.L-1];
dv diâmetro do vazio (poro) do solo [L];
σ tensão superficial da água [M.T-2];
ϕ ângulo de contato entre a água e a parede do vazio do solo;
ρw massa específica da água [M.L-3];
g aceleração da gravidade [LT-2];
h pressão da água no solo (potencial de pressão) [L];
di, dj, dk, dl diâmetro das partículas sólidas do solo [L];
dv10 diâmetro efetivo de vazios do solo [L];
φ0,03 volume de poros com diâmetro maior que 0,03 mm [L3.L-3];
RQ Neossolo Quartzarênico;
LVdf Latossolo Vermelho distroférrico;
LVAq Latossolo Vermelho-Amarelo Psamítico;
LVd Latossolo Vermelho distrófico típico;
LVAd Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico típico;
RU Neossolo Flúvico;
Ma massa de água [M];
Ms massa do solo seco [M];
V volume total do solo [L3];
Vs volume do solo seco (volume de sólidos) [L3];
Vv volume de vazios [L3];
Unat umidade natural [%];
ii
Ds densidade do solo [M.L-3];
Dp densidade de partículas [M.L-3];
PT porosidade total (%);
e índice de vazios (admensional);
ADA argila dispersa em água;
IF índice de floculação;
Va volume de água coletado [L3];
L comprimento da amostra de solo [L];
A área da seção transversal da amostra de solo [L2];
t tempo de coleta [T];
Ko 20°C valor da condutividade hidráulica do solo saturado à temperatura
de 20°C [L.T-1];
Ko T valor da condutividade hidráulica do solo saturado à temperatura
de ensaio [L.T-1];
µ T viscosidade dinâmica da água à temperatura de ensaio [L2.T-1];
µ 20°C viscosidade dinâmica da água à temperatura de 20°C [L2.T-1];
%V porcentagem de vazios;
CV coeficiente de variação;
macro quantidade de vazios com diâmetro superior a 0,05 mm
(macroporosidade) [L3.L-3].
iii
LISTA DE TABELAS
Página
TABELA 1. Classificação e localização dos solos estudados ......... 18
TABELA 2. Coordenadas geográficas dos pontos de coleta das amostras de solo, com as respectivas observações...... 20
TABELA 3. Granulometria, argila dispersa em água (ADA), índice de floculação (IF) e classificação textural dos solos estudados............................................................ 32
TABELA 4. Umidade natural (Unat), densidade de partículas (Dp), densidade do solo (Ds), porosidade total (PT) e índice de vazios (e) dos solos estudados................... 33
TABELA 5. Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko), à temperatura padrão de 20°C, com os respectivos coeficientes de variação (CV) ..................................... 35
TABELA 6. Classificação dos solos em função da condutividade hidráulica do solo saturado.......................................... 37
TABELA 7. Distribuição dos vazios, em intervalos de tamanho, dos solos estudados ..................................................... 39
TABELA 8. Macro e microporosidade dos solos estudados ........... 41
TABELA 9. Coeficientes de correlação simples entre condutividade hidráulica do solo saturado e os atributos físicos dos solos estudados ........................... 43
TABELA 10. Coeficientes de correlação simples entre condutividade hidráulica saturada e distribuição de vazios dos solos estudados .......................................... 44
iv
LISTA DE FIGURAS
Página
FIGURA 1. Esquemas utilizados para a determinação dos vazios de solos granulares (arenosos), conforme metodologia proposta por Silveira (1963)................... 13
FIGURA 2. Localização dos pontos de amostragem....................... 19
FIGURA 3. Amostrador tipo Uhland............................................... 21
FIGURA 4. Permeâmetro de carga constante. ................................. 26
FIGURA 5. Mesa de tensão ............................................................. 28
FIGURA 6. Câmara de pressão ....................................................... 29
FIGURA 7. Curvas de distribuição de vazios dos solos estudados. 38
v
RESUMO
RIBEIRO, Kátia Daniela. Influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado. 2005. 56 p. Dissertação (Mestrado em Engenharia Agrícola) – Universidade Federal de Lavras, Lavras, MG.*
Com o intuito de avaliar a influência da distribuição de vazios na condutividade hidráulica do solo saturado, foram coletadas amostras na camada superficial (0-20 cm) de seis solos (RQ, LVdf, LVAq, LVd, LVAd e RU) da região de Lavras - MG. As amostras de solo foram utilizadas para as determinações da densidade do solo, densidade de partículas, porosidade total, índice de vazios, granulometria, argila dispersa em água, índice de floculação, condutividade hidráulica do solo saturado e distribuição de poros por tamanho. Pelos resultados obtidos, pôde-se verificar que solos com porosidades totais semelhantes apresentaram distribuições de vazios distintas, influenciando significativamente os valores encontrados de condutividade hidráulica do solo saturado. Os poros do solo com diâmetro maior que 0,05 mm (macroporosidade) foram os que mais interferiram nas determinações da condutividade hidráulica do solo saturado. Equações matemáticas para estimativa da condutividade hidráulica do solo saturado a partir da densidade do solo, teor de areia, índice de floculação e macroporosidade foram desenvolvidas satisfatoriamente, apresentando elevados coeficientes de determinação (R²).
_________________ *Comitê Orientador: Stélio Maia Menezes - UFLA (Orientador), Maria da
Glória Bastos de Freitas Mesquita - UFLA.
vi
ABSTRACT
RIBEIRO, Kátia Daniela. Influence of pore size distribution on saturated soil hydraulic conductivity. 2005. 56 p. Dissertation (Master Program in Agricultural Engineering) – Federal University of Lavras, Lavras, Minas Gerais, Brazil.*
In order to evaluate the influence of pore size distribution on saturated soil hydraulic conductivity, samples were collected from the superficial layer (0-20 cm) of six soils (RQ, LVdf, LVAq, LVd, LVAd e RU) located in the region of Lavras (MG). Soil samples were submitted to the analyses of bulk density, particle density, total porosity, voids ratio, texture, water dispersible clay, flocculation index, saturated soil hydraulic conductivity and pore size distribution. Results allowed verifying that soils with similar total porosities presented different pore size distributions, influencing significantly observed saturated soil hydraulic conductivity values. Saturated soil hydraulic conductivity values were more affected by soil pores with diameter greater than 0,05 mm (macroporosity). Mathematical equations for saturated soil hydraulic conductivity estimates based on bulk density, sand content, flocculation index and macroporosity were satisfactorily developed, presenting high determination coefficients (R²).
_________________ * Guidance Committee: Stélio Maia Menezes - UFLA (Major Professor), Maria
da Glória Bastos de Freitas Mesquita - UFLA.
1
1 INTRODUÇÃO
A dinâmica da água no solo está diretamente relacionada ao
desenvolvimento e produtividade das culturas, sendo seu conhecimento de
fundamental importância para qualquer tomada de decisão sobre a exploração
agrícola dos solos.
Portanto, a melhor caracterização dos fatores que interferem nas relações
existentes entre a água e o solo torna-se imprescindível, uma vez que a
necessidade de explorar e manejar eficientemente esses dois recursos, que são
fundamentais à agricultura, se apresenta como uma das mais importantes tarefas
da atualidade.
O movimento da água no sistema solo-planta envolve processos como
infiltração, redistribuição, percolação e absorção pelas plantas. Nesse contexto, a
condutividade hidráulica (K) ocupa papel de destaque, pois reflete a capacidade
do solo em conduzir água.
Quanto maior for o valor de K, maior tende a ser a facilidade com que a
água se movimenta no solo e o valor máximo de K ocorre quando o solo está
saturado, denominando-se condutividade hidráulica do solo saturado (Ko).
O conhecimento da condutividade hidráulica do solo saturado é de
fundamental importância para a determinação do fluxo de água nos solos e, do
ponto de vista prático, para a elaboração de projetos de irrigação e drenagem,
bem como para a quantificação da erosão e lixiviação de substâncias químicas
(com conseqüências na poluição e contaminação de camadas mais profundas do
solo).
Dentre os atributos do solo que interferem na condutividade hidráulica
do solo saturado, a porosidade é uma das características mais importantes, visto
que a água escoa pelos seus espaços vazios.
2
Entretanto, no estudo do movimento da água no solo, a simples
determinação da porosidade total fornece informações limitadas, sendo mais
importante avaliar a distribuição dos poros por seu tamanho, pois a distribuição
dos vazios na matriz do solo desempenha papel fundamental nas relações entre
as fases sólida, líquida e gasosa, determinando a evolução espacial e temporal
dos processos dinâmicos da água no solo.
Logo, a dependência da condutividade hidráulica (K) e da condutividade
hidráulica do solo saturado (Ko) em relação ao tamanho dos poros do solo é
bastante clara, e uma distribuição inadequada dos diferentes tamanhos dos poros
pode restringir o fluxo de água no solo.
Dessa forma, com o presente trabalho objetivou-se avaliar a
condutividade hidráulica do solo saturado em função da distribuição de vazios,
procurando determinar o diâmetro de poros que mais interfere no valor da
condutividade hidráulica saturada. Objetivou-se, também, analisar a influência
de outros atributos físicos do solo na determinação da condutividade hidráulica
do solo saturado.
3
2 REFERENCIAL TEÓRICO
O solo é um recurso natural indispensável para o crescimento e
desenvolvimento das culturas. Por definição, sabe-se que o solo é um material
natural complexo constituído por grãos minerais e matéria orgânica (fase sólida),
envolvidos por uma fase líquida, a solução do solo. Há uma terceira fase
eventualmente presente, o ar, que preenche parte dos poros dos solos não
saturados (Menezes, 2003).
As relações entre as fases sólida, líquida e gasosa determinam as
propriedades físico-hídricas dos solos, exercendo marcada influência nos
processos pedogenéticos e potencialidade agrícola dos mesmos (Manfredini et
al., 1984).
A água é a substância mais reciclável da natureza, fazendo parte
essencial de todas as formas de vida dos reinos vegetal e animal, sendo
encontrada por toda parte na crosta terrestre e na atmosfera (Reichardt, 1990).
No sistema solo-água-planta, a água assume importantíssimo papel na
produtividade agrícola, sendo a umidade um dos fatores que determinam o bom
desenvolvimento das culturas (Reichardt, 1985).
A interação entre a água e o solo, portanto, influencia diretamente o
desenvolvimento das culturas e, conseqüentemente, a sua produtividade. Dessa
forma, conhecer bem os fatores que interferem no movimento da água no solo,
como a condutividade hidráulica e a porosidade, é essencial para um manejo
adequado, que não comprometa a sustentabilidade agrícola dos solos (Carvalho,
2002). Isso porque o conhecimento do movimento da água no perfil de um solo
é de fundamental importância para a resolução de problemas que envolvem
irrigação, drenagem, armazenamento e transporte de água e nutrientes, bem
como o controle da infiltração e escoamento superficial (Pauletto, 1986).
4
2.1 Condutividade hidráulica do solo saturado
A condutividade hidráulica representa a propriedade que expressa a
facilidade com que um fluido é transportado através de um meio poroso
(Libardi, 2000). Sendo o solo e a água, respectivamente, o meio poroso e o
fluido de interesse, define-se, então, condutividade hidráulica do solo (K) como
o parâmetro que traduz a facilidade com que a água flui através do solo
(Carvalho, 2002).
