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UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
FACULDADE DE AGRONOMIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA DO SOLO
ATRIBUTOS FÍSICOS, MINERALÓGICOS E MATÉRIA ORGÂNICA DE
SOLOS RELACIONADOS À CAPACIDADE DE SUPORTE DE CARGA
MICHAEL MAZURANA
Dissertação de Mestrado
Porto Alegre, 2011
UNIVERSIDADE FEDERAL DO RIO GRANDE DO SUL
FACULDADE DE AGRONOMIA
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM CIÊNCIA DO SOLO
ATRIBUTOS FÍSICOS, MINERALÓGICOS E MATÉRIA ORGÂNICA DE
SOLOS RELACIONADOS À CAPACIDADE DE SUPORTE DE CARGA
MICHAEL MAZURANA
Engenheiro Agrônomo (UFRGS)
Dissertação apresentada como um dos
requisitos para a obtenção do Grau de
Mestre em Ciência do Solo
Porto Alegre (RS), Brasil
Março de 2011
iii
Aos meus pais, MAXIMINO E MELÂNIA e
aos irmãos TOBIAS E SARA pelo carinho,
esforço, dedicação e incentivo ao estudo e por
serem o alicerce desta caminhada,
DEDICO este trabalho.
iv
AGRADECIMENTOS
À Deus, por ter-me permitido chegar até aqui;
À Universidade Federal do Rio Grande do Sul e ao Programa de
Pós-Graduação em Ciência do Solo pela oportunidade de realização do curso
de Mestrado;
Ao professor, orientador e amigo Renato Levien, agradeço por ter-
me recebido desde o período de Iniciação Científica até o momento, pelos
conhecimentos e ensinamentos que me foram passados, pela dedicação na
discussão e realização dos trabalhos;
Ao professor Alberto Vasconcellos Inda Junior e Luiz Antonio
Bressani, pela amizade, ensinamentos e sugestões;
A todos os professores que contribuíram para a minha formação até
o momento;
Ao CNPq pela concessão da bolsa de estudos;
Aos meus pais Maximino e Melânia, os quais não mediram esforços
para minha jornada, e aos meus irmãos Tobias e Sara por todo o carinho
durante o período de ausência;
A minha namorada Mirla, pelo carinho, atenção, compreensão e
ensinamentos durante essa caminhada.
Aos colegas, amigos e companheiros de trabalho, e de forma
especial ao Jônatan, Osmar, Diane, Tatiane, Sidinei, Letícia, e aos demais,
Darlan, Lucas, Jessé, Tiago, Sérgio, Paulo, Douglas e Dioni. A todos vocês, os
meus sinceros votos de agradecimento, por todas as vezes que, sem medir
esforços, contribuíram na realização desse trabalho e pela amizade;
A todos os amigos e amigas que fazem parte do meu cotidiano;
todas pessoas importantes na minha vida, que estiveram ao meu lado
proporcionando-me momentos de alegria, felicidade e descontração;
Ao Departamento de Engenharia Civil pela concessão de uso do
ambiente e aparelhos para realização de parte deste trabalho;
À Estação Experimental Agronômica da UFRGS e às propriedades
particulares que permitiram a coleta de material para que fosse realizado este
trabalho;
A todos, meu MUITO OBRIGADO.
v
ATRIBUTOS FÍSICOS, MINERALOGICOS E MATÉRIA ORGÂNICA DE
SOLOS RELACIONADOS À CAPACIDADE DE SUPORTE DE CARGA 1/
Autor: Michael Mazurana
Orientador: Prof. Renato Levien
RESUMO
A mudança na forma de uso do solo pode levar a alterações na sua estrutura, o que compromete o desempenho produtivo das culturas agrícolas. A avaliação e comparação de parâmetros físicos do solo em sua condição natural frente à uma nova forma de uso ajuda a entender e fornece subsídios para mitigar problemas já instalados e ou que poderão ocorrer. O objetivo do trabalho foi avaliar como a mudança na forma de uso do solo afeta alguns atributos físicos, químicos e mineralógicos de classes de solo bem como se a capacidade de suporte de carga do solo é afetada. As classes de solos foram escolhidas com base na sua importância agrícola como área produtoras de grãos de culturas de sequeiro dentro do estado do Rio Grande do Sul. Para isso, foram coletados amostras de seis classes de solo, em condição de uso com lavoura em sistema plantio direto a mais de cinco anos, e em condição natural a fim de avaliar alguns atributos físicos, químicos, mecânicos e mineralógicos. A conversão da condição natural do campo para uso com lavoura alterou a densidade do solo, a macroporosidade e a porosidade total. Além disso, o teor de matéria orgânica do solo foi maior na condição de lavoura somente no Cambissolo, enquanto nos demais houve redução em relação à condição natural. Esses parâmetros afetaram o comportamento dos valores de tensão de pré-consolidação, que não apresentou diferenças significativas entre as formas de uso do solo. O índice de compressibilidade apontou menor suscetibilidade do solo à compactação na condição de uso do solo como lavoura. Os valores de densidade relativa do solo apresentaram-se elevados quando comparados com os valores citados na literatura para as mesmas classes texturais. O ensaio de cisalhamento direto mostrou-se uma importante ferramenta para avaliação do estado de compactação do solo, pois permitiu caracterizar com precisão a compactação do solo na condição de uso do solo como lavoura em relação à condição natural, o que com os demais parâmetros avaliados não foi possível distinguir com clareza.
1/ Dissertação de Mestrado em Ciência do Solo. Programa de Pós-Graduação em Ciência do solo, Faculdade de Agronomia, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Porto Alegre (153 p.) Março, 2011. Trabalho realizado com apoio financeiro do CNP.
vi
PHYSICAL, MINERALOGICAL AND SOIL ORGANIC MATTER
CHARACTERISTICS RELATED WITCH LOAD BEARING CAPACITY 1/
Author: Michael Mazurana
Adviser: Prof. Renato Levien
ABSTRACT
The change in soil use can lead to alterations in its structure,
compromising the cultures productive performance. Evaluation and comparison of soil physical parameters in natural conditions with the new use help to understand and supplie subsides to mitigate installed problems and or that can occur. The objective of this study was to evaluate how change in soil use affects some soil physical, chemical and mineralogical attributes, well as about load bearing capacity. The soil classes were chosen based in the agricultural importance as grain producer area in Rio Grande do Sul, Brazil. Soil samples were collected in six soil classes, in no tillage systems over five years and in natural conditions to evaluate physical, chemical, mechanical and mineralogical soil attributes. The natural condition conversion to farming use changed the soil bulk density, macroporosity and total porosity. Furthermore, the organic matter level was higher in crop conditions only for the Inceptisol, while in other classes there was decrease compared to natural conditions. These parameters affected pre-consolidation stress values behavior, that did not show significant differences between land uses. The compressibility index showed, in general, that soil was less liable to compaction in farming land use. Observed relative soil density values were higher them those found in the literature for the same textural classes. The direct shear test showed up as an important tool for assessing the soil compaction state, because it accurately characterized soil compaction in the condition of land use for farming in relation to the natural condition, what other parameters failed to distinguish it clearly.
.
1/ M.Sc. Dissertation in Soil Science – Programa de Pós-Graduação em Ciência do Solo, Faculdade de Agronomia, Universidade Federal do Rio Grande do Sul. Porto Alegre. (151 p.) March, 2011. Financial support by CNPq.
vii
SUMÁRIO
1. INTRODUÇÃO ............................................................................................. 1
2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA ........................................................................ 4
2.1. Compactação do solo em áreas agrícolas ............................................. 4
2.1.1. O processo de compressibilidade ............................................... 5
2.2. Resistência mecânica do solo ao cisalhamento ..................................... 9
2.3. Propriedades físicas do solo afetadas pelo tráfego de máquinas ........ 13
2.4. Indicadores do estado de compactação do solo .................................. 14
2.5. Manejo da compactação do solo e efeitos sobre o desenvolvimento
de plantas ............................................................................................. 17
2.6. Influência da mineralogia em parâmetros físicos do solo ..................... 18
3. MATERIAL E MÉTODOS .......................................................................... 23
3.1. Locais de amostragem ......................................................................... 23
3.2. Análises físicas e mecânicas dos solos ............................................... 29
3.2.1. Análise granulométrica do solo ................................................. 30
3.2.2. Consistência do solo ................................................................. 30
3.2.3. Densidade e porosidade do solo. .............................................. 30
3.2.4. Ensaio de compressão uniaxial ................................................. 31
3.2.5. Ensaio de cisalhamento direto .................................................. 34
3.2.6. Densidade máxima do solo pelo ensaio de Proctor normal ...... 35
3.3. Análises químicas e mineralógicas ...................................................... 37
viii
3.3.1. Análises químicas ..................................................................... 37
3.3.2. Conteúdo de matéria orgânica do solo e respectivas frações
granulométricas ......................................................................... 37
3.3.3. Teor de óxidos de ferro ............................................................. 38
3.3.4. Difratometria de raios X ............................................................. 39
3.4. Análise estatística dos dados ............................................................... 39
4. RESULTADOS E DISCUSSÃO ................................................................. 41
4.1. Caracterização física dos solos ............................................................ 41
4.2. Densidade e porosidade dos solos ...................................................... 44
4.2.1. Cambissolo Húmico alumínico - CHa ........................................ 44
4.2.2. Latossolo Vermelho distroférrico húmico (LVdf-2) .................... 46
4.2.3. Argissolo Vermelho distrófico típico (PVd) ................................ 49
4.2.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico (NVdf) ............................... 52
4.2.5. Latossolo Vermelho distrófico (LVd).......................................... 54
4.2.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico (LVdf-1) ....................... 57
4.3. Matéria orgânica do solo (MOS), matéria orgânica particulada
(MOP) e matéria orgânica associada aos minerais (MOM) nas
classes de solo ..................................................................................... 60
4.3.1. MOS, MOP e MOM nas classes de solos ................................. 63
4.3.1.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa .............................................. 63
4.3.1.2. Latossolo Vermelho Distroférrico húmico – LVdf-2 ...................... 64
4.3.1.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd ................................................ 66
4.3.1.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf ................................... 68
4.3.1.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd ................................................ 70
4.3.1.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1 .......................... 72
4.4. Parâmetros mecânicos do solo ............................................................ 75
ix
4.4.1. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de
compressibilidade do solo (IC) .................................................. 75
4.4.2. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de
compressibilidade do solo (IC) nas classes de solos ................ 76
4.4.2.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa .............................................. 76
4.4.2.2. Latossolo Vermelho Distroférrico húmico – LVdf-2 ...................... 83
4.4.2.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd ................................................ 87
4.4.2.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf ................................... 88
4.4.2.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd ................................................ 94
4.4.2.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1 .......................... 98
4.4.3. Tensão de cisalhamento do solo ()........................................ 100
4.4.3.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa ........................................... 101
4.4.3.2. Latossolo Vermelho distroférrico húmico – LVdf-2 ................... 102
4.4.3.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd ............................................. 104
4.4.3.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf ................................ 106
4.4.3.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd ............................................. 108
4.4.3.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1 ....................... 109
4.4.4. Densidade máxima e densidade relativa do solo .................... 111
4.5. Características mineralógicas dos solos ............................................ 117
4.6. Correlação entre as variáveis físicas, mineralógicas e mecânicas
dos solos ............................................................................................ 120
5. CONCLUSÕES ........................................................................................ 126
6. RECOMENDAÇÕES ................................................................................ 128
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS ........................................................ 129
8. APÊNDICES ............................................................................................ 147
x
RELAÇÃO DE TABELAS
Tabela 1. Caracterização física dos solos estudados. ...................................... 41
Tabela 2. Densidade do solo (Ds) e porosidade do CHa na situação de uso
do solo com lavoura (LAV) e condição natural (CN). ....................... 45
Tabela 3. Densidade (Ds) e porosidade do LVdf-2 na situação de uso do
solo com lavoura (LAV) e condição natural (CN). ............................ 47
Tabela 4. Densidade (Ds) e porosidade do PVd na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN). .................................... 50
Tabela 5. Densidade (Ds) e porosidade do NVdf na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN). .................................... 52
Tabela 6. Densidade (Ds) e porosidade do LVd na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN). .................................... 55
Tabela 7. Densidade (Ds) e porosidade do LVdf-1 na situação de uso do
solo com lavoura (LAV) e condição natural (CN). ............................ 58
Tabela 8. Matéria orgânica do solo (MOS), matéria orgânica particulada
(MOP) e matéria orgânica associada aos minerais (MOM) em
função do uso do solo com lavoura (LAV) e campo natural (CN),
em diferentes camadas, nas classes de solos. ................................ 61
Tabela 9. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de compressibilidade
(IC) em função do uso do solo com lavoura (LAV) e condição
natural (CN), em diferentes camadas, nas classes de solos. .......... 77
Tabela 10. Densidade máxima do solo (Ds máx.), densidade do solo (Ds),
densidade relativa do solo (DR), umidade ótima para
compactação (UOC) nas classes de solo. ..................................... 112
Tabela 11. Características mineralógicas dos solos ....................................... 119
Tabela 12. Correlação entre as características físicas, químicas e
mineralógicas dos solos. ................................................................ 121
xi
RELAÇÃO DE FIGURAS
Figura 1. Locais de amostragem do solo para realização do estudo. Fonte:
Adaptado de www.museumin.ufrgs.br. ............................................ 23
Figura 2. Temperatura média anual ocorrente nas Regiões Fisiográficas do
Estado do Rio Grande do Sul. Fonte: Atlas Eólico do Rio Grande
do Sul. .............................................................................................. 24
Figura 3. Precipitação pluvial média anual para as diferentes Regiões
Fisiográficas do Estado do Rio Grande do Sul – média histórica
1976-2002. Fonte: Adaptado de www.crpm.gov.br. ......................... 25
Figura 4. Curva de compressão do solo. Detalhe da metodologia de
Pacheco Silva para determinação da tensão de pré-consolidação
(p). .................................................................................................. 33
Figura 5. Relação entre matéria orgânica do solo e o conteúdo gravimétrico
de água no solo (g) nos limites de consistência, considerando as
seis classes de solos. ...................................................................... 42
Figura 6. Relação do conteúdo de argila (a) e matéria orgânica do solo –
MOS – (b) com o índice de plasticidade (IP) dos solos. ................... 43
Figura 7. Presença de raízes e forte agregação do solo (a). Detalhe da
coleta de anéis na condição CN (b). ................................................ 53
Figura 8. Cobertura vegetal do campo natural CN (a) e perfil de
amostragem nesta mesma condição de uso (b), em Latossolo
vermelho distrófico localizado no município de Cruz Alta/RS. ......... 56
Figura 9. Trincheira de coleta de anéis mostrando a agregação do solo na
condição de uso do solo com lavoura (LAV), em Latossolo
Vermelho distroférrico típico localizado no município de Santo
Ângelo/RS. ....................................................................................... 58
Figura 10. Cobertura do solo com resíduos de soja (a) e presença
remanescente de raízes no perfil do solo (b), na condição LAV
em solo LVdf-1, no município de Santo Ângelo/RS. ........................ 73
xii
Figura 11. Presença de material orgânico em superfície (coloração mais
escura) e abundância de raízes em subsuperfície, na condição
CN em LVdf-1, no município de Santo Ângelo/RS. .......................... 74
Figura 12. Tensão de pré-consolidação (p) em função do conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) e do conteúdo gravimétrico de
água no solo (g), considerando o valor médio de cada camada,
para a condição CN no CHa. ........................................................... 79
Figura 13. Relação entre tensão de pré-consolidação (p) e teor de alumínio
trocável (Al troc.) nas camadas avaliadas, para a condição CN no
CHa. Teor de Al trocável obtido dos resultados de análises de
solo. ................................................................................................. 80
Figura 14. Relação entre a tensão de pré-consolidação (p) e o conteúdo
de matéria orgânica do solo (MOS) considerando todas as
repetições para ambas as condições de uso (LAV e CN) no CHa. .. 81
Figura 15. Relação entre o índice de compressibilidade (IC), conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) e conteúdo gravimétrico de água
no solo (g), considerando todas as repetições e camadas de
solo na condição CN para o CHa. .................................................... 83
Figura 16. Detalhe de raízes de milho na camada abaixo de 0,10 m no perfil
do solo LVdf-2, na condição LAV. .................................................... 84
Figura 17. Relação entre tensão de pré-consolidação (p) e conteúdo
gravimétrico de água no solo (g) considerando todas as
repetições, na condição CN para o LVdf-2. ..................................... 85
Figura 18. Relação entre o conteúdo gravimétrico de água do solo (g) e a
tensão de pré-consolidação (p) para a condição CN, em NVdf,
considerando todas as repetições e profundidades. ........................ 91
Figura 19. Relação entre o índice de compressibilidade (IC) e o conteúdo
de matéria orgânica do solo (MOS) e a matéria orgânica
particulada (MOP), considerando todas as repetições e camadas,
para a condição CN, no NVdf. ......................................................... 93
Figura 20. Relação entre o índice de compressibilidade (IC) e o conteúdo
de matéria orgânica do solo (MOS) e a umidade gravimétrica do
solo (g), considerando todas as repetições coletadas no solo
NVdf, na condição CN. ..................................................................... 94
Figura 21. Lavoura com consórcio de aveia mais nabo forrageiro em
estádio inicial de desenvolvimento (a) e amostra de solo
indeformada com estrutura afetada pela mobilização sofrida pelos
discos da semeadora necessitando ser novamente retirada (b). ..... 96
xiii
Figura 22. Relação entre a tensão de pré-consolidação (p) e o conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS), considerando todas as
repetições e camadas de solo, na condição de uso CN em LVd. .... 97
Figura 23. Detalhe de uma amostra de solo na camada abaixo de 0,05 m
em LVdf-1 sob condição CN, com presença de microagregados. ... 99
Figura 24. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no CHa. ............ 101
Figura 25. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no LVdf-2. ......... 103
Figura 26. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no PVd. ............. 104
Figura 27. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no NVdf. ........... 106
Figura 28. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no LVd. ............. 108
Figura 29. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão
cisalhante () para a condição de uso LAV e CN no LVdf-1. ......... 110
Figura 30. Variação da umidade ótima para compactação do solo (UOC) em
função do conteúdo de argila e do conteúdo de matéria orgânica
do solo (MOS), para a condição CN considerando todas as
classes de solo estudadas. ............................................................ 114
Figura 31. Difratogramas de raios X da fração argila desferrificada da
camada 0,0-0,20 m dos solos. ....................................................... 118
Figura 32. Difratogramas de raios X da fração óxidos de ferro concentrada
da camada 0,0-0,20 m dos solos do estudo. ................................. 119
xiv
RELAÇÃO DE APÊNDICES
Apêndice 1. Resultado da análise de solo – Cambissolo Húmico alumínico
(CHa). ............................................................................................ 147
Apêndice 2. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho
distroférrico húmico (LVdf-2). ......................................................... 148
Apêndice 3. Resultado da análise de solo – Argissolo Vermelho distrófico
(PVd). ............................................................................................. 149
Apêndice 4. Resultado da análise de solo – Nitossolo Vermelho distrófico
típico (NVdf). .................................................................................. 150
Apêndice 5. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho distrófico
(LVd). ............................................................................................. 151
Apêndice 6. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho
distroférrico típico (LVdf-1). ............................................................ 152
xv
RELAÇÃO DE ABREVIATURA E SIGLAS
SPD – Sistema plantio direto
Ds – Densidade do solo
Dp – Densidade de partículas
p – Tensão de pré-consolidação
IC – Índice de compressibilidade
-Tensão de cisalhamento do solo
- Tensão cisalhante
- Ângulo de atrito interno
RP – Resistência mecânica do solo à penetração
MOS – Matéria orgânica do solo
MOP – Matéria orgânica particulada
MOM – Matéria orgânica associada aos minerais
FeFh – Ferro relativo ao óxido de ferro ferrihidrita
Fed – Ferro relativo aos óxidos de ferro pedogênicos
FeHm – Ferro relativo ao óxido de ferro hematita
FeGt – Ferro relativo ao óxido de ferro goethita
1. INTRODUÇÃO
A adoção do sistema de plantio direto frente ao sistema
convencional de preparo de solo (aração seguida de gradagem) incorporou
mudanças no sistema de se fazer agricultura. A introdução de novas áreas
produtivas antes tidas como impróprias para prática da agricultura devido a
problemas de ordem química e, ou, física, bem como a melhoria das áreas até
então cultivadas, foi possível devido a estudos e pesquisas que levaram em
conta a realidade naquele momento. Desde então, mudanças nos projetos
construtivos de máquinas (máquinas maiores, de maior potência e massa),
desenvolvimento de agroquímicos, reformulação e desenvolvimento de novas
fontes de fertilizantes, desenvolvimento de variedades adaptadas às diferentes
condições edafoclimáticas e estabelecimento de zoneamentos agroclimáticos
para diferentes culturas continuam sendo objeto de pesquisa devido à
singularidade das regiões brasileiras.
De maneira positiva, estas mudanças têm permitido que se façam
duas ou mais safras por ano. Isso implica em uma maior dinâmica nos
processos de colher-semear permitindo que, ao mesmo tempo em que uma
cultura está sendo retirada do campo, outra imediatamente está sendo
implantada. Isso traz aspectos positivos ao sistema como, por exemplo, a
manutenção de cobertura vegetal ao longo do ano sobre o solo, o sequestro de
carbono atmosférico pelas novas plantas que estão sendo estabelecidas, a
manutenção e o aumento da atividade microbiológica no solo, exploração
contínua do solo com diferentes sistemas radiculares e o favorecimento dos
processos de agregação do solo. Em regiões onde as condições de clima
apresentam alguma limitação para a realização de mais de dois cultivos anuais,
o solo tem sido utilizado com integração agricultura-pecuária.