A condutividade hidráulica do solo (K) engloba o conjunto de
propriedades relacionadas à água (Galdino, 1988), devendo ser bem
caracterizada, visto que seu valor é usado nos cálculos de fluxo de água no solo
(Mesquita & Moraes, 2004).
A condutividade hidráulica do solo (K) pode ser descrita como uma
função K(θ), em que θ representa a umidade volumétrica do solo, que traduz o
quanto o solo conduz água em dada umidade (Klein & Libardi, 2002). Portanto,
para um dado solo, a condutividade hidráulica (K) é tanto maior quanto maior
for sua umidade (θ), atingindo seu valor máximo quando o solo está saturado,
denominando-se condutividade hidráulica do solo saturado (Ko).
Também conhecida como coeficiente de permeabilidade, a
condutividade hidráulica do solo saturado é considerada como um dos
parâmetros mais importantes no manejo da água no solo, sendo de larga
aplicação nos projetos de irrigação e drenagem (Klute, 1965) bem como na
resolução de diversos problemas práticos de engenharia, como rebaixamento de
aqüíferos e recalques por adensamento (Menezes, 2003), além de fornecer
informações indiretas da estrutura e da estabilidade estrutural do solo (Klute,
1965).
As principais propriedades do solo que afetam a condutividade
hidráulica saturada são: textura, porosidade, densidade do solo, estabilidade
5
estrutural, tamanho dos agregados, atividade de microorganismos e presença de
ar (Hillel, 1972).
No caso do líquido que atravessa o meio poroso, a propriedade relevante
é a sua viscosidade, cujo valor varia em função da temperatura. Assim, a
condutividade hidráulica do solo saturado é afetada pela temperatura da água,
sendo seu valor inversamente proporcional à viscosidade da água (Menezes,
2003; Pizarro, 1978).
Em estudos de dinâmica da água em meios porosos, a primeira equação
para a quantificação do movimento da água no solo foi introduzida, no ano de
1856, pelo engenheiro hidráulico Henry Darcy, que trabalhou com colunas de
areia saturada em água (Libardi, 1995). Após uma série de experimentos, ele
chegou empiricamente à seguinte relação:
qo = - Ko H (1)
em que:
qo = fluxo de água em solo saturado [L.T-1];
H = gradiente hidráulico [L.L-1];
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1].
A equação 1, válida para um fluido incompressível sob condições
isotérmicas, é conhecida como Lei de Darcy, e estabelece que o fluxo de água
em solos saturados é proporcional ao seu gradiente hidráulico, sendo a constante
de proporcionalidade representada pela condutividade hidráulica saturada, que
reflete as propriedades do solo quanto à transmissão de água (Carvalho, 2002).
Desde o seu estabelecimento, a Lei de Darcy tem sido objeto de várias
pesquisas e análises, no sentido de verificar seus limites de validade (Costa,
1998). Segundo Hillel (1980), a Lei de Darcy não é universalmente válida para
6
todas as condições de escoamento em meios porosos. Sua validade está
comprovada apenas para escoamento em regime laminar (Menezes, 2003) e
condições em que as interações solo-água não resultam em variações na fluidez
e permeabilidade mediante mudança no gradiente hidráulico (Costa, 1998).
Nos solos, observa-se que há uma relação linear entre fluxo e gradiente
hidráulico na quase totalidade das situações, o que conduz à aceitação da Lei de
Darcy para uma grande variedade de solos, fluidos e gradientes hidráulicos
(Neves, 1987).
Quanto às suas limitações, a Lei de Darcy deixa de ser válida para o caso
de fluxo a altas velocidades (regime turbulento), onde a relação entre fluxo e
gradiente hidráulico deixa de ser linear (Menezes, 2003). Em solos formados por
partículas extremamente pequenas (argilas coloidais), a não-linearidade para o
fluxo em poros muito pequenos também foi investigada por vários
pesquisadores, invalidando a Lei de Darcy (Hillel, 1980). A possível razão para
essa anomalia é explicada pelas forças de adsorção entre a água e as partículas
do solo, que conferem à água propriedades de um plástico ideal, em que o
escoamento só é possível após vencer as forças de adsorção.
Apesar de suas limitações, a Lei de Darcy é a que melhor descreve o
fluxo de água no solo (Pimenta, 1991).
Para a determinação da condutividade hidráulica saturada de um solo,
existe uma grande variedade de métodos, com diferentes níveis de precisão,
muitos deles aplicáveis apenas em determinadas condições ou com certos
objetivos, os quais, de uma maneira geral, podem ser agrupados em métodos
diretos e indiretos (Queiroz, 1995), tendo cada um deles suas vantagens e
desvantagens. A escolha do método depende de fatores, tais como:
disponibilidade de equipamentos; natureza do solo; tipo de amostras possíveis de
serem obtidas; experiência e conhecimento do pessoal técnico e os propósitos
para os quais as medições serão feitas (Pimenta, 1991).
7
Nos métodos diretos, a condutividade hidráulica do solo saturado pode
ser determinada em condições de laboratório ou in situ.
Os métodos de laboratório conhecidos na literatura são (São Mateus,
1994): permeâmetro de carga constante e permeâmetro de carga variável,
câmaras triaxiais e oedômetros.
Millar (1988) argumenta que esses métodos são mais recomendados para
estudar a influência de determinados fatores (textura, estrutura, salinidade,
qualidade da água, etc.) no movimento da água no solo. Segundo Ferreira
(1987), a determinação da condutividade hidráulica do solo saturado no
laboratório, a partir de amostras com estrutura indeformada, é de grande
utilidade quando se deseja caracterizar a variabilidade da condutividade
hidráulica no perfil do solo, sendo a validade dos dados sujeita a um adequado
esquema de amostragem e ao rigor das determinações realizadas em laboratório.
Os métodos in situ, segundo Beltran (1986), Cruciani (1983) e Millar
(1988), podem ser classificados em: métodos abaixo do lençol freático (método
do furo de trado, piezômetro, dois poços, quatro poços, descarga de drenos e
descarga de poços profundos) e métodos acima do lençol freático (cilindro
infiltrômetro, poço invertido e tubo duplo).
Kamra & Rao (1985) afirmam que os métodos in situ fornecem
resultados com variações menores do que os métodos de laboratório. Para Millar
(1988), os métodos in situ fornecem resultados mais reais para aplicação nos
cálculos de drenagem subterrânea.
Estudos de laboratório têm a vantagem de permitir um maior controle do
ambiente; contudo, há a desvantagem de não se poder relacionar diretamente os
dados obtidos com as condições in situ (Pimenta, 1991). As determinações in
situ, por sua vez, refletem as condições reais presentes no campo e geralmente
demandam mais tempo para a execução dos ensaios, principalmente quando
repetições são requeridas para a obtenção de resultados mais confiáveis.
8
Nos métodos indiretos, procura-se correlacionar a condutividade
hidráulica saturada com outras propriedades do solo de mais fácil determinação
(distribuição do tamanho de poros, textura, porosidade drenável, densidade do
solo, etc).
Assim, pesquisadores como Childs & Collis-George (1950), Marshall
(1958), Millington & Quirck (1959, 1960), Mualem (1976), Anderson & Bouma
(1973) desenvolveram equações matemáticas para calcular a condutividade
hidráulica não saturada a partir da distribuição de tamanho dos poros.
Posteriormente, outros estudiosos do assunto tentaram aplicar a essas equações
dados experimentais, sendo que Nielsen et al. (1960) efetuaram comparações
entre o método de Childs & Collis-George (1950) e o de Marshall (1958), em
quatro solos, mostrando que os resultados do primeiro foram melhores que os do
segundo.
Já outros pesquisadores, como Dane & Puckett (1992), Jaynes & Tyler
(1984) e Rawls et al. (1992), desenvolveram modelos empíricos para a
estimativa da condutividade hidráulica do solo saturado a partir da textura,
chegando a conclusões divergentes, não encontrando um modelo universal que
possa ser aplicado a qualquer tipo e condição de solo.
Existe, portanto, uma tendência de crescimento de pesquisas voltadas
para métodos que sejam de fácil determinação, e que reflitam as condições in
situ, sem, entretanto, haver necessidade de que a determinação seja feita
diretamente no campo (Pauletto, 1986).
2.2 Distribuição de vazios do solo
Os poros do solo são representados por cavidades de diferentes tamanhos
e formas, determinados pelo arranjamento das partículas sólidas (Marques,
2000), sendo a porosidade do solo a propriedade que interfere na aeração,
9
condução e retenção de água, capacidade de penetração e ramificação das raízes
no solo e, conseqüentemente, no aproveitamento de água e nutrientes
disponíveis (Tognon, 1991). O solo ideal deve, portanto, apresentar um volume
e dimensão dos poros adequados para a entrada, movimento e retenção de água e
ar para atender às necessidades das culturas (Hillel, 1980).
O destacado papel do espaço poroso na dinâmica da água no solo foi
reconhecido por vários pesquisadores, como Amaro Filho (1982) e Anderson &
Bouma (1973), ressaltando que mais importante que a porosidade total é a
distribuição dos poros por seus tamanhos. A esse respeito, Klein (1998) e
Vomocil (1965) afirmam que, para muitos objetivos, tais como o movimento e
armazenamento de água e gases, fluxo e retenção de calor, desenvolvimento do
sistema radicular, a simples determinação da porosidade total fornece
informações de limitada importância. Desse modo, a medição da distribuição
dos poros por seu tamanho apresenta-se mais importante, visto que uma
distribuição deficiente dos diferentes tamanhos dos poros pode provocar uma
lenta movimentação de fluido. Logo, a dependência da condutividade hidráulica
do solo em relação ao tamanho dos poros é bastante clara (Hurtado & Jong Van
Lier, 2003; Manfredini et al., 1984; São Mateus, 1994).
Modelos matemáticos baseados na distribuição de poros por tamanho
têm-se mostrado eficientes na estimativa da condutividade hidráulica do solo
(Jackson et al., 1965), podendo-se citar o trabalho de Ellies et al. (1997), que
descreveram a funcionalidade do sistema poroso, englobando propriedades tais
como: quantidade, tamanho, morfologia, continuidade e orientação dos poros.
A análise dos vazios do solo exige uma classificação dos mesmos em
intervalos distintos de tamanho (São Mateus, 1994). A esse respeito, muitos
conceitos têm surgido no sentido de estabelecer um padrão no tamanho da
distribuição dos poros, considerando a geometria e a configuração do espaço
poroso (Marques, 2000).
10
Nos solos, embora não exista uma nítida separação entre poros pequenos
e grandes, inúmeras classificações do diâmetro de poros são citadas na literatura,
sendo que uma forma mais simplificada separa os poros em duas classes: micro
e macroporos. Os microporos, também denominados poros capilares,
representam os poros responsáveis pela retenção da água no solo, enquanto os
macroporos representam os poros responsáveis pela drenagem e aeração do solo
(Brady, 1979).
Kiehl (1979) classifica como macro e microporos os poros com diâmetro
maior e menor, respectivamente, que 0,06 mm, enquanto Richards (1965) utiliza
diâmetro igual a 0,05 mm como limite de separação entre macro e microporos.
Vários autores incluem nessa classificação os mesoporos como uma
classe intermediária, como Luxmoore (1981), que sugeriu uma classificação na
qual os microporos apresentam diâmetro menor que 0,01 mm; os mesoporos
apresentam diâmetro entre 0,01 e 1,0 mm; e os macroporos, diâmetro maior que
1,0 mm.