No entanto, para a consolidação da prática de colher-semear e a
possibilidade de realização de mais de duas safras agrícolas por ano é muito
comum, por parte dos agricultores, a não observância das condições do
2
conteúdo de água do solo quando das operações de colheita e semeadura.
Para a operação de colheita, em tese, o que importa é a condição de umidade
da planta, ou seja, desde que a planta permita a trilha e a máquina não “atole”
na lavoura o processo de colheita é realizado. Seja por desinformação (por não
conhecer qual a faixa de umidade em que se deveria trabalhar naquele solo) ou
por necessidade de realizar determinada prática (em vista das “janelas de
semeadura” dessas práticas serem curtas para a implantação de nova cultura)
o tráfego ocorre, e pode levar a problemas sérios de compactação de solo.
Os problemas de compactação de solo ocorrem quando a
capacidade de suporte de carga do mesmo é ultrapassada. Procurando
determinar qual é a carga máxima que um solo consegue suportar, diversos
modelos matemáticos foram criados, nenhum, entretanto, de aceitação
universal. Esses modelos têm por parâmetro o índice de vazios e, ou, a
densidade do solo em função da carga aplicada. No entanto, a capacidade de
suporte de carga é regida tanto por fatores externos como internos ao solo. Os
externos são passíveis de controle sendo, tipo de máquina, tipo de pneu, carga
sobre os pneus, pressão de inflação dos pneus, velocidade de deslocamento e
cobertura vegetal. Já os internos são o teor de argila, agregação, densidade
inicial, conteúdo de material orgânico e conteúdo de água. Este último fator
apresenta especial interesse na capacidade de suporte de carga dos solos.
Além destes, recentes estudos tem apontado que a composição mineralógica
dos solos, em conjunto com os demais fatores acima citados, tem oferecido
respostas importantes em termos de capacidade de suporte de carga.
Com base no exposto, este trabalho foi norteado pelas hipóteses de
que solos com mesmo material de origem, por ação diferenciada dos fatores de
formação do solo, apresentam diferenças mineralógicas e, por conseqüência,
na sua capacidade de suporte de carga. Solos com teores de carbono orgânico
similares, podem ter sua capacidade de suporte de carga explicada pela sua
mineralogia.
Para testar estas hipóteses buscaram-se investigar, em diferentes
classes de solos ocorrentes no Estado do Rio Grande do Sul, trabalhadas com
lavouras produtoras de grãos em sistema plantio direto há mais de cinco anos,
alguns atributos físicos, químicos e mineralógicos; determinar a capacidade de
suporte de carga (por meio da tensão de pré-consolidação) e a resistência
3
mecânica do solo ao cisalhamento, e estabelecer relações entre estas
variáveis, comparando-as com a condição de campo nativo, e entre as classes
de solos.
2. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA
2.1. Compactação do solo em áreas agrícolas
Toda alteração na forma de uso dos solos gera impactos diretos e
indiretos em suas características (sejam estas alterações de ordem física e, ou,
química e, ou biológica) que, por sua vez, tem reflexos nas atividades
antrópicas.
Em se tratando de áreas agricultáveis ou com potencial agrícola
ainda não explorado, os problemas de compactação do solo têm sido alvo de
investigação científica, principalmente em grandes empreendimentos. Não
obstante, é crescente a preocupação com reflexos causados por problemas de
compactação excessiva em pequenas propriedades rurais, principalmente
aquelas que têm em suas atividades o somatório de bovinocultura de leite e
produção de grãos.
Seguindo a tendência mundial de substituir o trabalho braçal nas
propriedades pelo uso de máquinas (maiores e mais pesadas), há um aumento
direto na frequência de tráfego sobre o solo e, por consequência, aumento da
probabilidade de demasiada compactação, primeiramente em superfície e,
posteriormente, em subsuperfície.
A compactação tem sido apontada como a principal causa da
degradação de áreas tanto agrícolas, como florestais, na agricultura dita
“moderna” (Peng et al., 2004; Saffih-Adadi et al., 2009). Estudos apontam que
a área acometida por problemas desta ordem seria de 6,8x104 km2 em todo o
mundo (Oldeman et al., 1991; Flowers & Lal, 1998). Diversos autores relatam
problemas devido à compactação excessiva (Carder & Grasby, 1986
(Austrália); Tardieu, 1994 (França); Suhayda et al., 1997 (China); Mwendera &
Saleem, 1997 (Ethiopia); Bondarev & Kuznetsova, 1999 (Rússia); Aliev, 2001
(Azerbaijan); Ohtomo & Tan, 2001 (Japão); Russell et al., 2001 (Nova
5
Zelândia); Akker & Canarache, 2001 (Europa); Hamza & Anderson, 2003
(Austrália).
No Brasil, inúmeros trabalhos têm sido voltados ao estudo das
causas e efeitos da compactação do solo no crescimento e desenvolvimento
radicular (Gonçalves et al., 2006; Freddi et al., 2007; Reichert et al., 2009) e no
rendimento de grãos das culturas (Chancellor, 1971; Silva et al., 2000; Secco,
2003; Beutler et al., 2005).
Todos esses trabalhos apontam problemas relacionados à
compactação do solo para fins de uso em práticas agrícolas. Mas quando um
solo é considerado compactado? Em agronomia, um solo não saturado é
considerado compactado quando a porosidade total, particularmente a
porosidade de aeração da massa de solo é baixa a ponto de restringir as trocas
gasosas no solo, ou quando as partículas do solo estão tão próximas e seus
poros tão pequenos que impede a penetração de raízes, infiltração de água ou
drenagem do seu excesso (Hillel, 2004).
Determinar valores de porosidade e de densidade do solo dentro de
uma faixa considerada limitante ao desenvolvimento das plantas não é tarefa
fácil. Uma única característica por si só não é suficiente para predizer se um
solo está ou não compactado. A integração de diversas avaliações como
resistência mecânica do solo à penetração em função da densidade do solo,
porosidade de aeração, água na capacidade de campo, água no ponto de
murcha permanente e densidade crítica para cada classe de solo tem sido
usada para melhor entender as relações solo-planta. Esse somatório de
características integradas é chamado de intervalo hídrico ótimo (IHO), e tem
motivado diversos estudos (Beutler et al., 2007; Kaiser et al., 2009; Sequinatto,
2010).
2.1.1. O processo de compressibilidade
O termo compactação do solo refere-se à compressão do solo não
saturado, por meio de ações antrópicas, durante a qual existe um aumento da
sua densidade em consequência da redução de seu volume (Gupta & Allmaras,
1987, Gupta et al., 1989) ou quando a aplicação de uma pressão externa
excede a resistência do solo (Lipiec et al., 2003).
6
Outra interpretação da expressão quantitativa da resistência do solo
a um decréscimo de volume, quando lhe é imposto um determinado regime de
tensão, é denominada de compressibilidade (Soane, 1990), ou seja, é a
facilidade com que um solo se compacta (Imhoff, 2002). Dias Junior & Pierce
(1996) apontam diversos modelos para avaliar a compactação do solo. No
Brasil, o modelo mais utilizado é o ensaio de compressão uniaxial confinada,
executado em um equipamento denominado de prensa oedométrica, cuja
metodologia de execução encontra-se descrita na norma NBR 12007/90
(ABNT, 1990). Os parâmetros de maior interesse, que podem ser extraídos da
curva de compressão do solo são a tensão de pré-consolidação (p) e o índice
de compressibilidade (IC).
A p é um indicador da capacidade de suporte e da história de
tensões às quais o solo foi submetido, sendo definida como a máxima pressão
que o solo sofreu no passado (Dias Junior & Pierce, 1996) ou a tensão de água
mais negativa experimentada pelo mesmo (Veiga et al., 2007). Quando se
aplicam tensões inferiores à p, o solo sofre deformações pequenas, elásticas
e reversíveis, de forma que o mesmo não apresentará compactação adicional.
Tensões superiores à p resultam em deformações plásticas e irreversíveis;
neste caso, o solo sofrerá compactação adicional.
Este modelo de predição do estado de compactação do solo
relaciona o índice de vazios (ou a densidade do solo) com o logaritmo da
pressão aplicada. Para solos que não sofreram nenhuma pressão prévia, sua
curva de compressão apresenta-se como uma reta (Larson & Gupta, 1980;
Lebert & Horn, 1991). Em solos que já sofreram pressão prévia no passado ou
mesmo ciclos de umedecimento e secagem, a curva de compressão apresenta
duas regiões distintas: um segmento curvo e outro retilíneo (Lebert & Horn,
1991). O segmento curvo é denominado de linha de compressão secundária e
sua conformação, mais ou menos acentuada, representa os níveis de pressão
experimentados no passado, enquanto o segmento reto representa a linha de
compressão virgem. A tensão a partir da qual a curva de compressão torna-se
uma linha reta corresponde à p.
Utilizando métodos empíricos é possível estimar o valor mais
provável da p e sua ordem de grandeza. No Brasil, os métodos mais utilizados
7
para determinação da p são o de Casagrande e o de Pacheco Silva, ambos
descritos na NBR 12007/90 (ABNT, 1990). Arvidsson & Keller (2004)
analisando estes métodos, encontraram diferenças na magnitude da p em
função do uso de um ou outro método de cálculo, sendo os maiores valores
obtidos pelo método de Casagrande. Isso sugere que, quando consultada
literatura a respeito deste assunto, atenção especial deve ser dada a qual
método foi usado para determinação da p. Os mesmos autores advertem que
o limite entre as deformações elásticas e plásticas dentro da curva de
compressão do solo não é abrupta, mas sim gradual, ou seja, é provável que
deformações plásticas ocorram com aplicações de tensões próximas, mas
inferiores à p.
No entanto, a magnitude da variação da p depende de fatores
internos e externos do solo (Lebert & Horn, 1991). Os fatores internos que
governam a p são a história de tensões (Gupta et al., 1989; Reinert, 1990;
Dias Junior, 1994), o conteúdo de água do solo (Gupta et al., 1985; Dias Junior,
1994; Assis & Lanças, 2005; Miranda, 2006), a textura do solo (Silva, 1984;
Gupta et al., 1985; Dias Junior, 1994; Reichert et al., 2010), a estrutura do solo
(Dexter & Tanner, 1973; Horn, 1988; Pereira et al., 2005), a mineralogia, o pH
e trocas de íons (Schmertmann, 1955) e a densidade inicial do solo (Gupta et
al., 1985; Reinert, 1990; Dias Junior, 1994). Por outro lado, os fatores externos
que corroboram para a variação da p são caracterizados pelo tipo,
intensidade e frequência de carga aplicada sobre o solo (Koolen & Kuipers,
1983; Raghavan et al., 1990; Lebert & Horn, 1991).
Além destes fatores, Soane (1990) afirma que a matéria orgânica do
solo (MOS) aumenta a resistência do solo à compactação, sendo mais evidente
quando o solo encontra-se úmido e o mesmo é submetido pressões inferiores a
100 kPa. Esse efeito atenuante do conteúdo de MOS estaria ligado ao efeito
cimentante do material orgânico às partículas minerais do solo principalmente
no interior dos agregados; à elasticidade, que confere ao solo a propriedade
de, depois de cessada e removida a carga sobre o mesmo, recuperar, em
parte, o seu volume original; efeito de diluição, devido ao fato de o material
orgânico apresentar menor densidade que a fração mineral (tanto pela baixa
8
densidade da partícula, como pelo menor número de pontos de contato – grau
de empacotamento); efeito de filamento, conferido pelas raízes (especialmente
as vivas) e pelas hifas de fungos e, efeito na carga elétrica das partículas de
solo (floculação e dispersão).
No entanto, pesquisas têm demonstrado efeitos contraditórios
quando se relaciona a p e o IC ao teor de MOS. Braida (2004) verificou que,
em um Nitossolo de textura muito argilosa, os valores de p aumentaram com o
incremento do teor de MOS, sendo mais pronunciados em conteúdos de água
mais elevados. Porém, este comportamento não foi tão claro para um Argissolo
de textura arenosa, quando em valores de densidade menores do que 1,3 Mg
m-3. O autor associou esta diferença de comportamento dos solos ao fato de
que, no Argissolo, o aumento do teor de MOS diminuiu a densidade do solo e,
assim, o número de pontos de contato entre as partículas e a resistência à
deformação, o que não foi observado para o Nitossolo. Também salienta que o
efeito da MOS sobre a p é dependente da textura dos solos e do conteúdo de
água.
Em contraponto, Lebert & Horn (1991) e Pereira et al. (2007)
apontam que p diminui com o aumento no teor de MOS, sendo mais evidente
em solos argilosos, atribuindo esse comportamento à diferença na curva de
retenção de água no solo provocada pela MOS. Comportamento similar foi
encontrado por Debiasi (2008) que observou uma redução na densidade do
solo ocasionada pela MOS adicionada pelas plantas de cobertura
predominando sobre o aumento da resistência dos agregados. A fração
particulada da MOS, a matéria orgânica particulada (MOP), em conjunto com
as raízes atuam como agentes formadores de macroagregados (Haynes &
Beare, 1996, Goldchin et al., 1997). Estes, devido ao maior tamanho
geométrico podem levar a menor p, sendo este comportamento atribuído a
menor área de contato superficial entre os mesmos (Pereira et al., 2005).
Um segundo parâmetro, não menos importante que a p, também
obtido do ensaio de compressibilidade, é o IC. O IC corresponde à tangente do
ângulo de inclinação da reta de compressão virgem e reflete a taxa de variação
do índice de vazios ou da densidade do solo em resposta ao logaritmo da
pressão aplicada. Dias Junior & Pierce (1996) o consideram indicador da
9
suscetibilidade do solo à compactação. O IC diminui com o aumento da
densidade inicial do solo (Imhoff, 2002; Veiga et al., 2007). Esse
comportamento é explicado pela aproximação das partículas de solo (aumento
do número de pontos de contato) o que, por consequência, diminui o espaço
disponível para a movimentação e novo rearranjo (Imhoff, 2002).
O IC é influenciado pela densidade do solo e, por consequência,
pelo seu arranjo poroso, sendo assim a granulometria do solo influencia no IC.
Larson et al. (1980) e Imhoff (2002) verificaram que o IC, ou seja, a
suscetibilidade do solo à compactação, aumenta com aumento do teor de argila
até valores próximos a 0,30 kg kg-1, mantendo-se constante a partir deste valor.
Segundo Larson et al. (1980), isso ocorre porque a partir deste valor os solos
se constituem de uma matriz argilosa, com partículas maiores distribuídas no
interior das mesmas. Comportamento similar foi observado por Smith et al.
(1997) para solos siltosos, condizendo com este tipo de partícula que, segundo
este autores, são grandes demais para estabelecer ligações fortes entre
agregados, mas pequenas o suficiente para se empacotarem.
Por ser um resultado atrelado à p, o IC também é afetado pelo
conteúdo de água no solo de maneira quadrática (Braida, 2004). Segundo este
autor, este efeito está ligado às forças de coesão e adesão que atuam na
massa de solo. Sob baixo conteúdo inicial de água, o aumento do teor de água
faz com que o atrito entre as partículas do solo diminua, ou seja, diminui a
coesão do solo. Dessa forma, há uma facilitação no cisalhamento dos pontos
de contato entre as partículas. Esse comportamento é também visualizado em
ensaios com cisalhamento de amostra de solo. Por outro lado, sob alto
conteúdo gravimétrico de água no solo (ex. na faixa de limite de liquidez), as
forças de coesão e adesão são reduzidas, e a água por não ser compressível,
deforma o solo.
2.2. Resistência mecânica do solo ao cisalhamento
A resistência ao cisalhamento de um solo é a máxima tensão de
cisalhamento que o solo pode suportar sem sofrer ruptura (Rocha, 2003), ou é
o somatório do atrito existente entre as partículas e das forças coesivas
existentes entre elas (Caputo, 1981). Ou seja, é a região da massa de solo
10
onde todos os pontos de contato entre partículas atingem um valor limite de
resistência acima do qual a massa de solo se desagrega.
A resistência ao cisalhamento dos solos, expressa por meio da
tensão cisalhante () pode ser expressa pela equação de Coulomb:
c + tg
Onde:
= tensão de cisalhamento do solo;
c = coesão do solo;
= tensão normal que a superfície de ruptura está submetida;
= ângulo de atrito interno do solo.
Analisando a equação de Coulomb, observa-se que a está
ancorada nos fatores de c e . Conhecer estas duas variáveis é de
fundamental importância para o entendimento da resistência do solo ao
cisalhamento.
A coesão (c) é definida como sendo a propriedade por meio da qual
as partículas e agregados do solo se mantêm unidos entre si (Head, 1982), ou
ainda é a força capaz de manter um corpo de solo (agregado) em sua condição
natural ou mesmo confinado em um recipiente sem deformar e, ou, esboroar-se
sem que haja pressão ou tensão externa alguma (Braida, 2004).
Dentre as características químicas, as que mais interferem nas
propriedades físicas do solo são a presença de cátions bi e trivalentes e
agentes cimentantes (óxidos de ferro e alumínio e material orgânico) o que,
segundo Sánchez-Girón (1996), caracterizam uma maior coesão das
partículas, principalmente em solos argilosos e densos. Sendo a coesão
diretamente relacionada à , quanto maior a coesão entre partículas, maior
será a . Características intrínsecas do solo como textura, estrutura, conteúdo
de matéria orgânica, densidade, mineralogia e conteúdo de água (Zhang, 1994;
Rocha et al., 2002) interferem na maior ou menor , pois alteram as
características da massa de solo e, por conseqüência, a c e o .
11
Caputo (1981) dividiu a coesão do solo em dois tipos: coesão
aparente (inter-agregados) e coesão verdadeira (intra-agregados). De acordo
com Sánchez-Girón (1996), a coesão intra-agregados está relacionada às
forças eletroquímicas das partículas, sendo dependente da textura, tipo e
quantidade de matéria orgânica, mineralogia e tipos de íons em solução. A
coesão verdadeira aumenta com a redução no conteúdo de água do solo,
devido a uma maior aproximação entre as partículas do solo, como verificado
por Arvidsson et al. (2001) e da Silva & Cabeda (2005). Por sua vez, a coesão
inter-agregados relaciona-se à existência de forças de tensão superficial nas
interfaces água/ar, agindo como uma força externa. O número destas
interfaces e, consequentemente, a coesão inter-agregados, aumenta com o
incremento no conteúdo de água do solo até um determinado limite, quando a
água satura uma grande porcentagem de poros. Nesta situação, as interfaces
ar/água diminuem e a coesão inter-agregados decresce. Além disso, interferem
nesta, as características do espaço poroso e da concentração de íons na
solução do solo.
Em estudos de mecânica do solo, os constituintes orgânicos, que
estão na maioria das vezes associado às partículas minerais, têm uma atenção
especial devido ao seu comportamento atípico. Por possuir um comportamento
tanto coloidal, quanto molecular, a MOS atua sobre os dois tipos de coesão.
Em solos com textura mais arenosa, a MOS, por possuir uma alta capacidade
de troca de cátions (CTC), entre 400 e 1400 cmolc kg-1, e uma grande área
superficial específica (ASE), entre 800 e 900 m2 g-1 (Meurer, 2004), permite um
maior número de pontos de contato entre as partículas minerais, com
consequente aumento da estabilidade dos agregados (Mielniczuk et al., 2003;
Salton et al., 2008), especialmente os microagregados, e aumento da força de
retenção de água (Centurion & Demattê, 1985), aumentando a do solo.
Nesse sentido a magnitude dos efeitos da MOS sobre a dependerá do
balanço de seus efeitos sobre a densidade do solo, tensão de água no solo,
parâmetros de cisalhamento e grau de saturação de água (Zhang et al., 1997).
O processo de lessivagem (migração de argila dispersa de
horizontes superficiais para horizontes subsuperficiais que pode ocorrer de
forma natural – Fanning & Fanning, (1989) ou induzida) também pode
12
colaborar para variações na . Isso pode ocorrer pela mudança de uso do solo
que acaba propiciando um maior grau de dispersão das partículas de argila
(Nielsen et al., 1972), pelo uso de corretivos de acidez do solo, como o calcário
(Bortoluzzi et al., 2010) e fosfato que tem sido muito utilizado em lavouras.
Neste caso, a superfície das caulinitas, óxidos de ferro e alumínio adsorvem o
fosfato, resultando numa inversão de cargas positivas para cargas negativas,
dispersando a argila (Mesquita Filho & Torrent, 1996). Além da argila, óxidos
de ferro, silício, alumínio, e MOS também eluviam (Duncan & Franzmeier,
1999) podendo aumentar a coesão dos solos em horizontes subsuperficiais e
tornar-se um empecilho ao crescimento radicular das plantas, principalmente
em solos com baixa tensão de água (Kimpe et al., 1983). No entanto, é um
fator que permite maior o que é importante para condições de tráfego de
rodados.
Outro parâmetro que está diretamente relacionado com as variações
é o . Este parâmetro é afetado principalmente pelo entrosamento entre as
partículas que compõe a massa de solo, sendo resultado do rolamento e
deslizamento destas (Pinheiro & Soares, 2000), quando uma força externa é
aplicada. Logo, características como forma, tamanho, dureza, rugosidade
superficial e grau de empacotamento das partículas determinam o de solos.
Além destas características, a mineralogia, a densidade e o conteúdo de água
no solo afetam o . A presença de agentes cimentantes como os óxidos de
ferro e alumínio podem aumentar a estabilidade de microagregados que,
quando submetidos a cargas menores que a sua resistência interna,
comportam-se como grãos de areia (devido ao maior tamanho geométrico),
elevando o dos solos como apontado por Lebert & Horn (1991).