Já Klein & Libardi (2002) classificam como macroporos os poros com
diâmetro maior que 0,05 mm (que perdem a água em tensões menores que 6
kPa), microporos, aqueles com diâmetro entre 0,05 e 0,0002 mm (que são
esvaziados a tensões entre 6 e 1500 kPa) e criptoporos, poros com diâmetro
menor que 0,0002 mm (que perdem a água apenas para tensões maiores que
1500 kPa).
Observa-se que existe uma variação muito grande na definição dos
limites de diâmetro entre uma classe e outra. E parece que uma terminologia
padrão para classificar esses poros ainda não foi estabelecida (São Mateus,
1994). Na verdade, como não existe uma mudança bem definida na distribuição
do tamanho dos poros do solo, a escolha de um limite inferior para o tamanho
dos macroporos é um tanto arbitrária (Queiroz, 1995).
11
Segundo Danielson & Sutherland (1986), embora a porosidade e a
distribuição do tamanho dos vazios de muitos materiais porosos tenham sido
satisfatoriamente medidos através de diversas técnicas, somente poucas têm sido
adequadamente avaliadas e aceitas para aplicação em solos.
Dentre os métodos para a determinação do tamanho dos poros de um
solo, destaca-se o método da dessorção de água, baseado na teoria da
capilaridade (Bouma, 1973). No método da dessorção de água, considera-se que
os vazios dos solos são tão pequenos, que podem ser associados a tubos
capilares, ainda que muito irregulares e interconectados.
Os equipamentos utilizados nesse método são o funil de placa porosa e
as câmaras de pressão. O ensaio consiste em aplicar pressões diferentes ao solo,
através da retirada de água do mesmo, e medir o teor de umidade volumétrica
correspondente a cada pressão. Essa umidade será medida após a amostra ter
atingido o equilíbrio em cada estágio, ou seja, após a amostra ter atingido uma
sucção igual à pressão aplicada (São Mateus, 1994). O cálculo do diâmetro do
maior poro preenchido por água, em cada equilíbrio, é realizado pela a equação
apresentada a seguir:
dv = (4.σ.cosϕ) / (ρw.g.h) (2)
em que:
dv = diâmetro do maior poro preenchido por água [L];
σ = tensão superficial da água [M.T-2];
ϕ = ângulo de contato entre a água e a parede do poro (considera-se ϕ = 0°);
ρw = massa específica da água [M.L-3];
g = aceleração da gravidade [LT-2];
h = altura de ascensão da água (pressão da água) [L].
12
Assumindo constantes alguns parâmetros da equação 2, a mesma pode
ser simplificada da seguinte maneira:
dv = 0,3 / h (3)
em que:
h = altura de ascensão da água (pressão da água) (cm);
dv = diâmetro do poro (vazio) do solo (cm).
Portanto, se uma amostra de solo, inicialmente saturada, sofrer drenagem
por etapas, e o volume de água extraído for medido para cada etapa, torna-se
possível comparar o volume de água removido com o volume de poros
drenados. Sendo assim, o intervalo de tamanho dos poros drenados durante cada
etapa poderá ser calculado e a distribuição de tamanho dos vazios será
determinada (São Mateus, 1994).
O cálculo do tamanho dos vazios de um solo também pode ser feito, de
maneira indireta, a partir da curva de sua distribuição granulométrica, utilizando-
se a teoria proposta por Silveira (1963). Segundo esse autor, a curva de
distribuição dos vazios do solo depende do seu grau de compacidade, sendo as
curvas limites determinadas conforme os esquemas apresentados na Figura 1.
Há duas interpretações possíveis para o volume de vazios do solo
formados por estes dois esquemas: o primeiro deles, chamado de vazio tangente,
considera o diâmetro do círculo tangente àqueles representativos das partículas
do solo como sendo o diâmetro do vazio formado pelas mesmas. A segunda
interpretação é a do vazio equivalente, que considera como diâmetro do vazio o
diâmetro do círculo de área igual àquela ocupada pelo vazio formado entre as
partículas do solo (Peixoto Jr., 1972).
13
FIGURA 1. Esquemas utilizados para a determinação dos vazios de solos granulares (arenosos), conforme metodologia proposta por Silveira (1963).
Entretanto, a utilização da teoria proposta por Silveira (1963) para
determinação da curva de distribuição de vazios limita-se a solos granulares
(particularmente as areias), e normalmente destina-se ao dimensionamento de
filtros de proteção.
14
2.3 Relações entre condutividade hidráulica e distribuição de vazios do solo
Segundo Baver et al. (1972), Buckman & Brady (1989) e White (1985),
a condutividade hidráulica, a infiltração, a redistribuição rápida da água e a
aeração ocorrem principalmente através dos macroporos. Nesses poros de maior
diâmetro, o efeito da força da gravidade é o componente principal que rege o
movimento da água.
Ao avaliar a influência da distribuição de poros nos valores medidos da
condutividade hidráulica de três tipos de solos do Estado de São Paulo, São
Mateus (1994) concluiu que os macroporos governaram todo o processo de
drenagem.
Conforme Silva & Kato (1997), a macroporosidade é fator de extrema
importância na condutividade hidráulica do solo saturado. Nesse trabalho, os
autores encontraram valores elevados da macroporosidade correlacionados
positivamente com elevada condutividade hidráulica saturada. Sampaio (2004),
avaliando a permeabilidade superficial de solos de uma sub-bacia da cidade de
Lavras-MG, também encontrou correlação positiva entre a macroporosidade e o
coeficiente de permeabilidade dos solos estudados.
Manfredini et al. (1984), avaliando o efeito da composição
granulométrica da fração areia no comportamento hídrico de latossolos de
textura média e areias quartzosas, verificaram que o aumento nos valores de
condutividade hidráulica do solo saturado foi aparentemente condicionado pelo
aumento da macroporosidade.
Fernandes et al. (1983), estudando a influência do sistema de manejo na
condutividade hidráulica do solo saturado, ressaltam que, de um modo geral, os
valores de condutividade hidráulica saturada estão correlacionados com as
quantidades de poros com diâmetro superior a 0,07 mm. Field et al. (1984)
15
também verificaram o efeito de macroporos no aumento da condutividade
hidráulica do solo.
Em trabalho realizado por Amaro Filho (1982), os menores valores de
condutividade hidráulica corresponderam às zonas que apresentaram os valores
mais elevados de poros de menor diâmetro. Houve uma tendência de os valores
mais elevados de fluxo serem conseqüência da elevada proporção de poros com
diâmetro superior a 0,01mm.
Curmi et al. (1994), em estudo realizado num Latossolo Roxo, utilizando
a técnica de análise de imagens de lâminas delgadas, relacionaram a distribuição
do tamanho dos poros com algumas propriedades hidráulicas desse solo,
relatando que a condutividade hidráulica do solo saturado foi negativamente
afetada pela ausência de poros tubulares biológicos (bioporos), como
conseqüência da compactação ou pelo uso de pesticidas.
Oliveira (1991), trabalhando com solos superficiais da cidade de
Londrina-PR, observou que a maior compactação, juntamente com a maior
quantidade de matéria orgânica existente, proporcionou ao solo uma menor
macroporosidade e, com isso, o solo interagiu mais com a água infiltrada,
fazendo com que a água tivesse uma menor velocidade e, conseqüentemente,
valores de difusividade e condutividade hidráulica menores.
Segundo Van Genuchten & Nielsen (1985), os poros grandes são
drenados muito rapidamente na zona de baixas tensões. Esses poros apresentam
uma relação pequena com o restante da distribuição de poros por tamanho, mas
são eles que governam a condutividade hidráulica do solo próximo à saturação.
Cooper (1999) ressalta que os poros que contribuem para a rápida
movimentação da água no solo incluem a macroporosidade e parte da
mesoporosidade. Segundo o autor, a macro e mesoporosidade têm, geralmente,
uma origem estrutural e/ou biológica e estão sujeitas a uma forte
16
heterogeneidade ao longo do perfil, o que pode explicar as variabilidades
observadas das condutividades hidráulicas ao longo do perfil de um solo.
Bouma (1982 e 1991) detalha os possíveis efeitos e interferências das
características dos solos no movimento de água e solutos, principalmente da
porosidade, discutindo a influência da continuidade dos poros no solo. O autor
afirma que poros menores, porém contínuos, permitem maior fluxo de água e
solutos do que poros maiores descontínuos no perfil do solo e não uma simples
relação direta de maior macroporosidade e condutividade hidráulica saturada,
como discutido por Ellies et al. (1997) e Silva & Kato (1997).
Peixoto Jr. (1972), trabalhando com solos granulares (arenosos),
desenvolveu correlações entre o coeficiente de permeabilidade de um solo e um
diâmetro de vazios característico, definido da mesma forma que o diâmetro
efetivo de um solo, e que pode ser considerado como o diâmetro efetivo de
vazios de um solo, ou seja, diâmetro tal que 10% dos vazios existentes no solo
possuem diâmetro inferior a ele. Neste trabalho, a distribuição dos vazios do
solo foi determinada utilizando-se a teoria proposta por Silveira (1963),
conforme esquemas apresentados na Figura 1. As correlações obtidas,
apresentadas a seguir, são válidas para solo saturado e temperatura de 20°C.
a) vazio tangente:
Ko = 0,14 + 38,10 * dv10 (4)
Ko = 9,05 + 2,51 * dv102 (5)
b) vazio equivalente:
Ko = -0,35 + 34,01 * dv10 (6)
Ko = 9,08 + 2,93 * dv102 (7)
em que:
17
Ko = coeficiente de permeabilidade, em 10-2 cm/s;
dv10 = diâmetro efetivo de vazios do solo, em mm.
Beven & German (1981) apresentaram um modelo unidimensional para
determinar o volume de fluxo de água num sistema associado micro/macroporo.
Esse modelo foi usado para demonstrar como os macroporos podem afetar a
condutividade hidráulica, infiltração, redistribuição e escoamento superficial da
água em diferentes circunstâncias.
Chen et al. (1993) e Othmer et al. (1991) estimaram a condutividade
hidráulica do solo saturado em um estudo no qual considerou-se a distribuição
bimodal do diâmetro dos poros no solo. Pelos resultados obtidos, confirmou-se a
falta de homogeneidade dos perfis de solo estudados. Na distribuição bimodal,
os poros do solo são classificados em poros inter-agregados e poros intra-
agregados. Os primeiros são rapidamente esvaziados, fazendo com que a
condutividade hidráulica decresça também rapidamente, e os segundos, por sua
vez, são esvaziados mais lentamente, proporcionando uma condutividade
hidráulica menor (Othmer et al., 1991).
Poulsen et al. (1999) desenvolveram um modelo para a estimativa da
condutividade hidráulica do solo saturado em função do volume de poros com
diâmetro maior que 0,03 mm (equação 8). Considerando-se os dados de solos
com diferentes texturas, o modelo foi testado pelos autores, que obtiveram
sucesso nas estimativas da condutividade hidráulica do solo saturado.
log (Ko) = 2,8 log (φ0,03) + 4,3 (8)
em que:
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado (cm.dia-1);
φ0,03 = volume de poros com diâmetro maior que 0,03 mm (cm3.cm-3).