Da mesma forma, a densidade do solo interfere no por alterar o
arranjo espacial das partículas, variando o número de pontos de contato entre
as partículas. Neste sentido, a presença de material orgânico diminui a
densidade do solo, reduzindo o número de pontos de contato entre as
partículas e, por consequência o . Comportamento similar é observado
quando da variação no conteúdo de água do solo, devido ao efeito lubrificante
13
que a água proporciona, quando em contato com as partículas da massa de
solo.
É notável que o fator água no solo interfere de maneira direta tanto
sobre as variáveis de compressão do solo como as de . Ao mesmo tempo, o
conteúdo de água no solo está relacionado com o conteúdo de argila, MOS,
agregação e mineralogia. Neste sentido, Giarola et al. (2002) estudando as
relações entre propriedades físicas e características de solos da região Sul do
Brasil, encontraram relação positiva entre teor de água disponível e quantidade
de óxidos de alumínio no solo, mostrando que 18% da água disponível para as
plantas se deve a presença dos óxidos de alumínio. Tal observação se deve ao
fato de que, a presença de óxidos de alumínio no solo, interfere positivamente
na maior agregação (especialmente microagrregados), tornando o solo mais
poroso, e aumentando a capacidade de absorção, retenção e redistribuição de
água.
2.3. Propriedades físicas do solo afetadas pelo tráfego de máquinas
O tráfego de máquinas e ou de animais sobre o solo impõe
deformações sobre o solo, podendo estas ser prejudiciais ou não, dependendo
do objeto em estudo. Para a trafegabilidade de máquinas agrícolas é desejável
uma superfície mais rígida, que permita o máximo potencial de tração com a
menor patinagem. No entanto, esta mesma condição não é a mais desejável
para o estabelecimento e desenvolvimento de plantas.
A magnitude das deformações que o solo sofre, afetando sua
estrutura, está intimamente relacionada com o conteúdo de água, conteúdo de
MOS, a textura, mineralogia, estrutura, densidade inicial, pH e íons presentes
na sua solução. Alterações na estrutura do solo podem afetar o
desenvolvimento do sistema radical das plantas, uma vez que os atributos
físicos do solo governam, de maneira direta, a disponibilidade de água e
nutrientes, as trocas gasosas e a resistência mecânica do solo à penetração
das raízes. A observação desses atributos referente à magnitude da variação
de seus valores tem sido usada por diversos estudos (Camara & Klein, 2005b;
Beutler et al., 2007; Debiasi, 2008; Freddi et al., 2009; Sequinatto, 2010) como
indicadores do estado de compactação do solo e qualidade física do solo.
14
2.4. Indicadores do estado de compactação do solo
Indicar um parâmetro para servir como indicador do estado de
compactação do solo não é uma tarefa simples, mas exige o entendimento do
assunto como um todo, e não somente às partes, sem ligação. Em se tratando
de compactação do solo, dizer se um solo está ou não compactado exige um
mínimo de entendimento não somente do solo, mas também de fisiologia de
plantas, principalmente no tocante ao sistema radicular.
Raper (2005) aponta a densidade do solo (Ds) e a resistência
mecânica do solo à penetração (RP) como os indicadores mais utilizados para
avaliar o estado de compactação do solo. A densidade do solo apresenta a
vantagem da independência do teor de água, com exceção de solos com
predominância de material com argilas expansivas. No entanto, por envolver a
coleta de amostras indeformadas com uso de aneis volumétricos, é um método
trabalhoso, demorado, destrutivo e invasivo. Muitas vezes, a coleta repetitiva
de amostras em pequenas parcelas experimentais pode inviabilizar seu uso
após pouco tempo.
Buscando alternativas em métodos que avaliam a capacidade de
suporte de carga dos solos, Dias Junior et al. (2004), Machado (2008) e Ajayi et
al. (2009b) relacionaram a RP com p, encontrando relações positivas, ou seja,
a p pode ser estimada pela RP. Sendo assim, a p pode ser utilizada como
um indicador do estado de compactação do solo, embora mais trabalhoso que
a determinação da RP. Além disso, Ajayi et al. (2009b) apontam que a
separação por classes de solos, auxilia, de maneira mais correta, a
interpretação dos resultados entre métodos.
No mesmo sentido, Gaggero et al. (2002) estudando a influência de
sistemas de preparo e pastejo nas características físicas do solo, usaram a
como elemento importante para caracterizar o estado de compactação do solo.
Estes autores mostraram que o teste de cisalhamento direto apresentou maior
sensibilidade na detecção dos efeitos da compactação até os 0,15 m de
profundidade, quando comparado com outras características físicas (ex.
densidade do solo), mostrando-se ser uma importante ferramenta na
determinação do estado de compactação dos solos.
15
Estudos mais recentes avaliam o uso de sensores acoplados às
hastes de equipamentos agrícolas para determinar o estado de compactação
do solo, como reportado por Adamchuk et al. (2004b). Este tipo de ferramenta
provê informações sobre o nível médio de compactação do solo no perfil inteiro
que é atingido pela ferramenta. Adamchuk & Molin (2006), apresentam em seu
trabalho um progresso significativo na detecção de áreas agrícolas
compactadas com uso de sensores, sendo possível a medida simultânea da
RP em três profundidades. Conte et al. (2007) avaliaram a demanda de tração
em haste sulcadora na integração lavoura-pecuária com diferentes pressões de
pastejo e sua relação com o estado de compactação do solo e apontam que o
aumento no esforço de tração requerido pelas hastes está relacionado ao
maior estado de compactação do solo. Além disso, a demanda de tração nas
hastes sulcadoras correlacionou-se positivamente com a RP. Isso aponta que o
uso deste tipo de sensor foi eficiente na determinação de estados de
compactação do solo.
Na tentativa de agrupar e relacionar as informações que
caracterizam e procuram identificar o estado de compactação do solo e sua
relação com o desenvolvimento das plantas, Letey (1985) propôs o “Least
Limiting Water Rage” traduzido como intervalo hídrico ótimo (IHO) que é a
umidade do solo na condição de capacidade de campo (CC) ou a umidade na
qual a porosidade de aeração é de 10%, e o limite inferior, que é a umidade do
solo equivalente ao ponto de murcha permanente (PMP) (1,5 MPa) ou a
resistência à penetração das raízes de 2 ou 3 MPa. Neste sentido, Beutler et al.
(2007) e Sequinatto (2010) verificaram a eficiência no uso do IHO no
monitoramento da compactação do solo.
O estabelecimento dos valores de densidade do solo críticos ao
desenvolvimento das plantas não é tarefa fácil. Conforme Hakansson & Lipiec
(2000), a resposta das culturas a este atributo varia de solo para solo,
principalmente em função da textura, o que dificulta a extrapolação dos
resultados experimentais.
Para reduzir as diferenças de resposta das plantas à densidade em
função do tipo de solo, Hakansson (1990) propôs o conceito de densidade
relativa, determinada através da razão entre a densidade do solo e um valor de
densidade de referência obtido pela compressão uniaxial de amostras grandes
16
e indeformadas de solo a uma tensão de 200 kPa. Seus resultados apontaram
um valor médio de densidade relativa de 0,87, considerado valor ótimo para os
solos, estando baseado em mais de 100 experimentos em diferentes classes
de solo.
A quantificação da resistência mecânica do solo à penetração (RP) é
feita mediante o emprego de equipamentos denominados de penetrômetros
sendo que, os mais utilizados são os constituídos por uma haste metálica que
apresenta um cone em uma de suas extremidades (Chancellor, 1994). Os
aspectos de maior relevância a serem observados referem-se à velocidade de
penetração (constante e igual a 30 mm s-1), ao conteúdo de água do solo
(execução do ensaio próximo ao conteúdo de água na capacidade de campo –
CC) e à limpeza do cone.
A RP aumenta e diminui, respectivamente, com a redução do
conteúdo de água e da densidade do solo (Klein et al., 1998). A diminuição da
RP com o incremento do conteúdo de água é mais pronunciada para solos
argilosos comparativamente aos arenosos (Mapfumo & Chanasyk, 1998). Por
outro lado, o aumento da RP em função do incremento na densidade do solo
torna-se menos evidente à medida que o teor de água aumenta (Klein et al.,
1998; Camara & Klein, 2005b), indicando que em solos úmidos, a RP é menos
sensível na detecção de camadas ou zonas de solo compactadas.
Para uma mesma carga aplicada, a variação do potencial matricial
do solo (conteúdo de água no solo) é o fator que governa a capacidade de
suporte de carga do solo ou, em outras palavras, se haverá ou não
compactação adicional ao solo. A variação do potencial matricial de água no
solo permite inferir a respeito da estabilidade do sistema poroso, conforme
relatado por Veiga et al. (2007). Conforme estes autores, a diminuição do
potencial matricial sob a aplicação de cargas pequenas foi muito maior na
escarificação e preparo convencional do que na semeadura direta, sugerindo
que a rigidez do sistema poroso é maior na semeadura direta do que no
preparo convencional e na escarificação.
Dessa forma, a maior rigidez do sistema poroso está relacionada
com o grau de estruturação e agregação do solo. Oades (1984) aponta que
uma estrutura do solo adequada às plantas é aquela que, além de ser estável,
propicia a existência de poros para o armazenamento de água disponível às
17
plantas, para a infiltração e transmissão de água e para a aeração, bem como
não haja resistência impeditiva ao crescimento das raízes. Dexter (1988)
considera que a estrutura ideal do solo deve ser tal que 10% dos poros sejam
maiores que 30 µm para aeração e infiltração rápida de água, bem como haja
um máximo de volume de poros entre 30 e 0,2 µm de diâmetro para
armazenamento de água disponível às plantas. O mesmo autor salienta ainda
que uma boa estrutura diminui as perdas de solo, água, nutrientes e moléculas
de agrotóxicos por erosão e, ainda, facilita as operações de preparo do solo.
Considerando a estrutura como um dos indicadores de qualidade do
solo e, apontando as características mencionadas por Oades (1984) como
adequadas, a aplicação de técnicas que levem a destruição daquelas
condições afeta negativamente o sistema solo. A aplicação de práticas, muitas
vezes errôneas por parte de produtores, mas necessárias naquele momento
específico (como preparo do solo, semeadura e colheita em condições de alto
conteúdo de água no solo) acarretam problemas de compactação excessiva do
solo (aumento da densidade) com danos á estrutura física do mesmo (redução
da macroporos e aumento de microporos).
2.5. Manejo da compactação do solo e efeitos sobre o
desenvolvimento de plantas
Práticas de manejo têm visado reduzir os problemas de
compactação adicional sofridos pelo solo. Estas se baseiam em métodos
preventivos ou corretivos, enquanto outras agem em ambas as formas.
Melhorias no sistema de manejo do solo ou ainda mobilização via preparo do
solo foram relatadas por Unger & Kaspar (1994). Estes autores apontam que
as melhorias no sistema de manejo abrangem práticas preventivas, como o
tráfego controlado e, preventivo-corretivas, como o aumento do teor de MOS e
a abertura de bioporos pelas raízes das plantas e pela macro e mesofauna do
solo. Assim, um sistema de semeadura direta com grande aporte de resíduos e
com rotação/sucessão de culturas visando explorar sistemas radiculares que
atuem em profundidades diferentes, auxilia na recuperação e manutenção de
uma qualidade física do solo satisfatória para o desenvolvimento das culturas.
18
Estudando os efeitos da compactação provocada pelo tráfego de
tratores sobre determinadas características de um Latossolo Vermelho e
associando-as ao crescimento radicular e à produtividade da cultura do milho,
Freddi et al. (2007) observaram que o tráfego de tratores causou maior
compactação na camada de 0-0,10 m e, mesmo com baixa restrição hídrica no
período de crescimento vegetativo da cultura, as restrições físicas resultantes
da compactação do solo provocaram alterações na morfologia do sistema
radicular do milho (Foloni et al.; 2003), reduzindo a produtividade da cultura,
mas não foram impeditivos ao enraizamento.
Há grande variação nos resultados de pesquisas sobre os efeitos da
compactação do solo no estabelecimento, crescimento e rendimento das
culturas. Na sua maior parte esta variação está ligada a diferenças de solos,
mineralogia, regimes de umidade, localização da camada compactada no perfil
do solo, mineralogia e relações com atributos acima apresentados, bem como
estudos de fisiologia e morfologia de crescimento radicular da planta.
2.6. Influência da mineralogia em parâmetros físicos do solo
Minerais são componentes inorgânicos naturais com características
químicas e propriedades cristalinas definidas, influenciando as propriedades
físicas e químicas de diferentes tipos de solos. O arranjo entre os minerais
manifesta-se na agregação e estrutura do solo e, consequentemente, reflete na
resistência do solo ao cisalhamento (Spoor et al., 2003; West et al.; 2004).
Nos solos das regiões tropicais e subtropicais a presença de
minerais como a caulinita, a goethita, a hematita e a gibbsita têm sido foco de
diversos estudos devido sua importância nos processos físico-químicos que
ocorrem no solo como na formação de agregados, porosidade, retenção de
água, drenagem, reações de troca, lixiviação de nutrientes e cor do solo.
Os argilominerais filossilicatados 1:1 (grupo da caulinita) são,
provavelmente, o grupo de maior expressão e frequência nos solos do mundo.
Sua importância diz respeito ao tipo de agregação que possui. Por possuir uma
estrutura planar, a caulinita permite um arranjo face a face das partículas o que
confere uma estrutura do solo em blocos. Esse tipo de arranjo também
favorece o crescimento dos agregados (Mello & Wypych, 2009). Melo et al.
19
(2008) avaliando a morfologia de agregados de Latossolo Bruno e Vermelho no
Estado do Paraná, observaram que, para algumas classes de agregados de
horizontes Bw, houve um aumento no diâmetro médio geométrico e área,
alongamento preferencial em um eixo e redução da rugosidade externa dos
agregados, atribuindo isso ao maior teor de caulinita na fração argila. Ferreira
et al. (1999a) estudando a mineralogia da fração argila e estrutura de
Latossolos da região sudeste do Brasil apontam que as partículas de grãos de
quartzo do Latossolo caulinítico estão envoltos em um plasma denso, contínuo
e com pouca tendência de desenvolvimento de microestrutura, mas com forte
tendência de desenvolver estruturas em blocos.
No entanto, o solo não é um corpo homogêneo. Neste sentido a
caulinita relaciona-se com os demais minerais no solo, podendo ter seu efeito
floculante potencializado. Dimirkou et al. (1996) verificaram que, quando a
caulinita tem sua superfície coberta por cargas positivas, aumenta o seu
potencial de agregação. Desta forma, no solo, quando a caulinita está em
contato com óxidos de ferro (Fe) e alumínio (Al), o efeito pode ser o mesmo,
porém em menor magnitude, visto que dificilmente um solo agrícola terá
condição de pH≤3,0 (condição do teste). Outra constatação sobre o efeito
floculante da caulinita junto aos óxidos de Fe e Al é que, solos cauliníticos
dependem menos da MOS para a formação inicial de agregados (Denef et al.,
2002). No entanto, a estabilização destes agregados está vinculada a ação dos
processos físicos e biológicos que ocorrem no solo (Six et al., 2004), como o
crescimento de raízes, atividade biológica e ciclos de umedecimento e
secagem.
Assim como a caulinita, os óxidos de Fe (especialmente goethita e
hematita) e de Al (gibbsita) também possuem efeito de floculação e agregação
no solo. No entanto, a ocorrência de goethita e hematita em solos estão
condicionadas em grande parte as condições ambientais. Enquanto a goethita
é formada em ambientes mais úmidos e frios e, ou, posição de topografia que
permita o acúmulo de água, a hematita se dá em condições de ambientes
quentes e úmidos e ou, em posições de relevo suave ondulado a plano, que
permitam drenagem livre, condições também ideais para formação de gibbsita.
No entanto, sendo o solo um sistema termodinâmico aberto é possível a co-
existência de ambas as espécies minerais em um mesmo local.
20
Os óxidos de ferro estão também associados à caracterização da
cor do solo. Solos com matiz mais vermelho há predominância da hematita,
enquanto matizes mais amarelos há predominância de goethita. Além disso, os
óxidos possuem uma elevada densidade (3,0 a 5,3 kg dm-3) quando
comparados com os silicatos (2,0 a 2,8 kg dm-3) (Schwertmann & Taylor, 1989).
Essa característica fornece subsídio para explicar valores de densidade de
partículas entre solos.
A manifestação da agregação proporcionada pelos óxidos de Fe e
de Al volta-se a uma estrutura mais granular dos solos o que determina
menores valores de Ds (Ferreira et al., 1999a). No entanto, Giarola et al. (2002)
apontam que os óxidos de Fe nem sempre influenciam a Ds e a agregação
(Muggler et al., 1999), podendo estar associado à estrutura do mineral. Na
hematita há um empacotamento uniforme entre os íons oxigênio de um
octaedro e outro, enquanto que, na goethita não há um empacotamento
perfeito entre os íons O e os íons de hidrogênio dos octaedros. Esse
empacotamento é o que confere as características do tipo de estrutura formada
no solo (se em bloco ou em pó de café).
Esse comportamento de agregados menores e mais resistentes que
está associado à presença dos óxidos de ferro é mais notável ainda com a
presença do óxido de Al gibbsita. Isso ocorre porque, na gibbsita, os íons OH
de uma lâmina situam-se exatamente sobre os íons OH da lâmina
subsequente, ou seja, não há um empacotamento denso. Essa característica é
refletida na agregação do solo, sendo superior ao efeito dos óxidos de Fe.
Ajayi et al. (2009a), em estudo observando a resistência de cinco
solos (em distintos potenciais matriciais), com diferentes características
mineralógicas, apontam que a cor do solo poderia ser usada como indicativo da
capacidade de suporte de carga em Latossolos. Os mesmos autores apontam
que Latossolos Vermelhos (predominância da hematita) tem menor capacidade
de suporte de carga quando comparado aos Latossolos Brunos e que, entre os
Latossolos Vermelhos, as diferenças de mineralogia interferem na capacidade
de suportar carga.
Estudando sete amostras de Latossolos coletadas nos Estados de
Minas Gerais até o Espírito Santo, Ferreira et al. (1999a) concluem que as
propriedades físicas associadas à estrutura do solo foram marcadamente
21
influenciadas pela mineralogia da fração argila. Similarmente, Ajayi et al.
(2009b) relataram algumas relações entre resistência do solo ao cisalhamento
com os argilominerais em amostras de Latossolos coletados no Rio Grande do
Sul, Minas Gerais e Espírito Santo.
Ajayi et al. (2009b) estudando a relação entre resistência do solo e
atributos mineralógicos em Latossolos brasileiros, concluíram que, a
capacidade de suporte em todas as amostras variou em função do potencial
matricial de água no solo. A elevação do potencial matricial de água no solo
aumentou a resistência, contudo variou de solo para solo em função de sua
estrutura (Imhoff et al., 2004). Em baixo potencial matricial de água, a
resistência do solo reduziu consideravelmente, devido à baixa pressão de água
nos poros, dentro do solo. Resultados semelhantes foram obtidos por Peng et
al. (2004) e Pereira et al. (2007).
A ausência de gibbsita e baixas quantidades de óxidos de ferro
favorecem o arranjo face-a-face das chapas de caulinitas (especialmente em
Latossolos Amarelos), contribuindo para uma estrutura em bloco, alto valor
densidade, menor porosidade e maior capacidade de suporte de carga dos
solos (Ajayi et al., 2008). Por outro lado, estes autores observaram que,
quando presente, a gibbsita age como se fosse uma “cunha” entre as folhas da
caulinita, favorecendo assim uma estrutura granular, baixa densidade e
particularmente tornando o solo suscetível à compactação em alta tensão de
água.
Estudando a mineralogia de um Latossolo Vermelho distroférrico
submetido a diferentes sistemas de manejo por 24 anos no Paraná, usando
diferentes técnicas de difratometria, Gonçalves et al. (2008) não observaram
mudanças significativas na mineralogia do solo decorrentes dos diferentes
sistemas de manejos. No entanto, alterações no uso do solo em função de
singularidades na mineralogia dentro de uma mesma área são possíveis de
ocorrer.
Quando se fala em compactação de solo é notável o grande número
de variáveis que estão relacionadas com o comportamento compressivo do
solo. O estudo e entendimento isolado de um único fator é importante, porém,
quando se interage com as demais variáveis em questão aquele
comportamento pode não ter efeito significativo no contexto global.
22
Os fatores externos que regem o comportamento compressivo do
solo são bem detalhados e conhecidos na literatura. No entanto, o
entendimento das características internas do solo, como textura, estrutura, tipo
e concentração de íons na solução do solo, quantidade e tipo de mineral que
compõe a matriz do solo, teor e tipo de MOS, quantidade de água presente
bem como, quantidade e tipo de raízes que estavam e estão no solo no
momento que antecedem o tráfego, são características que merecem atenção
especial e investigação por parte das instituições de pesquisa
3. MATERIAL E MÉTODOS
3.1. Locais de amostragem
Para o estudo foram selecionados seis locais de amostragens
(Figura 1), abrangendo classes de solos distintas ocorrentes no Estado do Rio
Grande do Sul, em duas situações de uso, lavoura (LAV) e condição natural
(CN). As classes de solos selecionados foram o Latossolo Vermelho
distroférrico típico – LVdf-1 (Santo Ângelo), Latossolo Vermelho distroférrico
húmico – LVdf-2 (André da Rocha), Latossolo Vermelho distrófico – LVd (Cruz
Alta), Cambissolo Húmico aluminíco - CHa (Bom Jesus), Nitossolo Vermelho
distrófico típico – NVdf (Bom Retiro do Sul) e Argissolo Vermelho distrófico
típico – PVd (Eldorado do Sul), sendo identificadas com base na publicação
Solos do Rio Grande do Sul (Streck et al., 2008).