18
3 MATERIAL E MÉTODOS
3.1 Solos estudados
No presente trabalho, buscou-se identificar solos que exibissem, em suas
condições naturais, uma ampla variação de seus atributos físicos. Foram
utilizadas, portanto, amostras de seis classes de solos, não-manejados, da região
de Lavras (MG), relacionados na Tabela 1.
TABELA 1. Classificação e localização dos solos estudados.
Solo Classificação (1) Localização (município)
1 Neossolo Quartzarênico (RQ) Itutinga
2 Latossolo Vermelho distroférrico (LVdf) Lavras
3 Latossolo Vermelho-Amarelo Psamítico (LVAq) Itumirim
4 Latossolo Vermelho distrófico típico (LVd) Bom Sucesso
5 Latossolo Vermelho-Amarelo distrófico típico (LVAd) Nepomuceno
6 Neossolo Flúvico (RU) Lavras (1) segundo EMBRAPA (1999).
3.2 Amostragem
Foram coletadas, em locais representativos escolhidos aleatoriamente,
amostras deformadas e indeformadas dos solos estudados, na camada superficial
de 0 a 20 cm (Figura 2). A descrição de cada local de amostragem é apresentada
na Tabela 2.
19
FIGURA 2. Localização dos pontos de amostragem.
20
TABELA 2. Coordenadas geográficas dos pontos de coleta das amostras de solo, com as respectivas observações.
Coordenadas UTM (2)
Solo X (m) Y (m)
Altitude (m) Observações
1 540.182 7.644.077 950 Área sob mata nativa.
2 502.970 7.652.645 950 Área sob mata nativa; alta concentra-ção de raízes e intensa atividade bio-lógica (minhocas e cupins).
3 526.118 7.646.180 875 Área sob pastagem natural.
4 516.078 7.670.030 920 Área sob mata secundária; solo que apresentou maior resistência à pene-tração dos cilindros amostradores.
5 485.905 7.653.708 900 Área sob mata nativa.
6 503.662 7.646.370 910 Área limítrofe à mata ciliar (várzea), com vegetação rasteira; ascensão do lençol freático durante a coleta.
(2) Datum SAD 69, zona 23K.
Para a coleta das amostras, foram removidos os primeiros cinco
centímetros de solo da camada superficial. As amostras foram coletadas com o
solo umedecido, a fim de facilitar a amostragem. Esse é um aspecto importante a
ser observado durante o processo de coleta de amostras com estrutura
indeformada, uma vez que o solo muito úmido causa aderência ao anel e, muito
seco, provoca rachaduras.
As amostras de solo com estrutura deformada foram acondicionadas em
sacos plásticos e coletadas em quantidade suficiente para as determinações dos
ensaios de caracterização física dos solos.
As amostras de solo com estrutura indeformada foram obtidas com o
auxílio de amostrador tipo Uhland (Figura 3), e destinaram-se às determinações
da condutividade hidráulica do solo saturado, da curva de distribuição de vazios
21
e da densidade do solo. Essas foram envolvidas por filme plástico e,
posteriormente, parafinadas para fins de transporte, armazenamento e
preservação da umidade obtida no momento de amostragem dos solos.
FIGURA 3. Amostrador tipo Uhland.
As amostras destinadas às determinações da condutividade hidráulica do
solo saturado foram coletadas em cilindros de alumínio com 69,5 mm de
diâmetro e 82,0 mm de altura, aproximadamente. Para cada um dos seis solos
estudados, foram obtidas cinco amostras, das quais três foram selecionadas
aleatoriamente para serem ensaiadas. Em cada uma das três amostras ensaiadas,
foram feitas cinco repetições, totalizando quinze determinações de Ko para cada
classe de solo estudada.
As amostras destinadas às determinações da curva de distribuição de
vazios dos solos foram obtidas em cilindros de PVC, com, aproximadamente,
35,0 mm de diâmetro e 30,0 mm de altura. Foram coletadas oito amostras de
cada um dos seis solos estudados, das quais quatro foram escolhidas
aleatoriamente para serem submetidas ao ensaio. Cada uma das quatro amostras
22
foram ensaiadas apenas uma vez (sem repetição), totalizando quatro
determinações da distribuição de vazios para cada classe de solo estudada.
A densidade do solo foi determinada nas mesmas amostras utilizadas
para a determinação da curva de distribuição de vazios, totalizando, dessa forma,
quatro determinações da densidade do solo para cada classe de solo estudada.
As determinações dos demais atributos físicos do solo que constam neste
trabalho foram realizadas com 3 repetições.
3.3 Ensaios realizados
As amostras deformadas foram transportadas para o Laboratório de
Mecânica dos Solos (DEG/UFLA), onde foram determinadas umidade natural,
densidade do solo, densidade de partículas, granulometria e argila dispersa em
água. Com relação às amostras indeformadas, uma parte foi levada para o
Laboratório de Relação Água-Solo-Planta (DEG/UFLA), onde foram feitas as
determinações da condutividade hidráulica do solo saturado, enquanto a outra
parte foi encaminhada para o Laboratório de Física do Solo (DCS/UFLA), onde
foram realizadas as determinações das curvas de distribuição de vazios do solo.
3.3.1 Umidade natural (Unat)
A umidade natural corresponde ao teor de água, na base de peso, contido
no solo no momento em que o mesmo foi coletado, sendo expressa pela relação
entre a massa de água e a massa do solo seco.
Unat = (Ma/Ms) x 100 (9)
em que:
23
Unat = umidade natural, na base de peso (%);
Ma = massa de água [M];
Ms = massa do solo seco [M].
Para a determinação da Unat, utilizou-se o método padrão da estufa,
conforme metodologia descrita por Stancati et al. (1981).
Cabe ressaltar que o grau de umidade no qual as amostras foram
coletadas serve apenas como indicador do "estado de energia da solução do
solo", não se constituindo, portanto, em variável experimental.
3.3.2 Densidade do solo (Ds)
É a relação entre a massa do solo seco e o volume total do solo.
Ds = Ms/V (10)
em que:
Ds = densidade do solo [M.L-3];
Ms = massa do solo seco [M];
V = volume total do solo [L3].
Para a determinação de Ds, utilizou-se o método do anel volumétrico,
conforme descrito por Blake & Hartge (1986).
3.3.3 Densidade de partículas (Dp)
É a relação entre a massa do solo seco e o volume do solo seco.
Dp = Ms/Vs (11)
24
em que:
Dp = densidade de partículas [M.L-3];
Ms = massa do solo seco [M];
Vs = volume do solo seco [L3].
Utilizou-se o método do picnômetro, segundo NBR-6508/84 da ABNT
(1984a), para a determinação de Dp.
3.3.4 Porosidade total (PT) e índice de vazios (e)
A porosidade total do solo é a relação entre o volume de vazios e o
volume total do solo.
PT = Vv/V (12)
em que:
PT = porosidade total [L3.L-3];
Vv = volume de vazios [L3];
V = volume total do solo [L3].
A porosidade total foi calculada pela relação entre a densidade do solo
(Ds) e a densidade de partículas (Dp), conforme equação proposta por Vomocil
(1965).
PT = 1-Ds/Dp (13)
O índice de vazios é expresso pela relação entre o volume de vazios e o
volume de sólidos.
e = Vv/Vs (14)
25
em que:
e = índice de vazios [L3.L-3];
Vv = volume de vazios [L3];
Vs = volume de sólidos [L3].
O índice de vazios foi calculado a partir da porosidade total (PT),
utilizando-se a equação a seguir:
e = PT/(1-PT) (15)
3.3.5 Granulometria
A granulometria do solo representa a distribuição quantitativa das
partículas individuais do solo quanto ao tamanho.
A análise granulométrica foi realizada segundo NBR-7181/84 da ABNT
(1984b).
A distribuição das partículas do solo foi feita de acordo com o sistema do
Departamento de Agricultura dos Estados Unidos (Brady, 1979) e a
classificação textural foi feita segundo Lemos & Santos (1982).
3.3.6 Argila dispersa em água (ADA) e índice de floculação (IF)
A argila dispersa em água (ADA) representa a quantidade de argila não
floculada existente numa amostra de solo.
Para a determinação da ADA, utilizou-se o método da pipeta (Gee &
Bauder, 1986).
O índice de floculação (IF) corresponde à relação entre a argila
floculada e a argila total de uma amostra de solo.
O índice de floculação foi calculado pela expressão:
26
IF = (argila total – ADA) / (argila total) (16)
3.3.7 Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko)
A condutividade hidráulica do solo saturado foi determinada usando-se
um permeâmetro de carga constante (Figura 4), seguindo-se a metodologia
descrita por Klute (1965). As amostras de solo foram saturadas lentamente, no
sentido ascendente, e a análise ocorreu após toda a amostra estar submersa.
FIGURA 4. Permeâmetro de carga constante.
27
Para calcular o valor da condutividade hidráulica, foi utilizada a Lei de
Darcy, conforme equação:
Ko = Va . L / [(A . t .(L + h)] (17)
em que:
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado [L.T-1];
Va = volume de água coletado no intervalo de tempo “t” [L3];
L = comprimento da amostra [L];
A = área da seção transversal da amostra [L2];
h = potencial de pressão no topo da amostra [L];
t = tempo de coleta [T].
Com o objetivo de padronizar o efeito da variação da viscosidade do
fluido percolante, devido à oscilação de temperatura, os valores de Ko foram
corrigidos para a temperatura-padrão de 20°C, usando-se a expressão:
Ko 20°C = Ko T * µ T / µ 20°C (18)
em que:
Ko 20°C = valor da condutividade hidráulica à temperatura de 20°C [L.T-1];
Ko T = valor da condutividade hidráulica à temperatura de ensaio [L.T-1];
µ T = viscosidade dinâmica da água à temperatura de ensaio [L2.T-1];
µ 20°C = viscosidade dinâmica da água à temperatura de 20°C [L2.T-1].
3.3.8 Distribuição de vazios do solo
A determinação da distribuição de vazios do solo foi feita pelo método
da dessorção de água em amostras com estrutura indeformada. As amostras
28
foram saturadas lentamente, de baixo para cima, e iniciou-se o ensaio após toda
a amostra estar submersa.
As amostras foram submetidas às tensões de 0,02; 0,04; 0,06; 0,08; 0,1;
0,33 e 15 atm. Utilizou-se uma mesa de tensão (Figura 5) para as tensões de
0,02; 0,04; 0,06; 0,08 e 0,1 atm (EMBRAPA, 1997), e câmaras de pressão
(Figura 6) para as tensões de 0,33 e 15 atm (Richards & Fireman, 1943).
FIGURA 5. Mesa de tensão.
29
FIGURA 6. Câmara de pressão.
Após as amostras terem atingido o equilíbrio, ou seja, após atingirem
uma sucção igual à pressão aplicada, esperaram-se 24 horas para a estabilização
das mesmas. As amostras foram então pesadas (para determinação da massa de
solo úmido) e recolocadas diretamente (sem ressaturação) no aparelho para
aplicação da próxima tensão.
Optou-se por não ressaturar as amostras de solo no intervalo de aplicação
entre uma e outra tensão, devido à possibilidade de ocorrer histerese. Portanto,
levando-se em consideração o fenômeno da histerese, as amostras foram
saturadas somente uma vez, ou seja, anteriormente à aplicação da primeira
tensão (0,02 atm). A opção pela não-ressaturação das amostras em cada estágio
30
do ensaio também levou em consideração o fato de que repetidos ciclos de
secagem e umedecimento são responsáveis pelo rearranjo das partículas do solo,
alterando sua estrutura e, conseqüentemente, a porosidade e a distribuição dos
poros. A esse respeito, resultados encontrados por Santos (2000) indicaram um
efeito pronunciado de reestruturação do solo pelo umedecimento e secagem,
com formação de fendas e de crostas superficiais finas.
Ao final do ensaio, determinou-se a massa de solo seco das amostras e
calculou-se a umidade gravimétrica correspondente a cada estágio (tensão) do
ensaio. Multiplicaram-se os valores de umidade gravimétrica de cada solo pelos
respectivos valores de densidade do solo, obtendo-se, assim, os valores de
umidade volumétrica correspondentes a cada tensão.
O cálculo do diâmetro do maior poro preenchido por água, em cada
equilíbrio, foi realizado pela equação 3, apresentada no referencial teórico. A
porcentagem de vazios com diâmetro superior ao calculado para cada tensão foi
obtido pela expressão:
%V = 100 * [1 - (PT - θ') / PT] (19)
em que:
%V = porcentagem de vazios do solo com diâmetro maior que aquele calculado
pela equação 3;
PT = porosidade total do solo (%);
θ' = umidade volumétrica correspondente à pressão utilizada na equação 3 para o
cálculo do diâmetro dos vazios, (%).
Com os dados obtidos, foram construídas as curvas de distribuição de
vazios (diâmetro do vazio versus porcentagem de vazios) para os solos
estudados.
31
3.4 Análise estatística
As análises estatísticas dos dados foram realizadas utilizando-se o
software SAEG (Sistema para Análises Estatísticas), versão 9.0.
Na literatura, encontra-se relatado que a distribuição de probabilidade
log-normal é a que melhor descreve a condutividade hidráulica do solo saturado.
Logo, os dados de condutividade hidráulica do solo saturado foram submetidos
ao teste de Kolmogorov-Smirnov (teste de normalidade) para verificar se
seguiam ou não a distribuição normal.
Todos os dados foram submetidos ao teste de Scott & Knott, a 5% de
probabilidade, para comparação das médias;
Utilizando-se os valores médios dos parâmetros determinados para cada
solo estudado, foram realizadas análises de correlação e análises de regressão
linear simples e múltipla.
32
4 RESULTADOS E DISCUSSÃO
4.1 Caracterização física dos solos
Na Tabela 3 são apresentados os resultados da análise granulométrica, da
argila dispersa em água e do índice de floculação dos solos estudados.
TABELA 3. Granulometria, argila dispersa em água (ADA), índice de floculação (IF) e classificação textural dos solos estudados.
Granulometria
Areia Silte Argila ADA IF
Solo
---------------------- % ----------------------
Classe textural (1)
1 90,7 3,9 5,4 0,93 d 82,77 a Arenosa
2 32,5 26,5 41,0 4,92 c 88,01 a Argilosa
3 75,2 15,6 9,2 5,48 c 40,44 b Franco-arenosa
4 39,8 23,9 36,3 19,75 a 45,57 b Franco-argilosa
5 55,7 24,9 19,4 10,72 b 44,71 b Franco-argilo-arenosa
6 33,3 42,0 24,7 10,99 b 55,48 b Franca
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade. (1) Classificação textural segundo Lemos & Santos (1982).
O solo 4 foi o que apresentou o maior valor de argila dispersa em água,
permitindo inferir sobre uma maior suscetibilidade de perda de solo por erosão
laminar desse solo com relação aos demais.
33
O valor do índice de floculação também permite inferir sobre a
suscetibilidade de um solo à erosão. Logo, é possível dizer que os solos 1 e 2
tendem a apresentar menor suscetibilidade à erosão, uma vez que apresentaram
os maiores valores de IF dentre os solos estudados.
Na Tabela 4 são apresentados os resultados de umidade natural,
densidade de partículas, densidade do solo, porosidade total e índice de vazios
para os solos analisados nesta pesquisa.
A umidade natural do solo não se constituiu em variável experimental,
sendo apresentada somente com o intuito de descrever o teor de água contido no
solo no momento em que o mesmo foi coletado.
TABELA 4. Umidade natural (Unat), densidade de partículas (Dp), densidade do solo (Ds), porosidade total (PT) e índice de vazios (e) dos solos estudados.
Unat Dp Ds PT e Solo
--- % --- ---------- g.cm-3 ---------- ---------- cm3.cm-3 ----------
1 8,98 2,616 c 1,454 a 0,4441 d 0,80 c
2 31,09 2,701 a 0,879 d 0,6745 a 2,08 a
3 17,95 2,594 c 1,482 a 0,4285 d 0,75 c
4 32,66 2,660 b 1,051 c 0,6047 b 1,54 b
5 28,21 2,562 d 1,285 b 0,4984 c 0,99 c
6 54,33 2,520 e 0,947 d 0,6244 b 1,67 b
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
O maior valor de densidade de partículas foi observado para o solo 2. O
solo 6 foi o que apresentou o menor valor de Dp, o que se justifica por se tratar
de um solo de várzea (Tabela 2), que geralmente apresenta maiores teores de
34
matéria orgânica em sua composição. Na literatura pode-se verificar que a
densidade de partículas será tanto menor quanto maior for o conteúdo da matéria
orgânica no solo.
A densidade do solo é um dos parâmetros utilizados para inferir sobre as
condições de compactação do solo, sendo muito usada na avaliação do estado
estrutural, servindo como subsídio para o manejo adequado do solo.
Os solos 2 e 6 foram os que apresentaram os menores valores de Ds.
Solos de várzea (solo 6) tendem a apresentar baixos valores de densidade do
solo por apresentarem, geralmente, altos teores de matéria orgânica. Solos com
alta concentração de raízes e atividade biológica, como foi constatado para o
solo 2 (Tabela 2), também tendem a apresentar menores valores de Ds.
O índice de vazios expressa a relação existente entre o volume de vazios
e o volume de sólidos de um solo. O solo 2 foi o que apresentou o maior valor
para o índice de vazios (o volume de vazios corresponde, aproximadamente, ao
dobro da quantidade de sólidos do solo). Esse maior valor encontrado para o
índice de vazios permite dizer que o solo 2 caracteriza-se como um solo solto e
poroso, corroborando com o baixo valor de Ds encontrado para o mesmo.
Encontra-se na literatura que a porosidade total é inversamente
proporcional à densidade do solo, em que os maiores valores de PT
correspondem aos menores valores de Ds. Tal comportamento foi evidenciado
para os solos estudados.
O maior valor de PT foi encontrado para o solo 2, o que sugere uma
maior permeabilidade desse solo com relação aos demais, considerando as
mesmas condições topográficas e manejo do solo.
A porosidade do solo é determinada pela forma como se arranjam suas
partículas sólidas, destacando que se elas se arranjam em íntimo contato, ocorre
predominância de sólidos na amostra de solo e a porosidade total é baixa; e se,
ao contrário, as partículas se encontram arranjadas em agregados, há a
35
predominância de vazios na amostra de solo e a porosidade é alta. Dessa forma,
observa-se que os menores valores de índice de vazios correspondem aos solos 1
e 3 (solos arenosos), indicando que suas partículas sólidas tendem a estar
arranjadas em íntimo contato, justificando os menores valores de PT e maiores
valores de Ds encontrados para esses solos.
Cabe ressaltar que a simples análise da porosidade total do solo não
fornece subsídios para inferir sobre a distribuição do tamanho de seus poros,
assunto que será discutido posteriormente neste trabalho.
4.2 Condutividade hidráulica do solo saturado
Na Tabela 5 são apresentados os resultados da condutividade hidráulica
saturada dos solos estudados. Pelo teste de Kolmogorov-Smirnov (teste de
normalidade), ficou comprovado que os dados de Ko, neste trabalho, seguiram a
distribuição normal de probabilidade.
TABELA 5. Condutividade hidráulica do solo saturado (Ko), à temperatura padrão de 20°C, com os respectivos coeficientes de variação (CV).
Ko CV
Solo ----------cm.h-1---------- -------------%-------------
1 42,10 b 29,56
2 69,99 a 17,14
3 11,99 c 21,50
4 33,15 b 71,66
5 0,40 c 50,79
6 1,82 c 33,15
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
36
Jarvis & Messing (1995) observaram que os maiores valores de Ko
foram encontrados nos solos de textura mais fina, notando uma relação inversa
existente entre quantidade de areia e Ko, ou seja, os menores valores de Ko
foram encontrados em solos de textura arenosa, refletindo a importância da
distribuição do tamanho dos poros para o fluxo de água próximo à saturação.
Isso é o contrário das relações de Ko e textura relatadas na literatura e
amplamente aceitas. Portanto, a simples análise do tamanho das partículas do
solo pode não ser tão relevante para a compreensão de maiores valores
encontrados para Ko, pois essa variável é mais dependente da distribuição do
tamanho dos poros e de sua continuidade (Mesquita, 2001).
De um modo geral, os maiores valores de Ko tendem a ser encontrados
juntamente com os maiores valores de porosidade total. Tal comportamento
também não foi observado para os solos estudados, com exceção do solo 2.
O solo 2 foi o que apresentou o maior valor de condutividade hidráulica
saturada, corroborando com o menor valor de Ds e maior valor de PT (Tabela 4)
encontrados para este solo.
Uma explicação para a diminuição na condutividade hidráulica saturada
dos solos pode ser dada ao provável bloqueio dos poros condutores devido à
migração e dispersão da argila (valores de ADA).
De acordo com o U.S. Bureau of Plant Industry and Agricultural
Engeneering (Antonio & Dorfman, 1986), os solos podem ser classificados em
função da sua condutividade hidráulica do solo saturado, conforme Tabela 6.
Portanto, conforme informações da Tabela 6, a condutividade hidráulica
saturada dos solos 1, 2 e 4 caracteriza-se como muito rápida. Para os solos 3, 5 e
6, a condutividade hidráulica saturada classifica-se como moderadamente rápida,
lenta e moderadamente lenta, respectivamente.
37
TABELA 6. Classificação dos solos em função da condutividade hidráulica do solo saturado.
Classe Ko (cm.h-1)
1.Muito lenta < 0,13
2. Lenta 0,13 a 0,51
3.Moderadamente lenta 0,51 a 2,00
4. Moderada 2,00 a 6,30
5.Moderadamente rápida 6,30 a 12,70
6.Rápida 12,70 a 25,40
7.Muito rápida > 25,40
Fonte: Antonio & Dorfman (1986).
Os valores de CV indicam a variabilidade dos dados. Warrick & Nielsen
(1980) consideram que um CV • 52% indica elevada variabil idade do parâmetro
físico do solo analisado. Dessa forma, apenas o solo 4 apresentou elevada
variabilidade dos dados de condutividade hidráulica do solo saturado.
Essa elevada variabilidade pode ser explicada pela heterogeneidade das
características físico-hídricas do solo, tais como: textura, estrutura e porosidade
do solo, que influenciam diretamente a condutividade hidráulica saturada, como
também pela presença de raízes de plantas, atividade microbiana, rachaduras
localizadas, entre outros fatores (Queiroz, 1995). Possíveis causas de erro
durante a realização dos testes, embora em pequena escala, podem se constituir
numa outra fonte de variação (Andrade, 1997).