Figura 1. Locais de amostragem do solo para realização do estudo. Fonte:
Adaptado de www.museumin.ufrgs.br.
24
Estas classes de solos estão localizadas sob as duas classificações
climáticas descrita por Köppen predominantes no Estado do Rio Grande do
Sul: clima subtropical úmido com verão quente – Cfa (LVdf-1, LVd, NVdf e
PVd); e subtropical úmido com verão ameno – Cfb (CHa e LVdf-2). As
condições de temperatura e precipitação pluviométrica do clima em cada região
são apresentadas nas Figuras 2 e 3.
Figura 2. Temperatura média anual ocorrente nas Regiões Fisiográficas do
Estado do Rio Grande do Sul. Fonte: Atlas Eólico do Rio Grande do
Sul.
Com base na Figura 2 observa-se que a temperatura média anual
diminui de oeste para leste, sendo que o estado apresenta cinco zonas com
temperaturas médias anuais bem definidas. As classes de solos escolhidas
para o estudo estão assentadas em quatro zonas térmicas diferentes, o que
Santo Ângelo
Cruz Alta
Bom Retiro do Sul
Eldorado do Sul
Bom Jesus
André da Rocha
25
afeta, em diferentes graus, a gênese destes solos, bem como as atividades
agrícolas de lavoura nestas áreas.
Da mesma forma que a temperatura, a precipitação pluviométrica no
Estado do Rio Grande do Sul apresenta-se bem estratificada, variando de
1.300 a 2.000 mm anuais (Figura 3), com aumento de oeste para leste,
contrariamente à temperatura. Tanto a quantidade como a distribuição pluvial
implicam na quantidade e tipos de reações que ocorrem no solo tendo reflexos
na sua formação e distribuição geográfica de cultivos.
Figura 3. Precipitação pluvial média anual para as diferentes Regiões
Fisiográficas do Estado do Rio Grande do Sul – média histórica
1976-2002. Fonte: Adaptado de www.crpm.gov.br.
Observando as condições de uso e manejo do solo, procurou-se
buscar locais dentro de cada classe de solo onde fosse possível a amostragem
de áreas que representassem as condições de campo originais sem uso com
agricultura e áreas em situação de lavoura com um sistema plantio direto
estabelecido por um período mínimo de cinco anos.
Santo Ângelo
Cruz Alta
Bom Retiro do Sul Eldorado do Sul
Bom Jesus
André da Rocha
26
Dessa forma buscaram-se áreas representativas da paisagem das
diferentes regiões. De uma maneira geral, as declividades médias das áreas
amostrais variaram aproximadamente de 3 a 15%, apresentando vegetação
que representam o uso do solo antes da introdução de lavouras anuais (campo
com vegetação arbustiva e ou mata nativa) em todos os locais de amostragem
Para a condição de lavoura, cabe uma breve descrição das condições de uso e
manejo do solo para cada local amostrado.
A coleta de amostras de solo no CHa, foi realizada na propriedade
Sr. Ulfried Arns, localizada no município de Bom Jesus. A lavoura foi
estabelecida sobre a condição de campo natural, cuja vegetação predominante
era samambaias (Pteridiun aquilinum), planta indicadora de solos com elevada
toxidez de alumínio. Quando esta área passou a ser utilizada com lavoura, a
aplicação de corretivo do solo foi realizada totalmente em superfície sem pré-
incorporação. O sistema de culturas que vem sendo utilizado pelo produtor
segue a ordem de soja/aveia + azevém/soja/aveia + azevém/milho/aveia +
azevém/soja/aveia + azevém/milho. Após a segunda safra de verão, foi feita
rotação entre milho e soja na área, enquanto que, no período hibernal, até o
momento, segue com consórcio de aveia e azevém, que compõe pastagem e,
ou cobertura do solo. Em termos de adubação química a área recebe,
anualmente, aproximadamente 0,3 t ha-1 ano-1 de fertilizante formulado.
Em termos de mecanização, trafegam na área máquinas para
realização das operações de semeadura, tratos culturais e colheita, tendo os
tratores potência média aproximada de 88 kW (120 cv) e massa aproximada de
7 Mg. Os tipos de pneus que equipam os tratores e colhedoras apresentam
variação, mas os mais usados são os pneus 14.9-24 R1, 15.5-38 R1 (duplo) e
18.4-30 R1. A semeadura das culturas de verão é feita com semeadoras-
adubadoras munidas de facão sulcador de adubo que opera a uma
profundidade média de 0,10 m, cujas linhas estão dispostas em espaçamento
de 0,50 m.
Referente à quantidade de operações agrícolas realizadas nas áreas
com lavoura, o número de passadas desde a semeadura até a colheita fica em
torno de 5 a 7 tráfegos na área, sem nenhum controle de passadas na área.
Para o município de André da Rocha, a amostragem de solo foi
realizada na Fazenda dos Pinheirais, sob um LVdf-2. A lavoura foi estabelecida
27
sobre a condição de campo natural, sem revolvimento do solo, sobre uma
vegetação predominantemente arbustiva. A correção do solo foi realizada com
aplicação de corretivo sobre a superfície do solo, sem pré-incorporação em
2004/2005 quando o proprietário atual assumiu a área para uso com lavoura. O
sistema de manejo desde então utilizado segue uma rotação de culturas no
verão com milho e soja, enquanto que, no período hibernal, toda a área é
cultivada com aveia + azevém para pastejo animal. Em termos de adubação
química, são aplicados na área, anualmente, aproximadamente 0,3 t ha-1ano-1
de fertilizante formulado. Adicionalmente são aplicados, aproximadamente, 20
m3 ha-1 ano-1 de dejetos líquidos de suínos, oriundos do sistema de criação da
fazenda.
No que se refere à mecanização agrícola, trafegam na área
máquinas para realização da semeadura, tratos culturais e colheita. Os tratores
possuem potência média de 110 kW (150 cv) e massa aproximada de 9 Mg. Os
tratores e colhedoras estão equipados com pneus, em sua maior parte,
diagonais 18.4-26 R1, 20.8R-38 R1 (duplo), 24.5-32 R1, 18.4-30 R1, 12.4-24
R1 e 28.1-26 R1. O número de operações realizadas na área de lavoura fica
em torno de 7 a 9 tráfegos por ano, sem nenhum controle de tráfego. A
semeadura das culturas de verão é feita com semeadoras-adubadoras
munidas de sulcadores de adubo do tipo duplo disco que operam a uma
profundidade média de 0,05 m, cujas linhas estão dispostas em espaçamento
de 0,45 m.
No município de Eldorado do Sul as amostragens foram realizadas
na Estação Experimental Agronômica da Universidade Federal do Rio Grande
do Sul, sob um PVd. A lavoura foi estabelecida no ano de 2000 sobre uma
condição de campo natural com pastagem perene de poáceas do gênero
Cynodon dactylon e Paspalun notatun, entre outras espécies. Desde então, a
área vem sendo cultivada com lavoura em sistema de rotação/sucessão de
culturas tanto estivais, como hibernais. A sequência de cultivos foi aveia
preta/soja, aveia preta/milho, aveia preta/soja, nabo forrageiro + aveia
preta/milho, trigo/soja, aveia preta + ervilhaca/milho, aveia preta + azevém/soja
e canola/soja. Para o sistema de adubação, são aplicados na área, em média
0,5 t ha-1 ano-1 de fertilizante formulado no momento da semeadura das
culturas, sendo 50% para as culturas estivais e 50% para as culturas hibernais.
28
Em termos de mecanização, trafegam na área para as operações de
semeadura, tratos culturais e colheita, máquinas com potência média de 77 kW
(105 cv), cuja massa aproximada é de 6 Mg. Estas máquinas estão equipadas
com pneus 18.4-30 R1, 12.4-24 R1 e 10.5/80-18. O número de operações
anuais na área é de 5 a 6 tráfegos por ano na área.
A coleta de solo da classe NVdf foi realizada na propriedade da
família Draghetti, localizada no município de Bom Retiro do Sul. A área com
lavoura está em uso há mais de 20 anos, sendo utilizadas com culturas estivais
produtoras de grãos enquanto que, no período hibernal, a área fica em pousio
ou recebe cobertura vegetal com gramíneas para pastejo (terminação de
animais). Não é utilizado rotação de culturas sendo predominantemente
cultivada com milho para produção de grãos e silagem. Nesta área é intenso o
uso do solo com lavoura, uma vez que são realizadas, em média, duas safras
de milho por ano (safra e safrinha). No que se refere ao uso de fertilizantes,
são aplicados na área, em média, 0,25 t ha-1 ano-1 de fertilizante formulado
para cada cultivo. No entanto, até o ano de 2009, eram aplicados na área, em
média, 15 m3 ha-1 ano-1 de resíduo de cama de aviário (6 lotes) para o milho
safrinha, sendo que, até então, não era aplicado nenhum fertilizante formulado
para o milho safrinha.
Referente ao uso de mecanização trafegam na área máquinas com
potência média de 77 kW (105 cv), cuja massa aproximada é de 6 Mg. Estas
máquinas são equipadas com pneus diagonais 18.4-30 R1, 7.50/16 e 12.4-24
R1, e trafegam em média de 10 a 14 vezes por ano, sem nenhum controle de
tráfego na lavoura. A semeadura das culturas de verão é feita com
semeadoras-adubadoras munidas de sulcadores de adubo tipo facão que
operam a uma profundidade média de 0,10 m, cujas linhas estão dispostas em
espaçamento de 0,60 m.
A amostragem do solo LVd foi realizada na Agropecuária
Mostardeiro, no município de Cruz Alta. A área está em uso com lavoura há
mais de 8 anos e veio da transição do campo natural, onde predominavam
espécies de poáceas, principalmente do gênero Cynodon dactylon. Desde
então, a área vem sendo cultivada basicamente com soja no verão, enquanto
que, no período hibernal, é cultivado um consórcio de aveia e azevém que
serve de alimento para terminação de animais. Em termos de uso de
29
fertilizantes, são aplicados na área aproximadamente 0,5 t ha-1 ano-1 de
fertilizante formulado sendo aplicado, aproximadamente, 60% na lavoura de
verão e 40% na cultura de inverno.
Referentes ao uso de mecanização na área trafegam máquinas com
potência média de 80 kW (108 cv) e massa aproximada de 7 Mg. Os pneus
utilizados são do tipo diagonal, 18.4-30 R1, 18.4-34 R1, 7.50-18 e 10.5/80-18.
Na lavoura ocorre tráfego de máquinas, em média de 6 a 8 vezes por ano, sem
nenhum controle de passadas. A semeadura das culturas tanto de verão como
de inverno é feita com semeadoras-adubadoras munidas de sulcadores de
adubo do tipo duplo disco, que atuam a uma profundidade média de 0,10 m e
cujas linhas estão dispostas em espaçamento de 0,50 m para culturas estivais
e 0,17 m para culturas hibernais.
Para o LVdf-1, a amostragem foi realizada no município de Santo
Ângelo, em área experimental da cooperativa Cotrisa. A área está em uso com
lavoura há mais de 10 anos, sendo cultivados em sistema de rotação/sucessão
milho, soja e girassol no período estival enquanto que, no período hibernal, é
cultivado aveia, trigo e nabo forrageiro. Especificações sobre uso de
fertilizantes formulados, tipo e frequência de máquinas que trafegam na
lavoura, o administrador local não soube informar.
Devido à deficiência de material para coleta de amostras
indeformadas de solo, em cada local foi escolhido uma posição topográfica que
representasse as condições tanto da lavoura, bem como da condição natural.
Logo, para cada local, foram abertas duas trincheiras, uma para a condição de
lavoura e outra para a condição natural.
As amostragens de solo foram realizadas em abril, junho e agosto
de 2010 após a colheita das culturas de verão e estabelecimento das culturas
de inverno. Isso ocorreu em função da restrição de material para coleta das
amostras no campo, bem como da frequente precipitação pluviometria no
período.
3.2. Análises físicas e mecânicas dos solos
A coleta de amostras para análise física e mecânica foi realizada em
uma trincheira aberta em cada condição de uso (lavoura e campo natural), em
30
cada classe de solo. Na condição de lavoura, procurou-se coletar as amostras
nas entrelinhas de semeadura das culturas, quando identificadas. Detalhes das
camadas coletadas são discutidas para cada uma das análises abaixo.
3.2.1. Análise granulométrica do solo
A análise granulométrica da fração mineral do solo foi realizada pelo
método da pipeta (Embrapa, 1997), na camada de 0,0-0,20 m para todas as
classes de solos, e para ambas as condições de uso do solo, totalizando 12
amostras. Para os solos com teores de carbono orgânico maiores que 80 g kg-
1, realizou-se a queima do material orgânico com peróxido de hidrogênio
(H2O2).
Com base na análise granulométrica do solo procurou-se enquadrar
cada solo em sua respectiva classe textural, tendo como base o triângulo
textural (Lemos & Santos, 1984).
3.2.2. Consistência do solo
A determinação dos estados de consistência (Limites de Atterberg)
dos solos foi realizada com base no limite de liquidez, limite de plasticidade e
índice de plasticidade segundo metodologia descrita pela Embrapa (1997).
Essa característica foi avaliada na camada de 0,0-0,20 m, com quatro
repetições para cada classe de solo, somente na condição de lavoura.
3.2.3. Densidade e porosidade do solo.
Para avaliação destas características foram coletadas três amostras
indeformadas em cada condição de uso do solo em cada camada (0,03-0,08;
0,08-0,15 e; 0,15-0,20 m) com aneis em aço de 0,05 m de altura e 0,085 m de
diâmetro interno, por meio do uso de amostrador tipo Uhland. Realizada a
limpeza do solo excedido do volume dos aneis no campo, os mesmos foram
acondicionados em latas de alumínio e levados ao laboratório para
processamento e mensuração da densidade, macroporosidade,
31
microporosidade e porosidade total, segundo metodologia descrita pela
Embrapa (1997).
3.2.4. Ensaio de compressão uniaxial
Amostras indeformadas de solo, para ambas as condições de uso
(24 para cada classe de solo), foram coletadas com aneis de 0,050 m de
diâmetro e 0,015 m de altura, em quatro camadas (0,0-0,05; 0,05-0,10; 0,10-
0,15 e; 0,15-0,20 m). As amostras foram embaladas em filme plástico,
identificadas, acondicionadas em caixa de isopor e transportadas até o
Laboratório de Física do Solo (UFRGS). No laboratório, as amostras passaram
por um processo de limpeza do volume excedente de solo contido além do
anel. Após, os anéis foram saturados em água destilada por 48 horas, pesados
e equilibrados em funil de placa porosa na tensão de 20 kPa. Esta tensão foi
escolhida em função de que as amostras seriam processadas em outro local.
Dessa forma, estar-se-ia reduzindo as perdas de água das amostras por
evaporação, em função do menor conteúdo de água retido.
O ensaio de compressão uniaxial foi determinado utilizando uma
prensa marca Wykeham Farrance Eng.LTD e modelo Slough England, cedido
pela Faculdade de Engenharia da Universidade Federal do Rio Grande do Sul.
A metodologia de execução é descrita na norma NBR 12007/90 (ABNT, 1990).
No entanto, devido às particularidades das cargas aplicadas aos solos
agrícolas, foram introduzidas algumas modificações, as quais foram sugeridas
por Carpenedo (1994). De maneira resumida, aplicou-se às amostras
indeformadas pressões equivalentes a 12,5; 25; 50; 100; 200 e 400 kPa.
Durante a aplicação de cada uma destas cargas, fez-se leituras da deformação
experimentada pelas amostras, nos tempos 0; 1/2; 1; 2; 3; 4; e 5 min. O tempo
máximo do carregamento (5 minutos) correspondeu ao necessário para que
95% da deformação máxima ocorresse, o que foi definido por meio da
realização de pré-testes determinados por Machado (2001). Terminado o teste,
as amostras foram secas em estufa a 105 ºC por 72 horas.
A partir da deformação observada aos 5 minutos calculou-se o
índice de vazios ao final de cada carregamento (ef), por meio das equações
matemáticas 1 a 4.
32
Eq. 1
Onde:
Pti = porosidade total inicial, em m3m-3;
Psat = peso da amostra saturada (g);
Ps = peso amostra seca em estufa a 105 ºC (g);
r = raio interno do anel volumétrico, em cm;
h = altura do anel volumétrico, em cm.
Eq. 2
Onde:
Dsf = densidade do solo transcorridos 5 minutos da aplicação de
uma determinada carga, em Mg m-3;
Def = deformação observada aos 5 minutos (cm).
Eq. 3
Onde:
Ptf = porosidade total transcorridos 5 minutos de aplicação de uma
carga, em m3m-3;
Vi = volume inicial da amostra (cm3);
Eq. 4
Onde:
Ef = índice de vazios transcorridos 5 minutos da aplicação de uma
determinada carga, adimensional.
Posteriormente, relacionou-se o Ef com o logaritmo da pressão
aplicada obtendo-se, assim, a curva de compressão. Dessa forma, a tensão de
33
pré-consolidação (p) foi determinada pelo método de Pacheco Silva, descrito
na norma NBR 12007/90 (ABNT, 1990) e ilustrado na Figura 4.
Figura 4. Curva de compressão do solo. Detalhe da metodologia de Pacheco
Silva para determinação da tensão de pré-consolidação (p).
Resumidamente, a tensão de pré-consolidação consiste em traçar
uma reta paralela ao eixo das abscissas (reta 1), tendo como origem o índice
de vazios inicial da amostra. Em seguida, prolonga-se a reta virgem até a
mesma cruzar com a reta 1. Do ponto onde ocorre a intersecção entre a reta
virgem com a reta 1, traça-se uma reta vertical paralela ao eixo das ordenadas
até a mesma encontrar a curva de compressão (reta 2). Posteriormente, traça-
se outra reta, paralela ao eixo das abscissas (reta 3), a partir do ponto de
encontro entre a reta 2 e a curva de compressão, até o prolongamento da reta
virgem. A abscissa deste ponto corresponde à p.
O IC, que corresponde à tangente do ângulo de inclinação da reta de
compressão virgem, foi calculado por meio da equação 5.
Eq. 5
34
Onde:
IC = índice de compressibilidade, adimensional;
Ef 1 = índice de vazios no ponto 1 (Figura 4);
Ef 2 = índice de vazios no ponto 2 (Figura 4);
P1 = tensão aplicada correspondente ao Ef 1;
P2 = tensão aplicada correspondente ao Ef 2.
3.2.5. Ensaio de cisalhamento direto
A coleta das amostras indeformadas (36 para cada classe de solo –
18 amostras para a condição de lavoura e 18 amostras para a condição de
campo natural) para realização desta análise foi realizada com anéis de 0,063
m diâmetro interno e 0,025 m de altura, na camada de 0,14-0,17 m de
profundidade, tanto na condição natural como na condição de lavoura. Esta
profundidade foi escolhida em função de resultados de literatura que apontam
maior grau de compactação em áreas de semeadura direta na camada 0,10-
0,15 m de profundidade (Silva, 2003; Genro Junior et al., 2004 e Debiasi,
2008). As amostras foram embaladas em filme plástico, identificadas,
acondicionadas em caixa de isopor e transportadas para o Laboratório de
Física do Solo da Universidade Federal do Rio Grande do Sul (UFRGS). No
laboratório, as amostras passaram por um processo de limpeza do volume
excedente de solo contido além do anel. Após, os aneis foram saturados em
água destilada por 48 horas, pesados e equilibrados na tensão de 20 kPa.
A resistência mecânica do solo ao cisalhamento foi determinada
segundo metodologia proposta por Lambe (1951), em caixa de cisalhamento
direto da Soiltest. No teste, foram utilizadas as cargas de 0,25; 0,50; 1; 2; 4; e 6
kg, correspondente às tensões normais de 7,86; 15,73; 31,46; 62,92; 125,84; e
188,76 kPa, respectivamente, com um tempo de assentamento de 10 minutos
por amostra antes do início do teste e com velocidade de deslocamento de 0,3
mm min-1. Terminado o teste, as amostras foram secas em estufa a 105 ºC por
72 horas.
A partir das curvas de tensão-deformação para cada carga normal,
ajustaram curvas de regressão, segundo Lambe (1951) com auxílio do
35
programa computacional SigmaPlot10 para, desta forma, determinar a coesão,
o ângulo de atrito interno e a tensão cisalhante do solo, conforme equação 6.
Eq. 6
Onde:
= Tensão de cisalhamento (kPa);
c = Coesão do solo (kPa);
= Tensão cisalhante (kPa);
= Ângulo de atrito interno do solo (º).
3.2.6. Densidade máxima do solo pelo ensaio de Proctor normal
O ensaio de Proctor normal foi realizado para cada classe de solo,
somente na condição de uso do solo com campo natural. Para o ensaio foram
coletados, aproximadamente, 25 kg de solo no campo na camada de 0,0-0,20
m. As amostras foram secas ao ar, destorroadas (quando necessário) e
passadas em peneiras de malha 4,75 mm, sendo o ensaio executado conforme
metodologia descrita por Klein (2008), conforme preconiza a Norma Brasileira
33 (ABNT).
Essa metodologia prevê a separação de seis amostras com 2,5 kg
cada em sacos plásticos, umedecer uma amostra até conseguir moldá-la com a
mão e acrescentar água lentamente às demais amostras observando para que
a variação entre as amostras não seja superior a 1,5 e 2% para solos arenosos
e argilosos, respectivamente (Equação 7). Umedecidas, as amostras foram
embaladas em sacos plásticos e ficaram em repouso por 24 horas para
adequada redistribuição da água na amostra.