No caso específico de dados relacionados à infiltração e condutividade
hidráulica do solo, os coeficientes de variação normalmente são muito elevados,
podendo atingir valores de até 3300% (Anderson & Cassel, 1986).
38
4.3 Distribuição de vazios do solo
As curvas de distribuição de vazios dos solos estudados podem ser
visualizadas na Figura 7. Observa-se que o solo 1 foi o que apresentou maior
variedade de tamanhos dos poros, uma vez que a curva de distribuição de seus
vazios foi a que apresentou maior inclinação.
As curvas de distribuição de vazios dos solos 5 e 6 apresentaram as
menores inclinações, concentrando-se na parte superior da Figura 7. Isso sugere
uma menor variedade de tamanho de poros e reflete a predominância de poros
pequenos nestes solos, o que justifica os menores valores de condutividade
hidráulica saturada encontrados para os mesmos.
Na Tabela 7 são apresentados os resultados da distribuição dos vazios,
em intervalos de tamanho, dos solos estudados.
0
20
40
60
80
100
0,0001 0,001 0,01 0,1 1
Diâmetro dos vazios - dv (mm)
Por
cent
agem
de
vazi
os
com
diâ
met
ro in
ferio
r a d
v
Solo 1
Solo 2
Solo 3
Solo 4
Solo 5
Solo 6
FIGURA 7. Curvas de distribuição de vazios dos solos estudados.
39
Observa-se que os solos apresentaram uma distribuição unimodal bem
marcada. Tognon (1991), estudando a porosidade do solo através da
porosimetria por intrusão de mercúrio, detectou que a distribuição de poros é
bimodal, com um primeiro máximo entre 0,005 e 0,2 mm de diâmetro,
correspondendo aos poros interagregados e um outro entre 0,00001 e 0,0001 mm
denominado de poros intra-agregados. Como neste estudo a distribuição do
diâmetro dos poros foi determinada pelo método da dessorção de água, pode-se
observar apenas o primeiro máximo, pois o menor diâmetro que pode ser
estudado por esse método é de 0,0002 mm, correspondente à tensão de 1500
kPa.
TABELA 7. Distribuição dos vazios, em intervalos de tamanho, dos solos estudados.
Solo
1 2 3 4 5 6 Diâmetro do poro (mm)
------------------------------- cm3.cm-3 -------------------------------
> 0,15 0,0813 C 0,3362 A 0,0796 C 0,1884 B 0,0328 D 0,0355 D
0,15 - 0,075 0,1212 A 0,0108 C 0,0285 B 0,0174 C 0,0125 C 0,0041 C
0,075 - 0,05 0,0408 A 0,0025 C 0,0139 B 0,0076 C 0,0066 C 0,0028 C
0,05 - 0,0375 0,0254 A 0,0028 B 0,0117 B 0,0040 B 0,0054 B 0,0036 B
0,0375 - 0,03 0,0084 A 0,0019 A 0,0035 A 0,0022 A 0,0013 A 0,0016 A
0,03 - 0,009 0,0304 A 0,0056 B 0,0310 A 0,0301 A 0,0288 A 0,0367 A
0,009 - 0,0002 0,0576 A 0,0378 B 0,0536 A 0,0418 B 0,0547 A 0,0458 B
< 0,0002 0,0791 F 0,2769 E 0,2067 D 0,3132 C 0,3562 B 0,4943 A
Médias seguidas pela mesma letra nas linhas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
40
Com relação à influência dos diferentes intervalos de tamanho de poros
na condutividade hidráulica do solo saturado, é possível afirmar que os poros
com diâmetro entre 0,03 e 0,0375 mm não influenciaram os valores de Ko
encontrados, uma vez que, para esse intervalo de tamanho de poros, os
resultados encontrados foram estatisticamente iguais para todos os solos
estudados, enquanto os valores de Ko diferiram estatisticamente entre os solos.
Conclusão similar pode ser feita para os poros com diâmetro compreendido
entre os intervalos de 0,009 a 0,03 mm e 0,0375 a 0,05 mm, em que somente um
dos valores diferiu estatisticamente dos demais.
Observa-se (Tabela 7) que os valores encontrados para os poros com
diâmetro maior que 0,15 mm tendem a ser diretamente proporcionais aos valores
encontrados para Ko (Tabela 5).
Os criptoporos, segundo Klein (1998), são aqueles poros nos quais a
água pode permanecer retida com energia muito alta, sendo, portanto,
indisponível às plantas. É a água que o solo retém quando o seu potencial
matricial se encontra abaixo do ponto de murcha permanente (< 1500 kPa),
armazenada nos poros com diâmetro inferior a 0,0002 mm. Portanto,
pretendendo-se utilizar os solos estudados para instalação de culturas, pode-se
dizer que o solo 6 tende a apresentar os maiores problemas com relação à
disponibilidade de água para as plantas, uma vez que esse solo foi o que
apresentou maior volume de criptoporos.
Os bioporos correspondem às cavidades do solo, originadas pela
presença de minhocas e cupins e pelo desenvolvimento de raízes no interior do
solo. Camadas superficiais do solo normalmente são dotadas de bioporos e
resíduos de raízes. E, se presentes, esses grandes poros são preenchidos com
água na saturação, dominando completamente o transporte de água na amostra
(Dirksen, 1991). No processo de amostragem do solo 2, foram observadas altas
concentrações de raízes e intensa atividade biológica (minhocas e cupins), sendo
41
que esse solo foi o que apresentou o maior valor de Ko. Dessa forma, constata-se
que a presença de bioporos no solo 2 possibilitou que esse solo apresentasse o
maior valor de condutividade hidráulica do solo saturado.
Na Tabela 8 são apresentados os valores de macro e microporosidade
dos solos estudados. Para tanto, adotou-se como limite de separação entre essas
duas classes de poros o diâmetro de 0,05 mm, valor esse tido como estimativa
mais adequada para efeito de física do solo.
Os valores de microporosidade foram iguais somente para os solos 2 e 3.
No entanto, esses dois solos apresentaram, respectivamente, o maior e o menor
valor de Ko e PT. Conclui-se, portanto, que a microporosidade dos solos não
influenciou seu comportamento hidráulico.
Os solos 5 e 6 apresentaram os maiores valores de microporosidade,
evidenciando que nesses solos a porosidade é constituída predominantemente
por poros pequenos, conforme pode ser visualizado na Figura 7.
TABELA 8. Macro e microporosidade dos solos estudados.
Macroporosidade Microporosidade Solo
------------------------ cm3. cm-3 ------------------------
1 0,2432 b 0,2009 e
2 0,3494 a 0,3250 d
3 0,1219 c 0,3065 d
4 0,2134 b 0,3913 c
5 0,0519 d 0,4464 b
6 0,0423 d 0,5820 a
Médias seguidas pela mesma letra nas colunas não diferem entre si pelo teste de Scott & Knott, a 5% de probabilidade.
42
O valor de macroporosidade para os solos 5 e 6 está abaixo das
condições ideais (10%) estabelecidas por Baver et al. (1972). Com isso, pode-se
dizer que esses solos, possivelmente, não apresentariam condições satisfatórias
de aeração para o desenvolvimento de eventuais culturas que possam vir a ser
implantadas.
É possível observar que os valores de macroporosidade foram
diretamente proporcionais aos valores de Ko, corroborando com diversas
citações da literatura, nas quais é relatado que os valores de condutividade
hidráulica saturada aumentam com o incremento da macroporosidade.
4.4 Correlações da condutividade hidráulica saturada (Ko) com os atributos
físicos do solo
Na Tabela 9 são apresentados os resultados das correlações envolvendo
Ko e os atributos físicos estudados. Observa-se que o índice de floculação e a
densidade de partículas apresentaram correlação significativa e positiva com Ko.
O valor de IF fornece uma noção sobre o grau de floculação do solo.
Dessa forma, quanto maior o valor de IF, maior tende a ser sua microagregação,
resultado em menor Ds, maior PT e, conseqüentemente, maior Ko.
A densidade de partículas é uma propriedade física bastante estável, pois
depende exclusivamente da composição da fração sólida do solo, ou seja, da
constituição mineralógica do perfil e conteúdo de matéria orgânica. Portanto, a
Dp de um solo permanece praticamente inalterada no decorrer dos anos. Uma
vez que o manejo, ciclos de secagem e umedecimento e o próprio processo de
intemperismo do solo alteram alguns atributos físicos (Ds, PT, IF e Ko), e esses
mesmos processos não alteram significativamente a Dp, não existe uma
justificativa plausível e nem clara suficiente para explicar a elevada correlação
entre Ko e Dp encontrada neste trabalho.
43
TABELA 9. Coeficientes de correlação simples entre condutividade hidráulica do solo saturado e os atributos físicos dos solos estudados.
Atributos Coeficientes de correlação
Ko x Ds -0,3123 ns
Ko x Dp 0,9114 **
Ko x PT 0,3884 ns
Ko x e 0,4734 ns
Ko x areia -0,0909 ns
Ko x silte -0,3226 ns
Ko x argila 0,4393 ns
Ko x ADA -0,3080 ns
Ko x IF 0,8084 *
** significativo a 1%; * significativo a 5%; ns não significativo.
As frações areia, silte e argila do solo não apresentaram correlação
significativa com Ko. Tal fato serve para reforçar o conceito de que a estrutura é
mais importante que a textura no que diz respeito ao comportamento hidráulico
dos solos. Além disso, solos com diferentes classes texturais podem evidenciar
uma distribuição contrastante na sua porosidade e, por conseqüência, na Ko.
A porosidade total também não se correlacionou significativamente com
Ko, evidenciando que, para o estudo das propriedades hídricas do solo, mais
importante que determinar a porosidade total é determinar a distribuição de
poros por seus tamanhos. Isso porque solos com porosidades totais semelhantes
podem apresentar distribuição de poros muito distinta, como pode ser observado
analisando a Figura 7 e os dados das Tabelas 4, 7 e 8.
Na Tabela 10 são apresentadas as correlações entre a condutividade
hidráulica saturada e a distribuição de vazios na matriz do solo.
44
TABELA 10. Coeficientes de correlação simples entre condutividade hidráulica saturada e distribuição de vazios dos solos estudados.
Diâmetro dos vazios Ko
> 0,15 mm 0,8903 **
0,15 - 0,075 mm 0,2699 ns
0,075 - 0,05 mm 0,1764 ns
0,05 - 0,0375 mm 0,1192 ns
0,0375 - 0,03 mm 0,2826 ns
0,03 - 0,009 mm -0,8138 *
0,009 - 0,0002 mm -0,4984 ns
< 0,0002 mm -0,4873 ns
> 0,075 mm 0,9913 **
> 0,05 mm (macroporosidade) 0,9931 **
> 0,0375 mm 0,9876 **
>0,03 mm 0,9852 **
>0,009 mm 0,9752 **
>0,0002 mm 0,9622 **
< 0,05 mm (microporosidade) -0,6059 ns ** significativo a 1%; * significativo a 5%; ns não significativo.
De uma maneira geral, ao se correlacionar Ko com os intervalos
fechados de tamanho de poros (por exemplo, 0,075 a 0,05 mm), observa-se que
as correlações apresentaram-se não significativas. No momento em que se
passou a considerar os intervalos semi-abertos de tamanho de poros (por
exemplo, > 0,03 mm), as correlações de Ko com a distribuição de vazios
apresentaram-se significativas.