A compactação de cada amostra foi realizada em três camadas. No
final, ajustou-se o volume de solo ao volume do cilindro, pesando o cilindro
mais o solo úmido compactado. Após, foi retirada uma amostra do interior do
cilindro para determinação do conteúdo gravimétrico de água do solo. Obtido o
conteúdo gravimétrico de água do solo e conhecendo a massa de solo úmido
do cilindro de Proctor, calculou-se a massa de solo seco pela Equação 8.
Dessa forma se obteve a densidade do solo no cilindro conforme a Equação 9.
36
Eq. 7
Eq. 8
Eq. 9
Onde:
Va = Volume de água a ser adicionado, em mL;
Msu = Massa de solo úmido, em g;
Ɵgi = Umidade gravimétrica inicial, em g g-1;
Ɵgd = Umidade gravimétrica desejada, em g g-1;
Mss = Massa de solo seco, em g;
Ds = Densidade solo no cilindro, em g cm-3;
Vcil = Volume do cilindro, em cm3.
Os resultados de densidade em função do conteúdo gravimétrico de
água do solo foram ajustados obtendo-se uma equação polinomial de segundo
grau. Com base na equação polinomial, calculou-se a densidade máxima do
solo (Equação 10), bem como conteúdo gravimétrico de água do solo ótimo
para compactação (Equação 11).
Eq. 10
Eq. 11
Onde:
g = Umidade gravimétrica ótima para compactação, em kg kg-1;
a = coeficiente quadrático;
b = coeficiente linear;
c = coeficiente constante ou linear;
D.máx. = Densidade máxima do solo, em g cm-3.
37
3.3. Análises químicas e mineralógicas
3.3.1. Análises químicas
Amostras de cada classe de solo, nas condições de uso campo
natural e lavoura, em quatro profundidades (0,0-0,05, 0,05-0,10, 0,10-0,15 e
0,15-0,20 m) totalizando 48 amostras, foram submetidas à análise química de
rotina no Laboratório de Análise de Solo da UFRGS, para determinação do teor
de argila, pH, fósforo, potássio, matéria orgânica, cálcio, magnésio, alumínio e
capacidade de troca cátions (CTC). Os resultados foram interpretados com
base no Manual de Recomendação de Adubação e Calagem recomendada
pela Comissão de Química e Fertilidade do Solo (Comissão....2004), e servirão
para dar suporte à discussão dos dados.
3.3.2. Conteúdo de matéria orgânica do solo e respectivas frações
granulométricas
A coleta do solo para determinação do conteúdo de matéria orgânica
do solo (MOS) e suas respectivas frações granulométricas foi realizada para
cada classe de solo, e condição de uso, nas profundidades de 0,0-0,05, 0,05-
0,10, 0,10-0,15 e 0,15-0,20 m, totalizando 48 amostras de campo. Em
laboratório, as mesmas foram triplicadas para determinação da MOS e suas
frações granulométricas.
Após a coleta, as amostras foram secas ao ar, destorroadas e
passadas em peneira de 2 mm, obtendo-se assim a terra fina seca ao ar
(TFSA), conforme procedimento descrito em Embrapa (1997). Uma parte da
TFSA foi reservada para a análise do teor de MOS; a outra foi utilizada para o
fracionamento granulométrico, executado conforme a metodologia de
Cambardella & Elliot (1992). Essa metodologia prevê a dispersão de 20 gramas
de solo, por meio do uso de 60 mL de solução de hexametafosfato de sódio 1
mol L-1, juntamente com agitação mecânica (agitador horizontal), durante 16
horas. Posteriormente, as amostras foram lavadas através de uma peneira de
malha 0,053 mm, de forma a ficarem retidas na mesma, apenas a fração areia
38
e a MOS particulada (MOP). A fração areia + MOP foi seca em estufa a 60 ºC
por 72 h e pesada.
A análise do conteúdo de MOS (na amostra não fracionada) e de
MOP (na fração areia + MOP) foi realizada segundo o método de Walkley-
Black modificado, descrito em Tedesco et al. (1995). O conteúdo de MOP e de
MOS associada aos minerais (MOM) foi calculado por meio das Equações 12 e
13, respectivamente:
Eq. 12
Eq. 13
Onde:
MOP= conteúdo de matéria orgânica particulada do solo (g kg-1);
MOSa = conteúdo de matéria orgânica na fração areia + MOP (g kg-1);
Pa/20= peso da fração areia + MOP (g) obtida a partir das 20
gramas de solo;
MOM=conteúdo de matéria orgânica associada aos minerais (g kg-1).
3.3.3. Teor de óxidos de ferro
O teor de óxidos de ferro (Fe) pedogênicos (Fed) (avaliado na
camada 0,0-0,20 m na condição natural de cada classe de solo) foi extraído por
ditionito-citrato-bicarbonato de sódio a 80 ºC, em duas extrações sucessivas
segundo metodologia descrita por Mehra & Jackson (1960). O teor de óxidos
de Fe de baixa cristalinidade (FeFh) foi extraído com oxalato de amônio 0,2 mol
L-1 a pH 3 no escuro (Schwertmann, 1964). Os teores de Fe solubilizados com
todos os extratores foram determinados por espectroscopia de absorção
atômica (EAA). Com base nisso, foi calculado a razão FeFh/Fed, que permite
inferir sobre o grau de intemperismo dos solos.
39
3.3.4. Difratometria de raios X
A difratometria de raios X foi realizada em amostras da camada
superficial (0,0-0,20 m), para a condição natural, nas 6 classes de solos. As
amostras foram secas ao ar, destorroadas e passadas em peneiras com malha
de 2 mm, para obtenção da fração TFSA. A fração argila foi coletada por
sedimentação após dispersão das partículas com NaOH 1 mol L-1, conforme
método da Embrapa (1997). A fração argila em suspensão foi floculada com
HCl 0,1 mol L-1, lavada com solução álcool/água na proporção 1:1 e seca em
estufa a 60 ºC. A fração ferro concentrada foi obtida por tratamento da fração
argila com solução de NaOH 5 mol L-1 a quente (Kämpf & Schwertmann, 1982).
As análises de difratometria de raios X (DRX) (Difratômetro Siemens D 5000,
com radiação de CuKα e filtro de Ni, em voltagem de 40 kV e corrente de 25
mA) foram realizadas em lâminas não orientadas da fração argila desferrificada
(intervalo de 2 a 72 º 2θ) e da fração óxidos de Fe concentrada (intervalo de 15
a 50 º 2θ). A identificação dos minerais foi realizada com a utilização das fichas
de dados de difração de JCPDS (Centro Internacional de Dados de Difração).
3.4. Análise estatística dos dados
Devido à particularidade na forma de coleta dos dados no campo, os
resultados foram analisados por meio de estatística descritiva, obtendo-se a
média e o desvio padrão dos diferentes atributos avaliados, verificando-se
assim, a variação destes atributos em relação aos ambientes estudados. Para
tanto, foi considerado 1 desvio padrão (1sd) como limite para estabelecer
diferenças entre profundidades dentro da mesma forma de uso e diferenças
dentro da mesma profundidade entre as formas de uso. Ou seja, há 68,26% de
probabilidade do valor estar a um desvio padrão da média.
Posteriormente, os valores de algumas das características
estudadas foram submetidos a uma análise de regressão com o intuito de
observar possíveis aproximações dentro das classes de solo e, análise de
correlação para observar possíveis vínculos entre as classes de solos
estudadas com base nas características avaliadas.
40
Para as análises de regressão foi usado o programa computacional
SigmaPlot, versão 10.0 da Systat Software Inc.. Para as análises de correlação
foi usado o software Statistical Analysis System (SAS for Windows).
4. RESULTADOS E DISCUSSÃO
4.1. Caracterização física dos solos
Os solos apresentaram variação quanto às suas características
físicas (Tabela 1), reflexo do material de origem que apresenta derrames
vulcânicos basálticos e riolíticos, bem como processos de deposição de
sedimentos arenosos e da ação dos fatores de formação do solo (Streck et al.,
2008).
Com base na distribuição granulométrica das partículas foi possível
enquadrar as classes de solos quanto a sua classe textural, por meio do
triângulo textural (Lemos & Santos, 1984). Dessa forma, as seis classes de
solos foram agrupadas em três classes texturais: muito argiloso (LVdf-1),
argiloso (CHa, LVdf-2 e NVdf) e franco-argilo-arenoso (PVd e LVd).
Tabela 1. Caracterização física dos solos estudados.
Característica Unidade CHa LVdf-2 PVd NVdf LVd LVdf-1
Areia kg kg-1 0,28 0,18 0,54 0,42 0,76 0,06
Silte kg kg-1 0,26 0,35 0,21 0,13 0,02 0,22
Argila kg kg-1 0,46 0,47 0,25 0,45 0,22 0,72
Dp g cm-3 2,47 2,63 2,60 2,47 2,56 2,67
LP kg kg-1 0,39 0,51 0,18 0,19 0,17 0,33
LL kg kg-1 0,54 0,63 0,25 0,29 0,18 0,44
IP 14,5
4
11,60 7,51 9,77 1,24 11,21
CHa = Cambissolo húmico alumínico; LVdf-2 = Latossolo Vermelho distroférrico húmico; PVd = Argissolo Vermelho distrófico; NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico; LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico; LVdf-1 = Latossolo Vermelho distroférrico típico; Dp = Densidade de partículas; LP = Limite de plasticidade; LL = Limite de liquidez; IP = Índice de plasticidade;
A distribuição granulométrica das partículas minerais do solo
associadas ou não a presença de material orgânico interfere diretamente na
densidade de partículas do solo (Dp). Em ordem decrescente, os maiores
42
valores de Dp foram observados no LVdf-1, LVdf-2, PVd, LVd, NVdf=CHa,
respectivamente (Tabela 1). Tal comportamento pode ser explicado pela
concentração de óxidos de Fe, que possuem maior densidade que os silicatos
(Schwertmann & Taylor, 1989) e pela quantidade de partículas de quartzo nos
solos com menores teores de argila e pela quantidade de MOS que possui
menor densidade do que o material mineral (Braida, 2004.
Para a consistência do solo, expressa pelo limite de plasticidade
(LP) e limites de liquidez (LL), obteve-se grande variação entre os solos
(Tabela 1). O LP, condição de umidade abaixo da qual o solo apresenta-se
friável (condição para tráfego de máquinas) e o LL (condição de umidade a
partir da qual o solo se comporta como fluído), foram maiores no LVdf-
2>CHa>LVdf-1>NVdf>PVd>LVd, respectivamente. Tal comportamento está
associado à distribuição granulométrica das partículas e sua forma, à
composição dos argilominerais presentes no solo (Souza & Iturri Larach, 1982)
e sua área superficial específica (ASE), à presença de cátions trocáveis e à
quantidade de MOS (Klein, 2008). Além disso, observa-se uma relação positiva
entre LL com o conteúdo de MOS, porém não observado para o LP (Figura 5).
Figura 5. Relação entre matéria orgânica do solo e o conteúdo gravimétrico de
água no solo (g) nos limites de consistência, considerando as seis
classes de solos.
43
Marcolin et al. (2006), estudando solos com distintas granulometrias
sob condição de sistema plantio direto, observaram uma relação positiva entre
o teor de argila, LP e LL. Resultado semelhante também foi verificado por Kiehl
(1979).
Por outro lado, o índice de plasticidade (IP) não seguiu a mesma
tendência do LP e LL. O IP foi maior no CHa>LVdf-2>LVdf-1>NVdf>PVd>LVd,
respectivamente. Tal comportamento está relacionado com o maior conteúdo
de MOS destes solos e, em menor magnitude, com o teor de argila que não
apresentou relação satisfatória (Figura 6). A explicação para este
comportamento se deve ao fato de a MOS ter maior ASE (Meurer, 2010),
quando comparada com à fração mineral. Dessa forma, possui maior
capacidade de retenção de água na massa global de solo, o que se expressa
no IP. Por outro lado, vale ressaltar que, quando relacionado o IP com a
matéria orgânica particulada (MOP), ou seja, a fração mais lábil do solo, o
comportamento não é o mesmo que o observado para a MOS, apresentando
um coeficiente de determinação (R2) de 0,21 (dados não apresentados).
Figura 6. Relação do conteúdo de argila (a) e matéria orgânica do solo – MOS
– (b) com o índice de plasticidade (IP) dos solos.
Klein (2008), apresentando resultados de trabalhos sobre
consistência do solo, mostrou que, de acordo com o índice de plasticidade, é
possível determinar a consistência do solo. Em uma escala de 1 a 15, com
44
valores de IP variando entre 1 a 7 o solo é considerado fracamente plástico,
7>IP<15 medianamente plástico e IP>15, altamente plástico. Para os solos em
questão, o LVd enquadra-se como fracamente plástico, enquanto os demais
são considerados medianamente plásticos.
4.2. Densidade e porosidade dos solos
4.2.1. Cambissolo Húmico alumínico - CHa
Os dados de densidade e porosidade deste solo nas duas condições
de uso LAV e CN são apresentados na Tabela 2.
Para o solo CHa, a Ds variou de 0,99 a 1,14 g cm-3, com decréscimo
em profundidade para a condição LAV, e com acréscimo em profundidade para
a condição CN. Na média, a Ds foi maior na condição de CN. Tal fato está
associado à quantidade de MOS que afeta diretamente a agregação do solo
conforme apontam Bayer & Mielniczuk, 2008. Logo, o conteúdo de MOS é
maior na condição de LAV e menor na condição de CN (Tabela 8) e, sabendo
que a densidade do material orgânico é menor que a densidade do material
mineral (Soane, 1990), quando em contato com o material mineral no solo
acaba por diminuir a densidade global da massa de solo (Arvidsson, 1998;
Braida, 2004), como observado na Tabela 2. No entanto, em ambas as
condições de uso do solo, a quantidade de MOS decresce em profundidade, o
que não justificaria o comportamento observado nos valores de Ds.
Por outro lado, a quantidade de MOM foi maior na condição de uso
LAV em comparação com a condição CN (Tabela 8). Além disso, o teor de
MOM aumentou e se manteve praticamente constante em profundidade na
condição de uso LAV, concordando com os dados de menor Ds encontrados.
Situação inversa é observada para a condição de CN. Os valores de MOM
além de serem menores que a condição de LAV, decrescem em profundidade
(Tabela 8) vindo ao encontro com o aumento nos valores encontrados para a
Ds.
45
Tabela 2. Densidade do solo (Ds) e porosidade do CHa na situação de uso do
solo com lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3........................... 0,03-0,08 1,08 ± 0,04 0,08 ± 0,02 0,52 ± 0,02 0,60 ± 0,01
0,10-0,15
0,99 ± 0,01 0,10 ± 0,01 0,49 ± 0,01 0,59 ± 0,01
0,15-0,20 1,05 ± 0,04 0,08 ± 0,02 0,50 ± 0,01 0,59 ± 0,01
Média 1,04 ± 0,03 0,09 ± 0,02 0,50 ± 0,01 0,59 ± 0,01
CN
0,03-0,08 1,03 ± 0,01 0,11 ± 0,01 0,49 ± 0,01 0,60 ± 0,01 0,10-0,15
1,11 ± 0,01 0,06 ± 0,01 0,48 ± 0,01 0,55 ± 0,01
0,15-0,20 1,14 ± 0,02 0,06 ± 0,01 0,50 ± 0,01 0,56 ± 0,02
Média 1,09 ± 0,01 0,08 ± 0,01 0,49 ± 0,01 0,57 ± 0,01 CHa = Cambissolo Húmico alumínico.
Em relação aos valores de porosidade do solo, a macroporosidade
variou de 0,06 a 0,11 m3 m-3 entre as condições de LAV e CN (Tabela 2). Para
a condição de LAV, a macroporosidade foi semelhante em todas as
profundidades avaliadas, podendo ser um reflexo da MOM que apresentou
valores semelhantes (Tabela 8). Por outro lado, na condição de CN, a
macroporosidade foi superior na camada 0,03-0,08 m, não variando entre as
demais camadas. Esse comportamento está associado ao aumento da Ds
nestas camadas e ao conteúdo de MOS e MOM (Tabela 8).
Em ambas as condições, os valores de macroporosidade ficaram no
limite inferior ou abaixo do que é considerado valor mínimo para a porosidade
de aeração, ou seja, 0,10 m3 m-3 (Tormena et al., 2007; Blainski et al., 2009),
de macroporos, o que poderia constituir um problema para o desenvolvimento
das plantas. No entanto, pelos históricos de cultivos de cereais estivais na
área, problemas dessa ordem não têm sido relatados pelo proprietário.
No entanto, um fator não avaliado neste trabalho, mas que seria
importante é em relação à continuidade dos poros, pois, mesmo apresentando
valores de macroporosidade abaixo de 0,10 m3 m-3, estes poros podem ser
contínuos até a superfície do solo (o que é desejável), favorecendo trocas
gasosas e infiltração de água no solo.
Analisando o valor médio de macroporosidade para ambas as
condições (LAV e CN), observa-se que esta característica é semelhante. Isso
46
aponta para um fator importante que se refere ao manejo do solo, ou seja,
depois de transcorridos 9 anos da mudança na forma de uso do solo
(passagem de CN para LAV), a porosidade do solo manteve-se constante na
condição de LAV, o que é um resultado muito bom. Isso indica que o tráfego de
máquinas na área não afetou essa característica e que, provavelmente, o
dimensionamento das máquinas associado ao conteúdo de água no solo
quando em tráfego na lavoura foi adequado.
A microporosidade média do solo foi semelhante entre a condição de
uso LAV e CN e, dentro destas, entre as camadas avaliadas (Tabela 2).
Valores elevados de microporosidade (frente à macroporosidade) se devem,
exclusivamente, à presença marcante da MOS (fração MOM) (Tabela 8) fator
importante, especialmente neste tipo de solo, uma vez que seu perfil não é
profundo. Sua importância está relacionada à ASE e a capacidade de retenção
de água e CTC (Bayer & Mielniczuk, 2008; Meurer, 2010).
O comportamento observado para a microporosidade e porosidade
total entre a situação LAV e CN, vem ao encontro do que foi exposto
anteriormente para a macroporosidade, onde a transformação do CN em LAV
não afetou a porosidade do solo. Isso poderia ser um indicativo de que a
estrutura do solo está próxima de um estado estável, se considerado a teoria
descrita por Vezzani (2001) de mínima produção de entropia.
4.2.2. Latossolo Vermelho distroférrico húmico (LVdf-2)
Os dados de densidade e porosidade deste solo para as duas
condições de uso são apresentados na Tabela 3.
Para o LVdf-2, a Ds variou de 1,05 a 1,20 g cm-3 com aumento (em
termos absolutos) em profundidade em ambas as situações de uso do solo. Na
média, a Ds do solo foi similar em ambas as situações (LAV e CN). Os valores
observados estão abaixo da densidade do solo crítica para o desenvolvimento
de plantas, estabelecido por Reichert et al. (2003) que, para esta classe
textural são de 1,35 g cm-3.
Na condição de LAV, a Ds apresentou indícios de um aumento (em
termos absolutos) na camada de 0,10-0,15 m, embora não se possa afirmar
que a Ds foi maior nesta camada frente às demais. Essa observação pode ser
47
reflexo das condições de tráfego de máquinas na lavoura e a concentração de
tensões aplicadas pelos rodados nesta camada. Genro Junior et al. (2004),
estudando a variabilidade temporal da resistência mecânica do solo à
penetração (RP) em um mesmo tipo de solo, encontraram aumento na
densidade do solo também nesta camada. Debiasi (2008) encontrou aumento
na RP e Sequinatto (2010) na densidade do solo na mesma profundidade para
a condição de lavoura sobre um Argissolo.
Hillel (1982) aponta que as tensões aplicadas pelos rodados tendem
a se concentrar a uma profundidade equivalente a 1/3 e 1/5 da largura dos
pneus. As máquinas que trafegam na área têm pneus do tipo diagonal 18.4-34
(0,47 m de largura) e a maior transferência de tensão deveria ser observada na
camada entre 0,09 a 0,15 m, concordando com a profundidade onde foi
observado o maior valor de Ds.
Tabela 3. Densidade (Ds) e porosidade do LVdf-2 na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3........................... 0,03-0,08 1,17 ± 0,03 0,07 ± 0,01 0,53 ± 0,01 0,60 ± 0,01
0,10-0,15
1,20 ± 0,03 0,07 ± 0,01 0,50 ± 0,01 0,57 ± 0,01
0,15-0,20 1,18 ± 0,04 0,09 ± 0,02 0,49 ± 0,02 0,57 ± 0,01
Média 1,18 ± 0,03 0,08 ± 0,01 0,51 ± 0,01 0,58 ± 0,01
CN
0,03-0,08 1,05 ± 0,13 0,21 ± 0,05 0,38 ± 0,04 0,60 ± 0,06 0,10-0,15
1,14 ± 0,10 0,15 ± 0,02 0,43 ± 0,01 0,58 ± 0,01
0,15-0,20 1,13 ± 0,03 0,16 ± 0,01 0,43 ± 0,01 0,59 ± 0,01
Média 1,11 ± 0,09 0,17 ± 0,03 0,41 ± 0,02 0,59 ± 0,03 LVdf-2 = Latossolo Vermelho distroférrico húmico.
Na condição de uso com CN, a Ds foi similar entre as camadas
avaliadas (Tabela 3). No entanto, a camada 0,03-0,08 m apresentou o menor
valor de Ds em termos absolutos, podendo ser reflexo da maior quantidade de
MOS, especialmente da fração MOP (Tabela 8). As amostras para
determinação da Ds na condição de uso CN foram coletadas em uma área
lindeira de capoeira entremeado por outras espécies arbustivas com presença
de (material orgânico em decomposição) que apresenta menor densidade.