45
Considerando somente os coeficientes de correlação significativos a 1%
apresentados na Tabela 10, é possível fazer o seguinte raciocínio: partindo dos
vazios do solo com diâmetro > 0,15 mm, percebe-se que o valor do coeficiente
de correlação aumenta até atingir a classe dos vazios com diâmetro > 0,05 mm
(macroporosidade). A partir dessa classe de vazios, o valor do coeficiente de
correlação passa a diminuir progressivamente, ou seja, dentre as correlações
significativas a 1% entre Ko e distribuição de vazios, o maior coeficiente foi
encontrado para a interação Ko versus macroporosidade (vazios com diâmetro >
0,05 mm).
Portanto, os vazios do solo com diâmetro > 0,05 mm foram os que mais
interferiram na condutividade hidráulica do solo saturado. Corroborando com a
literatura, nessa pesquisa foram os macroporos que dominaram o movimento da
água no solo e condicionaram os valores encontrados para Ko.
Solos que apresentam elevada quantidade de microporos tendem a
conduzir menor quantidade de água, ou seja, espera-se que microporosidade e
Ko sejam inversamente proporcionais. Todavia, a correlação encontrada neste
trabalho entre microporosidade e Ko não foi significativa. Tal fato evidencia a
importância de se levar em consideração a continuidade dos microporos na
avaliação do comportamento hidráulico dos solos, em virtude de poros menores,
porém contínuos, permitirem maior fluxo de água e solutos do que poros
maiores descontínuos no perfil do solo.
4.5 Análise de regressão entre a condutividade hidráulica saturada (Ko) e os
atributos físicos do solo
Procurando identificar melhor a relação entre a condutividade hidráulica
do solo saturado com os demais atributos do solo determinados neste trabalho,
foram realizadas análises de regressão linear (simples e múltipla), com o intuito
46
de encontrar equações matemáticas simples, que permitissem estimar Ko a partir
de outras propriedades do solo de mais fácil determinação. Cabe ressaltar que,
na prática, são vários os fatores que agem conjuntamente no processo do
movimento da água no solo, justificativa para se ter optado em submeter os
dados à análise de regressão linear múltipla.
Os melhores modelos encontrados para estimativa de Ko são
apresentados a seguir:
• 1 variável • Ko = f(macro) • R2 = 0,9974
Ko = 262,599 macro2 + 126,554 macro - 5,75855
• 2 variáveis • Ko = f(IF, macro) • R2 = 0,9942
Ko = 0,177506 IF + 201,396 macro - 18,2979
• 3 variáveis • Ko = f(areia, IF, macro) • R2 = 0,9997
Ko = -0,08404 areia + 0,190555 IF + 199,272 macro - 14,1291
• 4 variáveis • Ko = f(Ds, areia, IF, macro) • R2 = 1,0000
Ko = 14,2498 Ds - 0,232648 areia + 0,244557 IF + 198,739 macro - 26,0064
em que:
Ko = condutividade hidráulica do solo saturado (cm.h-1);
macro = macroporosidade do solo - quantidade de vazios com diâmetro superior
a 0,05 mm (cm3.cm-3);
IF = índice de floculação (%);
areia = porcentagem de areia do solo;
Ds = densidade do solo (g.cm-3).
47
De todas as variáveis estudadas, já se havia constatado que a
macroporosidade foi a que melhor se correlacionou com Ko (Tabela 10). Por
conseguinte, era de se esperar que os melhores modelos obtidos para estimativa
de Ko apresentassem como uma de suas variáveis independentes a
macroporosidade.
Assim como para macroporosidade, também já se havia constatado uma
boa correlação entre Ko e IF (Tabela 9), indicando ser possível estimar Ko
também em função de IF.
As variáveis areia e Ds não se correlacionaram significativamente com
Ko (Tabela 9), apresentando baixos valores para o coeficiente de correlação.
Os baixos valores de coeficiente de correlação encontrados para Ko
versus areia e Ko versus Ds indicam que não seria possível obter um bom
modelo de estimativa de Ko em função apenas das variáveis areia e/ou Ds.
Entretanto, combinadas às variáveis IF e macroporosidade, essas variáveis
propiciaram o desenvolvimento de um modelo linear para a estimativa de Ko
com coeficiente de determinação igual a 1, ou seja, todos os valores estimados
por esse modelo são estatisticamente iguais aos observados.
Levando em consideração que as variáveis Ds, areia, IF e
macroporosidade são de fácil obtenção em laboratório, a utilização dos modelos
propostos para estimativa de Ko apresentados neste trabalho pode ser vista como
uma nova metodologia, prática e econômica, para a determinação da
condutividade hidráulica do solo saturado. Entretanto, a adequação e validade
desses modelos estão restritas às condições dos solos estudados, sendo
necessárias novas pesquisas no sentido de comprovar a adequacidade da
utilização desses modelos a outras condições e classes de solos, bem como
melhorá-los.
48
5 CONCLUSÕES
Solos com porosidades totais semelhantes apresentaram distribuições de
vazios bem distintas. Essas diferenças na distribuição de vazios influenciaram
intensamente a condutividade hidráulica do solo saturado.
Os vazios do solo com diâmetro superior a 0,05 mm foram os que mais
interferiram na condutividade hidráulica do solo saturado.
Foram obtidas, para os solos estudados, estimativas satisfatórias da
condutividade hidráulica do solo saturado em função da densidade do solo,
porcentagem de areia, índice de floculação e macroporosidade.
49
6 REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS AMARO FILHO, J. Determinação da condutividade capilar mediante o método do perfil instantâneo. 1982. 90 p. Dissertação (Mestrado) - Universidade de São Paulo. Escola de Engenharia de São Carlos, São Carlos. ANDERSON, J. L.; BOUMA, J. Relationships between saturated hydraulic conductivity and morphometric data of an argillic horizon. Soil Science Society of America Proceedings, Madison, v. 37, n. 3, p. 408-413, 1973. ANDERSON, S. N.; CASSEL, D. K. Statistical and autoregressive analysis of soil physical properties of Portsmouth Sandy Loam. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 50, p. 1096-1104, 1986. ANDRADE, A. R. S. Características físico-hídricas dos solos da Estação Experimental da Embrapa-Algodão: variabilidade espacial. Campina Grande: UFPB, 1997. 101 p. Dissertação (Mestrado em Engenharia Agrícola) – Universidade Federal de Pernambuco, Pelotas. ANTONIO, F. C.; DORFMAN, R. Manual de ensaios de laboratório e de campo para irrigação e drenagem. São Paulo: Nobel, 1986. 333 p. ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS - ABNT. NBR-6508/84 - Solo: determinação da massa específica dos grãos. Rio de Janeiro, 1984a. ASSOCIAÇÃO BRASILEIRA DE NORMAS TÉCNICAS - ABNT. NBR-7181/84 - Solo: análise granulométrica conjunta. Rio de Janeiro, 1984b. BAVER, L. D.; GARDNER, W. H.; GARDNER W. R. Soil physics. New York: John Wiley, 1972. 498 p. BELTRAN, J. M. Drenaje agricola. Madrid: Iryda, 1986. v. 1, 239 p. BEVEN, K.; GERMAN, P. Water flow in soil macropores II. A combined flow model. Journal of Soil Science, Oxford, v. 32, n. 1, p. 15-29, 1981. BLAKE, G. R.; HARTGE, K. H. Bulk density. In: KLUTE, A. (Ed.). Methods of soil analysis: physical and mineralogical methods. Madison: ASA-SSSA, 1986. p. 363-375.
50
BOUMA, J. Guide to the study of water movement in soil pedons above the watertable. Madison: University of Wisconsin, 1973. 194 p. BOUMA, J. Measuring the conductivity of soil horizons with continuous macropores. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 46, n. 2, p. 438-441, 1982. BOUMA, J. Influence of soil macroporosity on environmental quality. Advances in Agronomy, San Diego, v. 46, p. 1-36, 1991. BRADY, N. C. Natureza e propriedades dos solos. 5. ed. São Paulo: Livraria Freitas Bastos, 1979. 647 p. BUCKMAN, H. D.; BRADY, N. C. Natureza e propriedades dos solos. São Paulo: Freitas Bastos, 1989. 594 p. CARVALHO, L. A. Condutividade hidráulica do solo no campo: as simplificações do método do perfil instantâneo. 2002. 86 p. Dissertação (Mestrado) – Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. CHEN, C.; THOMAS, D. M.; GREEN, R. E.; WAGENET, R. J. Two-domain estimation of hydraulic properties in macropore soils. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 57, n. 3, p. 680-686, May/June 1993. CHILDS, E. C.; COLLIS-GEORGE, N. The permeability of porous materials. Proceedings of the Royal Society of London Series A-Mathematical and Physical Sciences, London, v. 201, n. 1066, p. 392-405, 1950. COOPER, M. Influência das condições físico-hídricas nas transformações estruturais entre horizontes B latossólico e B textural sobre diabásio. 1999. 128 p. Tese (Doutorado em Solos e Nutrição de Plantas) - Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. COSTA, S. N. Desenvolvimento de um modelo computacional para simular o transporte de água e solutos no solo sob condições de escoamento não-permanente. 1998. 145 p. Tese (Doutorado em Engenharia Agrícola) - Universidade Federal de Viçosa, viçosa, MG. CRUCIANI, D. E. A drenagem na agricultura. 2. ed. São Paulo: Nobel, 1983. 337 p.
51
CURMI, P.; KERTZMANN, F. F.; QUEIROZ NETO, J. P. Degradation of structure and hydraulic properties in an Oxisol under cultivation (Brazil). In: INTERNATIONAL WORKING MEETING ON SOIL MICROMORPHOLOGY, 9., 1994, Townswills. Soil micromorphology: studies in management and genesis. Amsterdam: Elsevier, 1994. p. 569-579. DANE, J. H.; PUCKETT, W. E. Field soil hydraulic properties based on physical and mineralogical information. In: VAN GENUCHTEN, M. T.; LEJI, F. J.; LUND, L. J. (Ed.). Indirect methods for estimating the hydraulic properties of unsaturated soils. Riverside: University of California, 1992. p. 389-403. DANIELSON, R. E.; SUTHERLAND, P. L. Porosity. In: KLUTE, A. (Ed.). Methods of soil analysis - part 1: physical and mineralogical methods. American Society of Agronomy, 1986. v. 9, p. 443-461. DIRKSEN, C. H. Unsaturated hydraulic conductivity. In: SMITH, K. A.; MULLINS, C. E. (Ed). Soil analysis: physical methods. New York: Marcel Dekker, 1991. p. 209-269. ELLIES, A.; GREZ, R.; RAMIRES, C. G. La conductividad hidraulica en fase saturada como herramienta para el diagnostico de la estructure del solo. Agro Sur, Valdivia, Chile, v. 25, n. 1, p. 51-56, 1997. EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUISA AGROPECUÁRIA. Manual de métodos de análise de solos. Rio de Janeiro: Embrapa Solos, 1997. 212 p. EMPRESA BRASILEIRA DE PESQUISA AGROPECUÁRIA. Sistema brasileiro de classificação de solos. Rio de Janeiro: EMBRAPA Solos, 1999. 412 p. FERNANDES, B.; GALLOWAY, H. M.; BRONSON, R. D.; MANNERING, J. V. Condutividade hidráulica do solo saturado, em três sistemas de manejo. Revista Ceres, Viçosa, v. 30, n. 169, p. 232-241, 1983. FERREIRA, P. A. Drenagem. Brasília: ABEAS, 1987. 86 p. (Curso de Engenharia de Irrigação. Módulo 11). FIELD, J. A.; PARKER, J. C.; POWELL, N. L. Comparison of field and laboratory-measured and predicted hydraulic properties of soil with macropores. Soil Science, Baltimore, v. 138, n. 6, p. 385-396, 1984.
52
GALDINO, S. Estimativa de macroporosidade em função de algumas características de solo de várzea. 1988. 61 p. Dissertação (Mestrado em Engenharia Agrícola) – Universidade Federal de Viçosa, viçosa, MG. GEE, G. W.; BAUDER, J. W. Particle size analysis. In: KLUTE, A. (Ed.). Methods of soil analysis. Part 1. 2ed. Madison: American Society of Agronomy, 1986. p. 383-411. HILLEL, D. Soil and water – physical principles and processes. 3. ed. New York: Academic Press, 1972. 288 p. HILLEL, D. Fundamentals of soil physics. New York: Academic Press, 1980. 413 p. HURTADO, A. L. B.; JONG VAN LIER, Q. Avaliação da variabilidade da condutividade hidráulica do solo em função da umidade e do potencial matricial. In: CONGRESSO BRASILEIRO DE CIÊNCIA DO SOLO, 29., 2003, Ribeirão Preto. Anais. Ribeirão Preto: UNESP, 2003. CD-ROM. JACKSON, R. D.; REGINATO, R. J.; VAN BAVEL, C. H. Comparison of measured and calculated hydraulic conductivities of unsaturated soils. Water Resources Research, Washington, v. 1, n. 3, p. 375-380, 1965. JARVIS, N. J.; MESSING, I. Near-saturated hydraulic conductivity in soils of contrasting texture measured by tension infiltrometers. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 59, n. 1, p. 27-34, Jan./Feb. 1995. JAYNES, D. B.; TYLER, E. J. Using soil physical properties to estimate hydraulic conductivity. Soil Science, Baltimore, v. 138, n. 4, p. 298-305, 1984. KAMRA, S. K.; RAO, K. V. G. K. Selection of representative hydraulic conductivity value for drainage system design. Irrigation and Power, New Delhi, v. 42, n. 4, p. 355-359, 1985. KIEHL, E. J. Manual de edafologia: relações solo-planta. São Paulo: Ceres, 1979. 262 p. KLEIN, V. A. Propriedades físico-hídrico-mecânicas de um Latossolo Roxo, sob diferentes sistemas de uso e manejo. 1998. 150 p. Tese (Doutorado) – Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba.
53
KLEIN, V. A.; LIBARDI, P. L. Condutividade hidráulica de um Latossolo Roxo, não saturado, sob diferentes sistemas de uso e manejo. Ciência Rural, Santa Maria, v. 32, n. 6, p. 945-953, 2002. KLUTE, A. Laboratory measurement of hydraulic conductivity of saturated soil. In: KLUTE, A. (Ed.). Methods of soil analysis I. Physical and mineralogical properties, including statistics of measurement and sampling. Madison: American Society of Agronomy, 1965. Cap. 13, p. 210-221. LEMOS, R. C.; SANTOS, R. D. Manual de descrição e coleta de solo no campo. 2. ed. Campinas, 1982. 45 p. LIBARDI, P. L. Dinâmica da água no solo. Piracicaba: ESALQ-USP, 1995. 497 p. LIBARDI, P. L. Dinâmica da água no solo. 2. ed. Piracicaba: ESALQ-USP, 2000. 509 p. LUXMOORE, R. J. Micro, meso and macroporosity of soil. Soil Science Society of America Journal, Madison, v. 45, n. 3, p. 671-672, 1981. MANFREDINI, S.; PADOVESE, P. P.; OLIVEIRA, J. B. Efeito da composição granulométrica da fração areia no comportamento hídrico de Latossolos de textura média e Areias Quartzosas. Revista Brasileira de Ciência do Solo, Piracicaba, v. 8, p. 13-16, 1984. MARQUES, J. D. de O. Horizontes pedogenéticos e sua relação com camadas hidráulicas do solo. Piracicaba, 2000. 86 p. Dissertação (Mestrado) – Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. MARSHALL, T. J. A relation between permeability and size distribution of pores. Journal of Soil Science, Oxford, v. 9, n. 1, p. 1-8, 1958. MENEZES, S. M. Movimento da água no solo. Lavras: Editora da UFLA, 2003. MESQUITA, M. G. B. F Caracterização estatística da condutividade hidráulica saturada do solo. 2001. 110 p. Tese (Doutorado em Solos e Nutrição de Plantas) – Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba.
54
MESQUITA, M. G. B. F; MORAES, S. O. A dependência entre a condutividade hidráulica saturada e atributos físicos do solo. Ciência Rural, Santa Maria, v. 34, n. 3, p.963-969, 2004. MILLAR, A. A. Drenagem de terras agrícolas: bases agronômicas. São Paulo: Editerra, 1988. 306 p. MILLINGTON, R. T.; QUIRCK, J. P. Permeability of porous media. Nature, London, v. 183, p. 387-388, 1959. MILLINGTON, R. T.; QUIRCK, J. P. Transport in porous media. In: INTERNATIONAL CONGRESS OF SOIL SCIENCE, 7., 1960, Madison. Transactions.... Madison, 1960. v. 1, n. 3, p. 97-106. MUALEM, Y. A new model for predicting the hydraulic conductivity of unsaturated porous media. Water Reseurces Research, Washington, v. 12, n. 3, p. 513-522, 1976. NEVES, M. Estudo da permeabilidade do solo colapsível da região de São Carlos. 1987. 139 p. Dissertação (Mestrado) - Universidade de São Paulo. Escola de Engenharia de São Carlos, São Carlos. NIELSEN, D. R.; KIRKHAM, D.; PERRIER, E. R. Soil capillary conductivity: comparison of measured and calculated values. Soil Science Society of America Proceeding, Madison, v. 24, p. 157-160, 1960. OLIVEIRA, J. C. M. Determinação de parâmetros do solo durante a infiltração horizontal e redistribuição da água por atenuação de raios gama e tensiometria. Piracicaba, 1991. 76 p. Dissertação (Mestrado Energia Nuclear na Agricultura) - Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. OTHMER, H.; DIEKKRUGER, B.; KUTILEK, M. Bimodal porosity and unsaturated hydraulic conductivity. Soil Science, Baltimore, v. 152, n. 3, p. 139-150, Sept. 1991. PAULETTO, E. A. Determinação da condutividade hidráulica de solos a partir da curva de retenção de água. 1986. 133 p. Tese (Doutorado) - Dissertação (Mestrado em Solos e Nutrição de Plantas) – Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. PEIXOTO JR., T. L. Análise da permeabilidade de materiais granulares em função de sua distribuição de vazios. 1972. 264 p. Tese de (Doutorado) - Universidade de São Paulo. Escola de Engenharia de São Carlos, São Carlos.
55
PIMENTA, H. S. Efeito do sódio trocável, da concentração salina e da relação de adsorção de sódio na condutividade hidráulica de um solo aluvial. 1991. 95 p. Dissertação (Mestrado em Irrigação e Drenagem) - Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. PIZARRO, F. Drenaje agrícola y recuperación de suelos salinos. Madrid: Agricola Espanola, 1978. 525 p. POULSEN, T. G.; MOLDRUP, P.; YAMAGUCHI, T.; JACOBSEN, O. H. Predicting saturated and unsaturated hydraulic conductivity in undisturbed soils form soil water characteristics. Soil Science, Baltimore, v. 164, n. 12, p. 877-887, Dec. 1999. QUEIROZ, J. E. Parâmetros hidrodinâmicos de um solo de várzea para fins de drenagem subterrânea. 1995. 167 p. Tese (Doutorado em Irrigação e Drenagem) - Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. RAWLS, W. J.; AHUJA, L. R.; BRAKENSIEK, D. L. Estimating soil hydraulic properties from soil data. In: VAN GENUCHTEN, M. T.; LEJI, F. J.; LUND, L. J. (Ed.). Indirect methods for estimating the hydraulic properties of unsaturated soils. Riverside: University of California, 1992. p. 329-340. REICHARDT, K. A água em sistemas agrícolas. São Paulo: Editora Manole, 1990. 118 p. REICHARDT, K. Processos de transferência no sistema solo-planta-atmosfera. 4. ed. Piracicaba: Cargill, 1985. RICHARDS, L. A.; FIREMAN, M. Pressure-plate apparatus for measuring moisture sorption and transmission by soils. Soil Science, Washington, v. 56, p. 395-404, 1943. RICHARDS, L. A. Physical conditions of water in soil. In: BLACK, C. A. (Ed.) Methods of soil analysis. Madison: American Society for Testing and Materials, 1965. p. 128-152. SAMPAIO, F. M. T. Permeabilidade superficial de solos da sub-bacia do córrego Centenário da cidade de Lavras-MG. 2004. 42 p. Dissertação (Mestrado em Construções Rurais e Ambiência) – Universidade Federal de Lavras, Lavras, MG.
56
SANTOS, C. S. V. Formação de camadas superficiais adensadas em solo argiloso em resposta a flutuações de umidade. 2000. 71p. Tese (Doutorado Solos e Nutrição de Plantas) - Universidade Federal de Viçosa, Viçosa, MG. SÃO MATEUS, M. S. C. Determinação em laboratório da condutividade hidráulica de solos não saturados. 1994. 186 p. Dissertação de (Mestrado) - Universidade de São Paulo. Escola de Engenharia de São Carlos, São Carlos. SILVA, C. L. da; KATO, E. Efeito do selamento superficial na condutividade hidráulica saturada da superfície de um solo sob cerrado. Pesquisa Agropecuária Brasileira, Brasília, v. 32, n. 2, p. 213-220, 1997. SILVEIRA, A. Algumas considerações sobre filtros de proteção. 1963. 52 p. Tese de (Doutorado) - Universidade de São Paulo. Escola de Engenharia de São Carlos, São Carlos. STANCATI, G.; NOGUEIRA, J. B.; VILAR, O. M. Ensaios de laboratório em Mecânica dos Solos. São Carlos: Universidade de São Paulo, Escola de Engenharia de São Carlos, Departamento de Geotecnia, 1981. TOGNON, A. A. Propriedades físico-hídricas do Latossolo Roxo da região de Guairá-SP sob diferentes sistemas de cultivo. 1991. 85 p. Dissertação (Mestrado em Solos e Nutrição de Plantas) - Escola Superior de Agricultura Luiz de Queiroz, Piracicaba. VAN GENHCHTEN, M. T.; NIELSEN, D. R. On describing and predicting the hydraulic properties of unsaturated soils. Annals of Geophysical, Paris, v. 3, n. 5, p. 615-628, 1985. VOMOCIL, J. A. Porosity. In: BLACK, C. A. (Ed.). Methods of soil analysis. Madison: American Society of Agronomy, 1965. Pt 1, p. 299-314. WARRICK, A. W.; NIELSEN, D. R. Spatial variability of soil physical properties in the field. In: HILLEL, D. (Ed.). Application of soils physics. New York: Academic Press, 1980. cap. 13, p. 319-344. WHITE, R. E. The influence of macropores on the transport of dissolved and suspended matter though soil. Advances in Soil Science, Boca Raton, v. 3, p. 95-120, 1985.
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