48
Em relação à porosidade do solo, a macroporosidade variou de 0,07
a 0,21 m3 m-3 mantendo similaridade entre as camadas na condição LAV e CN
(Tabela 3). Comparando a mesma camada entre a condição LAV e CN, bem
como na média das camadas de cada condição de uso, verificou-se uma
redução da macroporosidade na condição LAV em todas as camadas
avaliadas.
Por outro lado, a microporosidade do solo apresentou
comportamento inverso ao da macroporosidade. Os valores de
microporosidade variaram de 0,38 a 0,53 m3 m-3 (Tabela 3), sendo os menores
valores observados na condição CN e os maiores na condição LAV. Na
condição CN não houve diferença entre camadas, enquanto que na condição
LAV a camada 0,03-0,08 m diferiu das demais, apresentando maiores valores
de microporosidade.
Em relação à porosidade total do solo, os valores variaram de 0,57 a
0,60 m3 m-3, não apresentando diferenças entre camadas dentro de cada
condição de uso do solo, bem como entre as condições de uso.
Analisando os valores de macroporosidade, microporosidade e
porosidade total entre as condições LAV e CN, observa-se que houve um
aumento de, aproximadamente 100% nos valores de macroporos da condição
LAV para a condição CN, enquanto que para a microporosidade, houve um
aumento de 20% na condição LAV e não houve variações na porosidade total
do solo (Tabela 3). Isso aponta que a magnitude da redução da
macroporosidade não foi seguida na mesma proporção de aumento na
microporosidade, bem como em um possível aumento da DS. Logo, essa
redução na macroporosidade pode estar relacionada a uma maior tortuosidade
e descontinuidade dos macroporos em relação a sua condição original. Isso
mostra que a microporosidade de um solo está mais relacionada com a
organização das partículas minerais primárias do solo isoladas e, ou em
microagregados (Lal & Shukla, 2005) enquanto que a macroporosidade, está
mais vinculada a formação de agregados maiores por efeito de material
orgânico, atividade microbiana e fúngica, efeito da presença de raízes vivas e
mortas, como evidenciado por Oliveira et al. (2003), Beutler (2005) e Debiasi
(2008).
49
Com base nesses dados observa-se que, após 6 anos de conversão
do uso do solo LVdf-2 da condição CN para LAV, mesmo em sistema plantio
direto houveram mudanças (algumas significativas) nos atributos avaliados
como a macro e microporosidade do solo. Mesmo não tendo apresentado
impacto sobre a Ds, e sobre a porosidade total, a redução da macroporosidade
acaba por limitar e reduzir a infiltração de água no solo e sua redistribuição,
bem como os processos de aeração. Além disso, o aumento da
microporosidade acaba por fazer com que a água fique retida por força
matricial maior podendo, em períodos de estiagem, limitar o crescimento das
plantas.
4.2.3. Argissolo Vermelho distrófico típico (PVd)
Os dados de densidade e porosidade deste solo para as duas
condições de uso são apresentados na Tabela 4. A Ds variou de 1,28 a 1,68 g
cm-3, aumentando em profundidade para ambas as condições LAV e CN,
porém, na média, não houve diferenças na Ds entre os sistemas de uso.
Na condição de LAV, o menor valor de Ds foi observado na camada
0,03-0,08 m, seguido de aumento na macroporosidade e na porosidade total.
Tal fato está associado a uma melhoria na qualidade física do solo, quando
comparada com o sistema CN, favorecido pelo uso de plantas de cobertura no
inverno e de culturas produtoras de grãos no verão, ambas em sistema de
rotação e em sistema de plantio direto. Evidência disso é o fato de que, nesta
camada, foi encontrado o maior teor de MOS e da fração MOM (Tabela 8). Por
outro lado as melhorias observadas ficaram restritas a camada superficial, não
se propagando, em profundidade. Esse comportamento corrobora com os
resultados encontrados por Debiasi (2008) e Sequinatto (2010) sob mesmo tipo
de solo.
A menor Ds observada na camada 0,10-0,15 m (1,59 g cm-3)
comparado à camada de 0,15-0,20 m (1,68 g cm-3), pode estar associada ao
efeito de revolvimento do solo pelas hastes sulcadoras de adubo da semeadora
nas safras anteriores (tendo em vista que essa área está em sistema de plantio
direto há 10 anos). Por outro lado o aumento na Ds na camada 0,15-0,20 m
50
pode estar relacionado a fatores de origem natural (horizonte B textural mais
adensado) ou antropogênica (acúmulo de pressões pelo tráfego de máquinas).
Tabela 4. Densidade (Ds) e porosidade do PVd na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3...........................
0,03-0,08 1,28 ± 0,03 0,28 ± 0,02 0,22 ± 0,01 0,50 ± 0,01
0,10-0,15
1,59 ± 0,05 0,10 ± 0,03 0,27 ± 0,01 0,38 ± 0,02
0,15-0,20 1,68 ± 0,01 0,09 ± 0,03 0,26 ± 0,02 0,35 ± 0,01
Média 1,52 ± 0,03 0,16 ± 0,03 0,25 ± 0,01 0,41 ± 0,01
CN
0,03-0,08 1,51 ± 0,07 0,10 ± 0,01 0,30 ± 0,06 0,35 ± 0,05
0,10-0,15
1,60 ± 0,04 0,11 ± 0,01 0,27 ± 0,02 0,38 ± 0,01
0,15-0,20 1,62 ± 0,02 0,07 ± 0,01 0,28 ± 0,01 0,35 ± 0,01
Média 1,58 ± 0,04 0,09 ± 0,01 0,28 ± 0,03 0,36 ± 0,02 PVd = Argissolo Vermelho distrófico
Para a condição CN, houve diferença na Ds entre a camada 0,03-
0,08 m e a camada 0,15-0,20 m. A menor Ds observada na camada 0,03-0,08
m se deve, provavelmente, a maior quantidade de raízes vivas, restos de folhas
e outros materiais orgânicos de fácil decomposição, evidenciados pelo teor de
MOS e seus compartimentos (Tabela 8).
No entanto, os valores médios de Ds encontrados para ambas as
condições de uso do solo estão acima dos valores de Ds crítica estabelecidos
por Reichert et al. (2003), que para esta classe textural, são de 1,45 g cm-3.
Com base nisso, somente a camada 0,03-0,08 da condição LAV estaria abaixo
da Ds crítica. Portanto, após 10 anos de uso do sistema de plantio direto,
houve redução significativa de Ds na camada superficial, estando
principalmente relacionado ao manejo do solo e ação dos sulcadores de adubo
no revolvimento do solo, afetando o incremento de MOS, que será discutido
mais adiante.
Em relação à porosidade do solo, a macroporosidade variou de 0,09
a 0,28 m3 m-3, com decréscimo em profundidade para o uso LAV, sendo que,
na média das duas formas de uso do solo, o maior valor de macroporosidade
foi observada na condição LAV.
51
O maior valor de macroporosidade observada na camada 0,03-0,08
m na condição LAV está associado ao manejo do solo e melhorias na
qualidade física do mesmo, já discutido anteriormente na Ds. O decréscimo da
macroporosidade em profundidade está relacionado à redução da magnitude
dos efeitos que as plantas vivas e mortas causam no solo (abertura de
bioporos pelas raízes, acréscimo de material orgânico, estímulo a biota do solo
e agregação), bem como ao aumento natural da densidade do solo. Mesmo
com a redução da macroporosidade em profundidade, o valor médio ficou
acima do valor considerado crítico para a porosidade de aeração, que é de
0,10 m3 m-3 (Tormena et al., 2007; Blainski et al., 2009).
Para a condição de uso CN, a camada 0,15-0,20 m apresentou o
menor valor de macroporosidade diferindo das demais, não havendo diferenças
entre as camadas 0,03-0,08 m e 0,10-0,15 m. Tal comportamento pode estar
relacionado com o aumento natural da Ds e a redução da MOS nas camadas
mais profundas do solo.
Em relação à microporosidade e à porosidade total, os valores
variaram de 0,22 a 0,30 m3 m-3 e de 0,35 a 0,50 m3 m-3, respectivamente. Para
a condição de LAV, houve diferença entre a camada 0,03-0,08 m e as demais,
sendo que esta apresentou redução da microporosidade, reflexo da melhoria
da qualidade física do solo. No entanto, os reflexos da melhoria na qualidade
física do solo vistos na microporosidade se restringiram somente nesta
camada, assim como observado para a Ds, macroporosidade e porosidade
total. Isso fica mais evidente quando comparado com a condição CN que
apresentou similaridade na microporosidade entre as camadas. Por outro lado,
na média, a porosidade total do solo foi maior na condição LAV devido ao fato
da maior macroporosidade na camada 0,03-0,08 m.
Verificou-se que, após 10 anos da conversão do CN para LAV sob
condição de sistema de plantio direto, que houve mudanças aos atributos
físicos do solo PVd somente na camada até 0,10 m. Isso denota que o uso de
plantas de lavoura tradicionais na agricultura (milho, soja, aveia, trigo, entre
outras menos exploradas) teve efeito significativo na melhoria da qualidade do
solo até essa profundidade. O efeito do tráfego pareceu ter reflexos na Ds em
profundidade, mas isso não é possível afirmar com os dados disponíveis, uma
52
vez que, neste tipo de solo, pode haver variação horizontal na posição do
horizonte B textural necessitando de investigações mais aprofundadas.
4.2.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico (NVdf)
Os dados de densidade e porosidade deste solo para as duas
condições de uso são apresentados na Tabela 5. Neste solo a Ds variou de
1,29 a 1,62 g cm-3 sendo que, na média, foi maior na condição LAV,
comparativamente à condição CN.
Para a condição de uso do solo LAV, os maiores valores de Ds
foram observados na camada 0,03-0,15 m e decresceu abaixo de 0,15 m. Esse
comportamento se deve ao fato de que, nesta área, o proprietário realizou o
processo de ensilagem com solo muito úmido (relato do proprietário)
provavelmente acima do limite de plasticidade (0,19 kg kg-1) provocando
compactação do solo pela operação mecânica. Além disso, a textura franco-
argilosa do solo, associada à menor quantidade de MOS (Tabela 8), conferem
menor agregação do solo e estabilidade dos agregados (Hassink, 1997), o que
pode ter facilitado o processo de compactação.
Tabela 5. Densidade (Ds) e porosidade do NVdf na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3........................... 0,03-0,08 1,60 ± 0,01 0,05 ± 0,01 0,36 ± 0,01 0,40 ± 0,01
0,10-0,15
1,62 ± 0,12 0,10 ± 0,08 0,31 ± 0,08 0,42 ± 0,15
0,15-0,20 1,44 ± 0,08 0,10 ± 0,01 0,36 ± 0,01 0,46 ± 0,01
Média 1,55 ± 0,07 0,08 ± 0,03 0,34 ± 0,03 0,43 ± 0,06
CN
0,03-0,08 1,29 ± 0,09 0,10 ± 0,03 0,38 ± 0,01 0,47 ± 0,03 0,10-0,15
1,29 ± 0,04 0,19 ± 0,02 0,30 ± 0,02 0,49 ± 0,04
0,15-0,20 1,59 ± 0,08 0,08 ± 0,01 0,31 ± 0,03 0,40 ± 0,04
Média 1,39 ± 0,07 0,12 ± 0,02 0,33 ± 0,02 0,45 ± 0,04 NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico
Para a condição CN, a Ds foi maior na camada 0,15-0,20 m diferindo
das demais, que foram similares. A menor Ds observada na condição CN, na
camada 0,03-0,15 m, se deve ao maior teor de MOS (Tabela 8), maior
53
agregação e presença de raízes no solo como pode ser observado na Figura 7.
Por outro lado, a maior Ds verificada na camada 0,15-0,20 m pode ser reflexo
do adensamento natural deste solo.
Figura 7. Presença de raízes e forte agregação do solo (a). Detalhe da coleta
de anéis na condição CN (b).
O efeito do tráfego foi fundamental para a elevação da Ds na
condição de LAV, diferindo, portanto, da situação CN, tanto na média das
camadas, como dentro da mesma camada, com exceção da camada 0,15-0,20
m. Essa observação é importante e preocupante quando se compara os
valores de Ds encontrados com os valores de Ds críticos apresentados por
Reichert et al. (2003). Para estes autores, a Ds crítica para o desenvolvimento
de plantas, nesta classe de solo, é de 1,45 g cm-3, e os valores encontrados
estão em torno de 10% superiores a esse limite. Isso se torna um problema
pelos seguintes aspectos: baixa infiltração, armazenamento e redistribuição de
água quando em períodos de estiagem; quando seco, aumenta a resistência do
solo ao crescimento radical e, uma vez úmido, o solo pode ter dificuldade de
aeração, prejudicando o sistema radical, podendo levar a uma redução no
rendimento das culturas, em caso mais amenos (Sequinatto, 2010), até a morte
da planta, em casos mais severos.
Em relação à porosidade do solo, a macroporosidade variou de 0,05
a 0,19 m3 m-3, não havendo diferença no valor médio para esta característica
entre os usos. No entanto, para a situação de uso LAV, a maior restrição foi na
camada de 0,03-0,08 m, local onde grande parte dos processos biológicos
ocorre. Tomando a mesma camada na condição CN, observa-se que houve
a b
54
uma redução de 100% no valor de macroporos e um aumento de 24% na Ds,
ficando ainda mais evidente o efeito do tráfego sobre um conteúdo de água no
solo acima ou próximo do limite de plasticidade.
Por outro lado, a condição CN apresentou maiores valores de
macroporosidade na camada 0,10-0,15 m, não havendo diferença entre as
demais camadas. Mesmo apresentando redução da MOS em profundidade, a
maior macroporosidade se deve à grande quantidade de raízes vivas (Figura
7a), que além de dificultar a coleta de aneis, alteram a relação massa-volume,
superestimando a macroporosidade.
A microporosidade variou de 0,31 a 0,38 m3 m-3, não havendo
diferenças entre as camadas para a condição de LAV, corroborando com o que
foi abordado anteriormente, de que o efeito do tráfego, ao alterar a Ds, altera a
macroporosidade, mas não tem efeito direto no aumento ou redução de
microporos, sendo estes pouco influenciados pelo manejo conforme foi
observado por Lal & Shukla (2005).
Para a condição CN, a camada 0,03-0,08 m diferiu das demais,
apresentando maior microporosidade. Por outro lado, não houve diferença
entre as camadas 0,10-0,15 e 0,15-0,20 m. Os maiores valores de
microporosidade observados na condição CN provavelmente estejam
relacionados a um menor empacotamento das partículas primárias em
microagregados e ao efeito de material orgânico (Lal & Shukla, 2005).
Em relação à porosidade total, os valores variaram de 0,40 a 0,49
m3 m-3, não havendo diferenças entre as duas condições de uso. Na situação
LAV, a camada 0,15-0,20 m apresentou a maior porosidade total,
provavelmente em virtude da menor Ds, enquanto que, para as demais
camadas, os valores foram similares. Comportamento inverso foi observado na
condição CN, onde a camada 0,15-0,20 m apresentou a menor porosidade
total, reflexo da maior Ds. Para as demais camadas os valores foram similares.
4.2.5. Latossolo Vermelho distrófico (LVd)
Os dados de densidade e porosidade deste solo para as duas
condições de uso são apresentados na Tabela 6. Para este solo a Ds variou de
1,47 a 1,63 g cm-3, sendo que, na média das camadas para cada condição de
55
uso, os maiores valores foram verificados na condição LAV. Na condição LAV,
houve similaridade na Ds entre as camadas avaliadas, bem como esta
apresentou valores elevados de Ds quando comparados a condição CN,
indicando alteração na DS pelo tráfego de máquinas e/ou animais até 0,20 m.
Tabela 6. Densidade (Ds) e porosidade do LVd na situação de uso do solo com
lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3........................... 0,03-0,08 1,63 ± 0,01 0,11 ± 0,02 0,23 ± 0,01 0,34 ± 0,02
0,10-0,15
1,63 ± 0,03 0,08 ± 0,01 0,24 ± 0,01 0,32 ± 0,01
0,15-0,20 1,64 ± 0,03 0,09 ± 0,02 0,24 ± 0,01 0,32 ± 0,01
Média 1,63 ± 0,02 0,09 ± 0,02 0,24 ± 0,01 0,33 ± 0,01
CN
0,03-0,08 1,58 ± 0,01 0,16 ± 0,01 0,22 ± 0,01 0,38 ± 0,01 0,10-0,15
1,53 ± 0,01 0,18 ± 0,02 0,20 ± 0,01 0,38 ± 0,02
0,15-0,20 1,47 ± 0,01 0,12 ± 0,01 0,20 ± 0,01 0,32 ± 0,01
Média 1,53 ± 0,01 0,15 ± 0,01 0,21 ± 0,01 0,36 ± 0,01 LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico;
Com base nas características texturais a Ds, na condição LAV,
observada neste solo está muito próxima da densidade crítica estabelecida por
Reichert et al. (2003) para esta classe de solo, o que é preocupante.
Para a condição CN, os valores de Ds foram menores e decrescem
em profundidade. A maior Ds observada na camada superficial provavelmente
se deve ao trânsito de animais sobre o campo quando em pastejo, uma vez
que a oferta de forragem no período era baixa, levando à degradação da já
fragilizada estrutura do solo conforme pode-se observar na Figura 8. Os
valores de Ds encontrados para a condição CN corroboram com os dados
apresentados por Assis et al. (2009).
56
Figura 8. Cobertura vegetal do campo natural CN (a) e perfil de amostragem
nesta mesma condição de uso (b), em Latossolo vermelho distrófico
localizado no município de Cruz Alta/RS.
Em relação à porosidade do solo, a macroporosidade variou de 0,08
a 0,18 m3 m-3, diferindo entre as condições de uso do solo. A maior
macroporosidade foi observada na condição CN. Para a condição LAV, houve
similaridade entre as camadas avaliadas e, na média das camadas, o valor de
macroporos ficou abaixo de 0,10 m3 m-3, valor considerado limitante para o
bom desenvolvimento das plantas (Tormena et al., 2007; Blainski et al., 2009).
Essa reduzida macroporosidade está relacionada ao elevado valor de Ds
encontrado, sendo indicativo de degradação física deste solo.
Para a condição CN a macroporosidade diferiu entre a camada 0,15-
0,20 m e as demais, sendo que, esta camada apresentou o menor valor, mas
ficando acima do valor considerado crítico para esta característica. Os maiores
valores de macroporos nas camadas superficiais nesta condição de uso se
devem a presença de raízes das plantas forrageiras (Figura 8b) e maior teor de
MOS (Tabela 8) também verificado por Centurion et al. (2007), porém em mata
nativa, com valores de macroporosidade similares ao encontrado neste
trabalho.
A microporosidade variou de 0,20 a 0,24 m3 m-3, sendo maior na
condição de uso LAV, podendo ser reflexo do intensivo uso do solo que, neste
caso, adiciona pouco material orgânico (carbono) ao sistema, reduzido a
agregação. Dessa forma, há um maior contato entre as partículas minerais do
solo, permitindo um arranjo mais compacto, aumentando a microporosidade, o
que corrobora com Silva e Kay (1997). Estes autores apontam que a variação
nesta característica está mais voltada à textura do solo e ao conteúdo de
a b
57
carbono orgânico e muito pouco ligado ao aumento na Ds causada por tráfego
de máquinas.
Por outro lado, a porosidade total variou de 0,32 a 0,41 m3 m-3,
sendo maior na condição CN (Tabela 6), não havendo diferença entre camadas
dentro de cada condição de uso do solo. Diferente do observado para a
microporosidade, a porosidade total é afetada por variações ligadas à Ds
causada por tráfego de máquinas (Debiasi, 2008) ou animais (Girardello et al.,
2004). Além disso, a presença de raízes e o aumento no teor de MOS
(anteriormente discutidos) afetam a agregação do solo, alterando, por
consequência, a porosidade total.
4.2.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico (LVdf-1)
Os dados de densidade e porosidade deste solo para as duas
condições de uso são apresentados na Tabela 7. Neste solo a Ds variou de
1,16 a 1,36 g cm-3 sendo os maiores valores observados na condição de uso
do solo LAV. Na condição LAV, a Ds foi similar entre as camadas avaliadas
sendo que na média ficou 5,5% acima da densidade crítica para o
desenvolvimento de plantas, apontada por Reichert et al. (2003),
correspondente a 1,27 g cm-3 para este tipo de solo. Isso provavelmente se
deve ao tráfego de máquinas e implementos na área, tendo em vista seu
histórico de lavoura de mais de 10 anos em sistema plantio direto. Além disso,
a menor quantidade de MOS (Tabela 8), a presença de estrutura em blocos
(Figura 9) e a presença elevada de óxidos de ferro (que será discutido mais
adiante) favorecem a uma maior coesão do solo e aumento de Ds.
58
Tabela 7. Densidade (Ds) e porosidade do LVdf-1 na situação de uso do solo
com lavoura (LAV) e condição natural (CN).
Profundidade (m)
LAV
Porosidade
Ds Macro Micro Total
..... g cm-3.... ............................. m3m-3........................... 0,03-0,08 1,36 ± 0,02 0,09 ± 0,01 0,43 ± 0,01 0,52 ± 0,01
0,10-0,15
1,33 ± 0,03 0,09 ± 0,01 0,42 ± 0,01 0,52 ± 0,01
0,15-0,20 1,33 ± 0,02 0,09 ± 0,01 0,43 ± 0,01 0,51 ± 0,01
Média 1,34 ± 0,02 0,09 ± 0,01 0,43 ± 0,01 0,52 ± 0,01
CN
0,03-0,08 1,16 ± 0,02 0,17 ± 0,01 0,41 ± 0,01 0,57 ± 0,02 0,10-0,15
1,23 ± 0,03 0,15 ± 0,01 0,42 ± 0,01 0,57 ± 0,01
0,15-0,20 1,27 ± 0,02 0,12 ± 0,02 0,40 ± 0,06 0,52 ± 0,04
Média 1,22 ± 0,02 0,15 ± 0,01 0,41 ± 0,03 0,55 ± 0,02 LVdf-1 – Latossolo Vermelho distroférrico típico
Figura 9. Trincheira de coleta de anéis mostrando a agregação do solo na
condição de uso do solo com lavoura (LAV), em Latossolo Vermelho
distroférrico típico localizado no município de Santo Ângelo/RS.
O aumento da Ds devido ao efeito do tráfego fica evidente, visto que
na condição CN não há tráfego há mais de 30 anos. A menor Ds na camada
0,03-0,08 m se deve a maior quantidade de material orgânico (Tabela 8) que
favorece a estruturação do solo (Assis & Lanças, 2005) e à ausência de
tráfego, corroborando com Silva & Kay (1997). Já o aumento na Ds nas
camadas inferiores provavelmente se deva à ação cimentante dos óxidos de
ferro, que afetam a estruturação e agregação do solo, conforme salientado por
Spoor et al. (2003), e a presença em menor quantidade de MOS.
Em relação à porosidade do solo, a macroporosidade variou de 0,09
a 0,17 m3 m-3. A menor macroporosidade foi observada na condição LAV
59
(Tabela 7) ficando abaixo de 0,10 m3 m-3 condição mínima ao bom
desenvolvimento das plantas, segundo Tormena et al. (2007) e Blainski et al.
(2009). Esse comportamento é reflexo do aumento da Ds observado na
condição LAV, discutido anteriormente, evidenciando a compactação mecânica
do solo pelo tráfego de máquinas e falta de aporte de MOS.
Para a condição CN, os valores de macroporos foram similares entre
as camadas 0,03-0,08 e 0,10-0,15 m. No entanto, a camada 0,15-0,20 m
apresentou valor menor que a camada 0,03-0,08 m. Isso provavelmente se
deve ao fato da menor quantidade de MOS presente nesta camada, que
aumenta o contato entre as partículas (Braida, 2004), e à ação cimentante dos
óxidos de ferro (Spoor et al., 2003), que aumentam a coesão entre as
partículas.
Em relação à microporosidade e à porosidade total, estas variaram
de 0,40 a 0,43 m3 m-3 e de 0,51 a 0,57 m3 m-3, respectivamente. A
microporosidade foi semelhante entre as camadas dentro de cada sistema de
uso e na média das condições LAV e CN. Segundo Silva e Kay (1997), a
microporosidade é fortemente influenciada pela textura e pelo teor de carbono
orgânico e muito pouco influenciada pelas variações na densidade do solo.
A porosidade total também foi similar entre as camadas dentro de
cada sistema de uso, bem como na média dos usos. No entanto, comparando
as camadas 0,03-0,08 m e 0,10-0,15 entre os sistemas de uso LAV e CN, há
uma redução dos valores desta característica no sistema LAV indicando que o
efeito da Ds afetou a porosidade total, corroborando com Centurion et al.
(2007) e Debiasi (2008).
Em resumo, foi comprovado o efeito do tráfego sobre a Ds, a
macroporosidade e a porosidade total associado a falta de aporte de MOS. O
efeito da compactação mecânica, observado na condição de uso LAV, reduziu
em 60% a macroporosidade, comparado à condição original CN. Isso é
preocupante, uma vez que a recuperação da estrutura do solo por práticas
mecânicas é dispendiosa energeticamente e a recuperação com plantas de
cobertura é um processo lento e gradual conforme salienta Debiasi (2008), e
nem sempre há garantias de que se consiga atingir profundidades abaixo de
0,15 m, como observado por Sequinatto (2010).
60
4.3. Matéria orgânica do solo (MOS), matéria orgânica particulada
(MOP) e matéria orgânica associada aos minerais (MOM) nas
classes de solo
O conteúdo de MOS, MOP e MOM é apresentado na Tabela 8.
Apresenta-se, inicialmente a amplitude de variação geral dos dados entre todas
as classes de solo para ambas as condições LAV e CN e, posteriormente,
dentro de cada classe, entre as condições de uso do solo.
A magnitude da variação de valores da MOS entre as classes de
solo é apresentada na Tabela 8. O conteúdo de MOS na condição LAV variou
de 9,7 a 84 g kg-1 entre as classes de solo, com os maiores valores observados
nas camadas superficiais decrescendo em profundidade. O mesmo
comportamento foi observado na condição CN, porém com amplitude de
variação dos valores maior, de 9,6 a 87,5 g kg-1.
A magnitude da variação dos valores de MOS observados para as
condições de uso do solo LAV e CN entre as classes está relacionado
diretamente com as taxas de adição e perda de carbono orgânico ao solo
(Bayer & Mielniczuk, 2008). No entanto, isso varia em função do tipo de solo,
do clima e manejo aplicado aos resíduos e ao solo, mineralogia do solo e
interação entre estes fatores, como ressaltam estes autores. Neste sentido, os
maiores valores de MOS foram observados nas regiões de maior altitude, com
menores temperaturas, e maiores precipitações (Figura 1, 2 e 3), corroborando
com Tornquist et al. (2009) e Oades et al. (1989). Soma-se a isso, o tipo de
cultura, o sistema de rotação usado, e a qualidade do resíduo também atuam
no acúmulo de carbono no solo (Wright & Hons, 2005).
Os valores de MOP e MOM para a condição LAV variaram de 0,5 a
28,6 g kg-1 e de 8,6 a 61,6 g kg-1, respectivamente, com predominância de
declínio em profundidade. Comportamento similar foi observado para a
condição CN, onde os valores de MOP e MOM variaram de 1,1 a 29,9 g kg-1 e
de 8,5 a 71,2 g kg-1, respectivamente.
61
Tabela 8. Matéria orgânica do solo (MOS), matéria orgânica particulada (MOP) e matéria orgânica associada aos minerais (MOM) em
função do uso do solo com lavoura (LAV) e campo natural (CN), em diferentes camadas, nas classes de solos.
Solo Profundidade
(m) MOS MOP MOM
LAV CN LAV CN LAV CN
................................................................................ g kg-1......................................................................
CHa
0,00-0,05 84,0 ± 0,8 69,7 ± 0,4 28,6 ± 0,8 11,4 ± 0,3 55,4 ± 1,6 58,4 ± 0,5
0,05-0,10 68,9 ± 0,6 54,5 ± 0,4 7,5 ± 0,3 4,0 ± 0,2 61,4 ± 0,9 50,5 ± 0,5
0,10-0,15 68,4 ± 0,3 51,3 ± 0,2 6,8 ± 0,3 3,8 ± 0,2 61,6 ± 0,6 47,6 ± 0,4
0,15-0,20 66,2 ± 0,7 44,3 ± 0,3 7,3 ± 0,4 2,8 ± 0,6 58,9 ± 1,1 41,6 ± 0,5
Média 71,9 ± 0,06 54,9 ± 0,03 12,5 ± 0,04 5,5 ± 0,03 59,3 ± 1,05 49,5 ± 0,48
LVdf-2
0,00-0,05 58,0 ± 0,5 68,3 ± 0,1 23,8 ± 2,7 29,9 ± 1,1 34,1 ± 2,2 33,9 ± 0,9 0,05-0,10 43,4 ± 0,9 46,0 ± 0,2 15,3 ± 0,4 11,1 ± 2,4 28,1 ± 1,3 34,8 ± 2,2
0,10-0,15 34,2 ± 1,5 25,3 ± 0,5 8,9 ± 0,3 8,4 ± 1,2 25,2 ± 1,2 16,8 ± 0,7
0,15-0,20 23,5 ± 0,1 23,3 ± 3,6 4,8 ± 0,3 6,6 ± 1,0 18,7 ± 0,2 16,8 ± 2,7
Média 39,8 ± 0,75 40,7 ± 1,1 13,2 ± 0,9 14,0 ± 1,4 26,5 ± 1,23 25,6 ± 1,12
PVd
0,00-0,05 55,5 ± 8,1 46,8 ± 0,4 9,0 ± 0,8 16,7 ± 0,7 46,9 ± 7,4 30,1 ± 1,1 0,05-0,10 22,4 ± 0,4 27,0 ± 0,3 1,7 ± 0,2 3,3 ± 0,1 20,6 ± 0,2 23,7 ± 0,3
0,10-0,15 16,2 ± 0,2 20,1 ± 1,5 1,1 ± 0,3 1,9 ± 0,2 15,1 ± 0,1 18,2 ± 1,7
0,15-0,20 15,0 ± 0,1 16,1 ± 0,4 4,7 ± 3,3 1,7 ± 0,1 10,3 ± 3,3 14,5 ± 0,5
Média 27,3 ± 2,2 27,5 ± 0,65 4,1 ± 1,15 5,9 ± 0,27 23,2 ± 2,75 21,6 ± 1,2
NVdf
0,00-0,05 24,0 ± 0,2 67,0 ± 0,4 2,6 ± 0,2 24,3 ± 1,0 21,3 ± 0,4 42,6 ± 0,8 0,05-0,10 21,0 ± 0,1 32,2 ± 0,3 1,2 ± 0,2 4,9 ± 0,1 19,8 ± 0,2 27,3 ± 0,4
0,10-0,15 20,5 ± 0,3 23,0 ± 0,3 1,1 ± 0,2 2,4 ± 0,1 19,4 ± 0,5 20,5 ± 0,7
0,15-0,20 20,8 ± 0,3 21,4 ± 0,3 1,1 ± 0,2 1,4 ± 0,2 19,7 ± 0,1 19,9 ± 0,4
Média 21,6 ± 0,23 35,9 ± 0,32 1,5 ± 0,2 8,2 ± 0,35 20,0 ± 0,3 27,6 ± 0,57
62
Solo Profundidade
(m) MOS MOP MOM
LAV CN LAV CN LAV CN
.................................................................... g kg-1............................................................................
LVd
0,00-0,05 19,2 ± 0,5 23,1 ± 0,7 4,8 ± 0,4 8,3 ± 0,2 14,4 ± 0,8 14,9 ± 0,9
0,05-0,10 11,8 ± 0,2 14,4 ± 0,3 1,7 ± 0,6 2,4 ± 0,1 10,1 ± 0,8 12,0 ± 0,3
0,10-0,15 10,1 ± 0,3 10,8 ± 0,5 0,7 ± 0,1 1,9 ± 0,1 9,4 ± 0,4 9,0 ± 0,6
0,15-0,20 9,7 ± 0,1 9,6 ± 0,3 0,5 ± 0,1 1,1 ± 0,1 8,6 ± 1,4 8,5 ± 0,4
Média 12,7 ± 0,27 14,5 ± 0,45 1,9 ± 0,3 3,4 ± 0,12 10,6 ± 0,85 11,1 ± 0,55
LVdf-1
0,00-0,05 32,1 ± 0,6 87,5 ± 7,6 5,4 ± 0,1 16,3 ± 0,7 26,8 ± 0,6 71,2 ± 8,1 0,05-0,10 23,3 ± 0,4 33,8 ± 0,2 1,6 ± 0,1 3,6 ± 0,1 21,7 ± 0,4 31,2 ± 0,1
0,10-0,15 24,4 ± 0,3 30,6 ± 0,7 1,5 ± 0,1 2,6 ± 0,1 22,9 ± 0,4 28,0 ± 0,7
0,15-0,20 24,9 ± 1,1 27,6 ± 0,2 1,4 ± 0,1 2,1 ± 0,1 23,5 ± 1,2 25,5 ± 0,2
Média 26,2 ± 0,6 44,9 ± 2,2 2,5 ± 0,1 6,1 ± 0,25 23,7 ± 0,65 39,0 ± 2,3 CHa = Cambissolo húmico alumínico; LVdf-2 = Latossolo Vermelho distroférrico húmico; PVd = Argissolo Vermelho distrófico; NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico; LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico; LVdf-1 = Latossolo Vermelho distroférrico típico
63
4.3.1. MOS, MOP e MOM nas classes de solos
4.3.1.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa
No solo CHa, o teor de MOS variou de 66,2 a 84,0 g kg-1 e de 44,3 a
69,7 g kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8), sendo que
os maiores valores foram observados na condição LAV. O maior teor de MOS
observado na condição LAV está associado ao maior aporte de resíduos
vegetais pelas plantas cultivadas, resultado da melhoria nas condições de
fertilidade do solo (incremento de P, K, Ca e Mg), redução da acidez do solo e
alumínio trocável em comparação à condição CN (Anexo 1). Segundo
Comissão.... (2004), os valores de MOS obtidos são considerados muito altos
(>5,5%), o que acaba trazendo outros problemas, como elevada acidez
potencial para estes solos, acarretando na necessidade de maiores
quantidades de calcário para correção da acidez. Isso ocorre porque a MOS
atua como um tampão no controle da acidez do solo.
Para ambas as condições de uso do solo, o teor de MOS foi maior
na camada 0,0-0,05 m, decrescendo em profundidade (Tabela 8), corroborando
com Sombrero & Benito (2010). Isso é reflexo do maior acúmulo de material na
superfície do solo e, na medida em que vai sendo atacado por micro-
organismos, é incorporado lentamente junto da fração mineral. Sombrero &
Benito (2010), estudando o acúmulo de carbono em solos de regiões semi-
áridas sob sistema de preparo convencional, reduzido e plantio direto,
encontraram comportamento similar ao observado, atribuindo o fato do
aumento do carbono em profundidade ser devido à ação de preparo do solo.
O mesmo comportamento foi verificado também nas frações MOP e
MOM, onde os maiores valores foram observados na condição LAV (Tabela 8).
Em média, a MOP e MOM na condição LAV foram 127,3% e 19,79%
superiores à condição CN, respectivamente. Analisando o aumento na
quantidade de MOP (127,3%) em relação ao aumento da MOS (30,9%) entre
os sistemas de uso, pode-se esperar a manutenção e, ou aumento na
quantidade de MOS na condição LAV, desde que mantidas boas práticas de
manejo do solo, indicando que a MOP apresenta maior sensibilidade as
praticas de manejo do solo. Além disso, é possível afirmar que estas práticas
64
até então estabelecidas pelo produtor estão sendo fundamentais para a
manutenção e elevação da MOS neste sistema, considerada por Goldchin et al.
(1997) como um indicador importante de qualidade do solo.
4.3.1.2. Latossolo Vermelho Distroférrico húmico – LVdf-2
No solo LVdf-2, os teores de MOS variaram de 23,5 a 58,0 g kg-1 e
de 23,3 a 68,3 g kg-1, para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8).
Na média das camadas, a MOS foi similar entre os sistemas de uso. No
entanto, quando se analisa a variação entre camadas dentro de cada sistema
de uso, observa-se que, para a condição LAV, o maior valor foi na camada 0,0-
0,05 m, decrescendo em profundidade. Além disso, com base em Comissão....
(2004), os teores de MOS são médios, o que pode ser considerado um bom
resultado.
Comportamento similar foi observado para a condição CN, com o
maior teor de MOS na camada 0,0-0,05 m, decrescendo em profundidade
(Tabela 8). No entanto, para as camadas 0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m os teores
de MOS foram semelhantes distinguindo, portanto, das camadas superficiais.
Esse comportamento se deve ao fato de que, em sendo uma área de capoeira
entremeada de arbustos, a deposição de material vegetal é maior em
superfície.
Por outro lado, comparando os valores médios das camadas entre
as condições de uso do solo, observa-se uma redução do teor de MOS na
condição de LAV para as camadas 0,0-0,05 m e 0,05-0,10 m, mas um
incremento de MOS para a camada 0,10-0,15 m (Tabela 8). Essa redução
observada até 0,10 m provavelmente se deve à mobilização do solo quando da
operação de semeadura que acaba por expor a MOS à ação de ciclos de
umedecimento e secagem, ação microbiana (Mielniczuk et al., 2003) ou erosão
da MOS junto do solo exposto pela água das chuvas, vindo a reduzir sua
quantidade nessa camada.
No entanto, quando da operação de semeadura, parte dos resíduos
podem ser incorporados no solo (Camara & Klein, 2005) podendo levar ao
aumento da MOS em profundidade, o que é desejável. Sombrero & Benito
(2010) relataram o aumento de carbono em profundidade no solo por ocasião
65
do processo de aração do solo. No entanto, os mesmos autores apontam
redução da MOS nas camadas superficiais. Além disso, com a senescência
das plantas, as raízes tornam-se canais para descida de partículas orgânicas
para o interior do perfil, aumentando o teor de MOS.
A MOP variou de 4,8 a 23,8 g kg-1 e de 6,6 a 29,9 g kg-1 para a
condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média das camadas, a
MOP foi similar entre os sistemas de uso, apresentando comportamento similar
a MOS. Independentemente da condição de uso do solo, o teor de MOP foi
maior na camada 0,0-0,05 m, decrescendo em profundidade. Tal fato se deve à
maior presença de resíduos vegetais na superfície do solo (especialmente na
condição de lavoura, pois a coleta de solo se deu após a colheita das culturas
de verão e início da semeadura das culturas de outono/inverno), enquanto que
a quantidade de resíduos grosseiros decresce em profundidade. Além disso, o
tipo de resíduo presente (palha de milho – LAV e resíduos grosseiros de
plantas como samambaias – CN), por possuir alta relação C/N, aliada a maior
recalcitrância destes resíduos e maior área superficial específica dos mesmos,
quando comparados às espécies leguminosas e brássicas, por exemplo,
tornam a decomposição mais lenta, aumentando o teor de MOP quando da
avaliação.
No entanto, analisando as diferentes condições de uso do solo na
mesma camada, observa-se, na condição LAV uma redução da MOP na
camada 0,0-0,05 m e um aumento no teor nas camadas 0,05-0,10 m e 0,10-
0,15 m (Tabela 8), em relação à condição CN. Tal comportamento vem ao
encontro do exposto anteriormente sobre o aumento da MOS na camada 0,10-
0,15 m, indicando que há um transporte de material grosseiro (particulado) para
o interior do perfil pela atuação de hastes sulcadoras de adubo e por ação dos
canais deixados pelas raízes das culturas antecessoras que, normalmente, se
encontram estabelecidas até 0,15 m.
Analisando o teor médio de MOS, observa-se que 34% provêm da
MOP enquanto que 66% provêm da MOM. Isso é importante, uma vez que a
MOP está associada com dinâmica de nutrientes (Galantini et al., 2004),
atividade microbiológica (Alvarez et al., 1998) e formação e estabilização de
macroagregados nos solo (Six et al., 2002).
66
A MOM apresentou variação de 18,7 a 34,1 g kg-1 e de 16,8 a 34,8 g
kg-1 para a condição de LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média das
camadas, a MOM foi similar entre os sistemas de uso. No entanto, para a
condição LAV, o conteúdo de MOM seguiu o mesmo comportamento das
demais frações, com o maior valor na camada 0,0-0,05 m e decréscimo em
profundidade. Por outro lado, para a condição CN, houve similaridade entre as
camadas 0,0-0,05 e 0,05-0,10 m bem como entre as camadas 0,10-0,15 e
0,15-0,20 m (Tabela 8).
A similaridade dos valores na condição CN entre as camadas
apontam para uma estabilidade nas taxas de adição e perdas de MOM, tendo
em vista que esta fração é a mais humificada e de maior estabilidade,
comparativamente à fração MOP.
4.3.1.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd
No solo PVd, o teor de MOS variou de 15,0 a 55,5 g kg-1 e de 16,1 a
46,8 g kg-1 para a condição de uso LAV e CN, respectivamente (Tabela 8)
sendo que, na média das camadas, a MOS foi similar entre os sistemas de uso.
Os maiores valores de MOS foram observados na camada 0,0-0,05 m,
decrescendo em profundidade para ambas as condições de uso. Com base em
Comissão.... (2004), os teores de MOS para ambas as condições são
considerados baixos, tendo em vista que a camada considerada para avaliação
é de 0,0-0,20 m.
Mesmo com o maior desvio padrão, a condição LAV apresentou o
maior teor (55,5 g kg-1) na camada 0,0-0,05 m (Tabela 8), indicando que o
manejo adotado favoreceu o acúmulo de MOS nesta camada (18% a mais),
comparativamente à condição CN (46,8 g kg-1). Vale lembrar que o local onde
foram coletadas as amostras na condição LAV era originalmente ocupado com
campo nativo, com pastagem, e que sua conversão para área de lavoura se
deu há 10 anos. Desde o início, foi utilizado o sistema de plantio direto, e o
produtor procurou fazer rotação de culturas, tanto no tempo, como no espaço.
Debiasi (2008) encontrou valores médios de MOS para a mesma
classe de solo de 44,9 g kg-1 para a condição de lavoura com plantas de
cobertura de inverno e rotação de milho-soja no verão, enquanto que para o
67
campo nativo esse valor foi de 46,9 g kg-1 (avaliação em 2006). Sequinatto
(2010), avaliando a qualidade física do solo e rendimento de grãos, neste
mesmo Argissolo encontrou valores de MOS a camada 0,02-0,05 m de 42,5 g
kg-1 (rotação milho-soja/aveia+ervilhaca) e 47,3 g kg-1 (rotação milho-soja/nabo
forrageiro). Os dados encontrados por estes autores concordam com os
encontrados neste trabalho.
Em profundidade, os valores de MOS decresceram para ambas as
condições de uso, sendo, na média, os menores valores observados para a
condição LAV (Tabela 8). O menor teor médio de MOS observado para a
condição LAV se deve provavelmente a menor quantidade de raízes que são
continuamente adicionadas em comparação com a condição CN, onde a
cobertura vegetal está presente o ano todo. Além disso, a pastagem é
composta na sua maioria por espécies de poáceas, que possuem um sistema
radical mais agressivo e abundante (Salton et al., 2008), favorecendo também
a maior agregação do solo.
Sequinatto (2010) encontrou valores de MOS para a camada 0,10-
0,13 m de 24,1 e 22,6 g kg-1 para o pousio/milho ou soja e consórcio de
aveia+ervilhaca/milho ou soja, respectivamente. Já para a camada 0,20-0,23 m
esse valor foi de 17,3 e 17,1 g kg-1 com as mesmas culturas. Esses dados são
similares aos observados neste trabalho, sendo o mesmo tipo de solo,
condições de preparo e condições climáticas.
Comportamento similar à MOS foi observado para as frações MOP e
MOM. O teor de MOP variou de 1,1 a 9,0 g kg-1 e de 1,7 a 16,7 g kg-1 para a
condição de uso LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média das
camadas, a condição CN apresentou o maior teor de MOP, enquanto que a
MOM não diferiu entre as condições de uso. Tanto para a condição LAV como
CN, o teor de MOP decresceu em profundidade, com exceção da camada 0,15-
0,20 m da condição LAV, que aumentou, podendo esse aumento estar
relacionado a uma contaminação com material orgânico externo ao ambiente
solo.
A condição LAV apresentou os menores valores de MOP, sendo
que, para esta condição de uso, o maior conteúdo foi na camada 0,0-0,05 m,
onde se concentra a maior parte dos resíduos deixados pelas culturas e a
maior atividade de micro-organismos (Alvarez et al., 1998), que decompõe
68
rapidamente esta fração. O decréscimo em profundidade é reflexo da menor
adição desta fração no perfil. Além disso, vale ressaltar que a fração MOP por
ser facilmente degradada (Roscoe & Machado, 2002), é basicamente composta
por material vegetal deixado pela cultura antecessora no ano, logo seus teores
são muito variáveis no tempo.
Por outro lado, os maiores valores observados na condição CN se
devem à contínua adição de material ao solo, tanto pela parte aérea, como pela
massa radical da pastagem. Além disso, o aumento observado na condição CN
pode estar relacionado ao estado mais estável da estrutura do solo (Vezzani,
2001), permitindo maior acúmulo de MOP e a ausência de preparo do solo.
A MOM seguiu a mesma tendência observada para a MOS e MOP,
ou seja, os maiores conteúdos presentes na camada 0,0-0,05 m decrescendo
em profundidade para ambas as condições de uso (Tabela 8), reflexo da
quantidade e tipo de material orgânico aportado ao solo em cada uma destas
condições. No entanto, o maior teor de MOS observado para a condição LAV
na camada 0,0-0,05 m se deve a presença de MOM (84%) nesta camada, ou
seja, é um material mais estável, mais elaborado, que tem reflexos na
estruturação do solo como discutido no item 1.2.3.
Além disso, os teores de MOM mais elevados na condição LAV
indicam que a rotação com poáceas e leguminosas no verão e com brássicas,
leguminosas e poáceas no inverno, mesmo apresentando menor quantidade de
MOP, favoreceu o acúmulo de MOM ao longo de 10 anos. Isso pode estar
relacionado ao fato de que a alteração entre poáceas, leguminosa e brássicas
no inverno e verão altera a velocidade de decomposição dos resíduos
grosseiros (MOP), refletindo em maior acúmulo de MOM nessa camada.
4.3.1.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf
No solo NVdf, o teor de MOS variou de 20,5 a 24,0 g kg-1 e de 21,4 a
67,0 g kg-1 para as condições de uso LAV e CN, respectivamente (Tabela 8).
Na média das camadas, a MOS foi 40% maior na condição CN.
Independentemente da condição de uso, a MOS foi maior na camada 0,0-0,05
m, decrescendo em profundidade até 0,20 m.
69
Para a condição LAV, o teor de MOS é considerado muito baixo
(Comissão....2004), o que é preocupante, sabido da importância da MOS para
os processos físicos, químicos, físico-químicos e biológicos do solo. Além
disso, a magnitude da variação no teor de MOS entre as camadas foi menor
que o observado na condição CN. Isso provavelmente se deve ao intenso uso
do solo, ao menor aporte de resíduos, tanto no verão (rotação milho-soja, ou
sucessão milho silagem-milho grãos), como no inverno (pousio ou pastejo
animal). Os valores de MOS encontrados na camada 0,0-0,05 m (24,0 g kg-1)
foram 58% menores do que os encontrados por Braida (2004) para um
Nitossolo Vermelho de textura argilosa. No entanto, vale ressaltar que a
camada analisada pelo autor foi de 0,0-0,03 m e que, foram avaliadas
combinações de sistemas de manejo do solo, resíduos culturais e insumos
orgânicos.
Por outro lado, Assis & Lanças (2010), estudando agregação do solo
em um Nitossolo Vermelho distroférrico sob sistema plantio direto há 5, anos
encontraram valores de carbono orgânico de 28 e 21,2 g kg-1 na camada de
0,0-0,05 e 0,10-0,15 m, respectivamente. Esses valores correspondem a 48,2 e
36,5 g kg-1 de MOS sendo, portanto, bem superiores aos valores encontrados
para as mesmas camadas neste estudo. Esses resultados corroboram com a
observação de que o intenso uso do solo neste sistema, com pouca adição de
material vegetal, diminui a quantidade de MOS tanto em superfície como em
subsuperfície.
Por outro lado, o teor de MOS par a condição CN é médio
(Comissão....2004), sendo que a magnitude na variação dos valores de MOS
entre as camadas foi maior que o observado em LAV (Tabela 8). Isso se deve,
em grande parte, a menor perturbação e uso do solo, bem como ao maior
acúmulo de restos vegetais em superfície ao longo do tempo, ocorrendo um
equilíbrio entre as quantidades de carbono adicionadas e perdidas (Bayer &
Mielniczuk, 2008), indicando que a estrutura do solo caminha para uma
estabilidade (Vezzani, 2001).
Os reflexos do intensivo uso do solo na condição LAV são
nitidamente percebidos quando se analisa o teor de MOP, considerado
indicador mais sensível às praticas de manejo do solo (Lanzen et al., 1992). A
MOP variou de 1,1 a 2,6 g kg-1 e de 1,4 a 24,3 g kg-1 na condição LAV e CN,
70
respectivamente (Tabela 8). Na média das camadas, a MOP foi maior na
condição CN.
Os reflexos do uso do solo sem rotação de culturas, associado à
extração de toda a parte aérea do milho para produção de silagem, são
perceptíveis pela redução em 82% no teor de MOP na média das camadas, em
comparação com a condição CN. O valor de 2,6 g kg-1 de MOP observado na
camada 0,0-0,05 m, provavelmente, deve-se aos restos das raízes do milho
ensilado. Por outro lado observa-se na condição CN, um elevado teor de MOP
na camada superficial (em função do acúmulo de restos vegetais) com
decréscimo em profundidade.
A MOM também refletiu o intenso uso do solo evidenciando,
principalmente na camada 0,0-0,10 m, a menor adição de carbono no solo ao
longo dos anos. O conteúdo de MOM variou de 19,4 a 21,3 g kg-1 e de 19,9 a
42,6 g kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente, sendo que os maiores
teores de MOM foram observados na condição CN (Tabela 8).
Observa-se que a redução na MOM na camada 0,0-0,05 m da
condição LAV para CN foi de 100%, seguida de 28% para a camada de 0,05-
0,10 m (Tabela 8). Por ser um material mais estável, já trabalhado, a MOM
sofre menos variações temporais pelo manejo entre uma safra e outra, e seu
aumento é gradativo. Logo, os baixos teores observados apontam para um
baixo aporte de resíduos ao longo dos anos, em função da ausência de rotação
de culturas, observados pelo histórico da área.
4.3.1.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd
No solo LVd, o conteúdo de MOS variou de 9,7 a 19,2 g kg-1 e de 9,6
a 23,1 g kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média
das camadas, a MOS foi 14% superior na condição CN. Independentemente da
condição de uso do solo, a MOS foi maior na camada 0,0-0,05 m decrescendo
em profundidade. No entanto, todos os valores são considerados muito baixos
segundo Comissão.... (2004).
A dificuldade de elevação da MOS neste tipo de solo está
primeiramente ligada às taxas de adição e perda de carbono que, associadas
ao intensivo uso do solo com lavoura no verão (basicamente soja, que
71
acrescenta pouca quantidade de resíduos com baixa relação C/N, e elevada
área superficial específica) e com pastagem de aveia no inverno, torna difícil o
acúmulo de carbono no sistema. Além disso, a textura do solo arenosa, o que
diminui a formação de complexos organo-minerais que ajudam a estabilizar a
MOS (Hassink, 1997).
Situação semelhante ocorre na condição CN, onde o frio intenso no
inverno reduz e/ou interrompe o crescimento das espécies forrageiras. Soma-
se a este fator o fato de que o solo é pobre em nutrientes e as pastagens
pouco se desenvolvem, tendo que suportar uma carga animal por área
elevada, o que acaba por reduzir o aporte de carbono no solo. Logo, os
reflexos podem ser vistos em termos de acúmulo de MOS no solo.
Os conteúdos de MOP variaram de 0,5 a 4,8 g kg-1 e de 1,1 a 8,3 g
kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente. Na média das camadas, a
condição CN apresentou um conteúdo de MOP 44% maior que a condição LAV
(Tabela 8). Independentemente da condição de uso, os maiores valores foram
observados na camada 0,0-0,05 m, decrescendo em profundidade. Esse
comportamento é reflexo das condições de manejo do solo anteriormente
tratadas.
Já para a MOM, os teores variaram de 8,6 a 14,4 g kg-1 e de 8,5 a
14,9 g kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente. Na média das
camadas, houve similaridade nos teores de MOM entre as condições de uso
(Tabela 8). Independentemente da condição de uso, os valores decresceram
em profundidade, sendo que, em LAV, não houve diferença entre as camadas
0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m.
A redução no conteúdo de MOS na condição LAV, principalmente na
camada 0,0-0,10 m, comparativamente à condição CN, é mais bem entendida
quando se analisa os teores de MOP e MOM (Tabela 8). Sabendo que a MOP
é mais sensível a alterações devido a práticas de manejo do solo (Lanzen et
al., 1992), o menor teor de MOP observado na condição LAV na camada 0,0-
0,10 m (comparado à CN) está relacionado ao efeito de manejo do solo. Isso
fica evidente quando analisado o teor de MOM na mesma camada para ambas
as condições de uso (Tabela 8). A MOM é mais estável e está associada à
fração mineral do solo, sendo de difícil degradação ao longo do tempo
(Galantini et al., 2004). Assim, o teor de MOM é praticamente igual (Tabela 8)
72
entre as condições de uso nesta camada (0,0-0,10 m), indicando que as
variações na MOS se devem a práticas de manejo recentes que diminuíram a
MOP nesta camada na condição LAV.
4.3.1.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1
No solo LVdf-1, o conteúdo de MOS variou de 24,4 a 32,1 g kg-1 e
de 27,6 a 87,5 g kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8).
Na média de todas as camadas, a MOS foi 42% maior na condição CN. Os
conteúdos de MOS foram maiores na camada 0,0-0,05 m, decrescendo ao
longo do perfil, com exceção da condição de LAV, que apresentou valores
similares nas camadas 0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m (Tabela 8).
Com base em Comissão.... (2004), e na média das camadas, o teor
de MOS foi considerado baixo para a condição LAV e médio para a condição
CN. No entanto, cabe ressaltar a importante contribuição da MOS observada
na camada 0,0-0,05 m em ambas as condições de uso do solo, a qual elevou a
média observada ao longo do perfil (Tabela 8).
Os menores teores de MOS, observados para a condição LAV, são
reflexo da menor adição de carbono ao solo por resíduos vegetais, tendo em
vista que na área prevalece a monocultivo de soja. Por se tratar de uma cultura
que adiciona menor quantidade de palha ao sistema, bem como a relação CN
deste tipo de material é menor que os resíduos de gramíneas como o milho,
por exemplo, associado à intensa fragmentação destes resíduos, que
aumentam sua área superficial específica, as taxas de adição tornam-se
baixas. Além disso, a maior temperatura do solo e ambiente no planalto
comparada a condição dos Campos de Cima da Serra, e elevada precipitação
(1.900 mm ano-1) (Figura 3) favorecem uma maior atividade microbiana, que
degrada rapidamente esse material. Somam-se a estes fatores o fato de que a
mobilização do solo na linha de semeadura que ocorre tanto no inverno, como
no verão, favorece a redução da MOS ao longo dos anos pela exposição da
MOS à ação dos fatores ambientais (Mielniczuk et al., 2003).
Por outro lado, os maiores teores de MOS observados na condição
CN (Tabela 8) confirmam que o tipo de material vegetal presente, o grau de
fragmentação e as perturbações que ocorrem no solo, alteram as taxas de
73
adição e perda de MOS (Bayer & Mielniczuk, 2008). A diferença na MOS
observada entre as condições de uso LAV e CN dentro das camadas apontam
para uma maior estabilidade no sistema CN (Bayer & Mielniczuk, 2008) que,
provavelmente, refletirá nos demais parâmetros analisados e discutidos mais
adiante.
Os reflexos do manejo do solo são ainda mais visíveis quando se
analisa a MOP, considerada por Lanzen et al. (1992), a fração sensível a estas
alterações. A MOP variou de 1,4 a 5,4 g kg-1 e de 2,1 a 16,3 g kg-1 para as
condições LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média das camadas, a
MOP foi 144% maior na situação CN. Independentemente da condição de uso,
a MOP foi maior na camada 0,0-0,05 m, decrescendo ao longo do perfil.
O manejo do solo e da cobertura vegetal adotada na condição LAV é
refletido no conteúdo de MOP observado. A maior quantidade de MOP
observada em superfície (5,4 g kg-1) nesta condição de uso é proveniente dos
restos da palha da lavoura de soja colhida (Figura 10a) enquanto que, abaixo
de 0,05 m, deve-se principalmente à presença de raízes (Figura 10b).
Figura 10. Cobertura do solo com resíduos de soja (a) e presença
remanescente de raízes no perfil do solo (b), na condição LAV em
solo LVdf-1, no município de Santo Ângelo/RS.
Assim como na condição LAV, os conteúdos de MOP na condição
CN estão relacionados a maior quantidade de resíduos encontrados tanto na
camada 0,0-0,05 m, como abaixo dela (Figura 11). O maior conteúdo na
camada 0,0-0,05 m (16,3 g kg-1) está relacionado à decomposição mais lenta
dos resíduos pela maior relação C/N, área superficial menor e menor grau de
fragmentação. Além disso, a grande presença de raízes em subsuperfície,
associada à presença de materiais com algum grau de decomposição
a b
74
aumentam gradativamente os conteúdos de MOP em profundidade em relação
à condição LAV.
Figura 11. Presença de material orgânico em superfície (coloração mais
escura) e abundância de raízes em subsuperfície, na condição CN
em LVdf-1, no município de Santo Ângelo/RS.
A alteração no conteúdo de MOP pode ser considerada um reflexo
imediato do manejo do solo, visto que é o componente mais sensível das
mudanças de manejo anteriormente discutidas. No entanto, em longo prazo, a
MOM também pode ser afetada, embora seja uma fração mais resistente
(Galantini et al., 2004). Isso pode ocorrer quando as taxas de adição são
menores que as taxas de perdas (Bayer & Mielniczuk, 2008). Tal constatação
foi observada para MOM na condição LAV, quando comparado à CN (Tabela
8).
O conteúdo de MOM variou de 21,7 a 26,8 g kg-1 e de 25,5 a 71,2 g
kg-1 para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 8). Na média das
camadas, a MOM foi 40% menor na condição LAV. Além disso, observa-se
uma redução de, aproximadamente, 20% da camada 0,0-0,05 m para a
camada 0,05-0,10 m na condição LAV, com posterior aumento em
profundidade. Tal comportamento não era esperado, uma vez que a tendência
seria de um decréscimo nos conteúdos em profundidade, como observado para
a condição CN, por exemplo. Isso pode ser um indício de que, a mobilização do
solo pelas hastes das semeadoras que atuam até essa profundidade acaba por
75
expor a MOM à ação de micro-organismos e ciclos de umedecimento e
secagem (Mielniczuk et al., 2003), levando à diminuição no conteúdo
especialmente nesta camada. Essa observação corrobora com Bayer &
Mielniczuk (2008), no balanço de entradas e saídas de carbono do sistema.
4.4. Parâmetros mecânicos do solo
Os parâmetros mecânicos do solo serão apresentados,
primeiramente, de uma maneira geral, mostrando a amplitude de variação em
cada situação de uso do solo (lavoura – LAV e condição natural – CN),
independentemente das classes de solo. Em um segundo momento os dados
serão discutidos dentro de cada classe de solo e, posteriormente, buscando
relacioná-los com todos os atributos avaliados neste trabalho.
4.4.1. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de compressibilidade do
solo (IC)
Os resultados da p e do IC são apresentados na Tabela 9. A
variação dos valores de p foi de 42,7 a 91,8 kPa e de 31,8 a 104,8 kPa para
as condições de uso do solo LAV e CN, respectivamente. A magnitude da
variação está relacionada com fatores internos e externos do solo.
O elevado desvio padrão observado para os valores de p indicam
heterogeneidade na composição do solo de cada amostra, apontando para a
variabilidade espacial de características que governam o comportamento da p.
Para o IC, a variação dos valores foi de 0,10 a 0,60 e de 0,11 a 0,86
para as condições de uso do solo LAV e CN, respectivamente. Por expressar o
comportamento do arranjo poroso do solo em função da aplicação de carga
sobre o mesmo, Dias Junior & Pierce (1996) o consideram como um indicador
da suscetibilidade do solo à compactação. Independentemente do tipo de solo,
observa-se uma menor variação do IC para a condição LAV, comparado à CN,
indicando que a condição CN é mais suscetível a um decréscimo de volume
imposta pela passagem de uma máquina agrícola.
76
4.4.2. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de compressibilidade do
solo (IC) nas classes de solos
4.4.2.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa
Para o solo CHa, houve grande variabilidade nos valores de p em
profundidade para ambas as condições de uso do solo. Os valores de p
variaram de 67,1 a 91,8 kPa e de 52,7 a 104, 8 kPa para a condição LAV e CN,
respectivamente. Na média até 0,20 m de profundidade, o maior valor de p foi
observado para a condição de uso CN (Tabela 9).
77
Tabela 9. Tensão de pré-consolidação (p) e índice de compressibilidade (IC)
em função do uso do solo com lavoura (LAV) e condição natural
(CN), em diferentes camadas, nas classes de solos.
Solo1 Prof. (m) p (kPa) IC
LAV CN LAV CN
CHa
0,00-0,05 67,5 ± 7,9 52,7 ± 7,62 0,37 ± 0,1 0,67 ± 0,1 0,05-0,10 84,2 ± 12,6 87,2 ± 13,6 0,37 ± 0,1 0,39 ± 0,1
0,10-0,15 67,1 ± 19,7 85,9 ± 23,8 0,34 ± 0,1 0,32 ± 0,1
0,15-0,20 91,8 ± 3,5 104,8 ± 17,4 0,41 ± 0,1 0,26 ± 0,1
Média 77,6 ± 10,9 82,66 ± 15,6 0,37 ± 0,1 0,41 ± 0,1
LVdf-2
0,00-0,05 66,3 ± 19,6 31,8 ± 5,4 0,40 ± 0,1 0,65 ± 0,1 0,05-0,10 49,2 ± 9,9 46,4 ± 1,9 0,30 ± 0,1 0,28 ± 0,1
0,10-0,15 79,2 ± 17,7 65,3 ± 5,7 0,44 ± 0,1 0,39 ± 0,1
0,15-0,20 74,7 ± 18,5 78,1 ± 3,2 0,37 ± 0,1 0,44 ± 0,1
Média 67,3 ± 16,4 55,4 ± 4,05 0,38 ± 0,1 0,44 ± 0,1
PVd
0,00-0,05 50,5 ± 11,6 37,2 ± 1,5 0,50 ± 0,1 0,26 ± 0,1 0,05-0,10 47,6 ± 15,1 40,9 ± 5,7 0,25 ± 0,1 0,11 ± 0,1
0,10-0,15 52,0 ± 20,6 39,7 ± 6,2 0,20 ± 0,1 0,18 ± 0,1
0,15-0,20 44,6 ± 0,4 40,3 ± 7,5 0,10 ± 0,1 0,14 ± 0,1
Média 48,7 ± 11,9 39,5 ± 5,2 0,26 ± 0,1 0,17 ± 0,1
NVdf
0,00-0,05 42,7 ± 8,4 61,9 ± 28,3 0,12 ± 0,1 0,44 ± 0,1 0,05-0,10 47,7 ± 4,1 58,5 ± 19,7 0,10 ± 0,1 0,45 ± 0,1
0,10-0,15 87,1 ± 24,0 95,4 ± 10,3 0,19 ± 0,1 0,32 ± 0,1
0,15-0,20 85,1 ± 11,0 89,8 ± 14,6 0,30 ± 0,1 0,25 ± 0,1
Média 65,6 ± 11,9 76,4 ± 18,2 0,18 ± 0,1 0,29 ± 0,1
LVd
0,00-0,05 44,8 ± 9,5 37,8 ± 7,9 0,29 ± 0,1 0,14 ± 0,1 0,05-0,10 50,6 ± 20,1 51,0 ± 5,7 0,11 ± 0,1 0,17 ± 0,1
0,10-0,15 66,3 ± 11,0 60,8 ± 3,1 0,10 ± 0,1
0,12 ± 0,1
0,15-0,20 55,0 ± 15,6 76,9 ± 11,6 0,10 ± 0,1 0,17 ± 0,2
Média 54,2 ± 14,0 56,6 ± 7,07 0,15 ± 0,1 0,15 ± 0,1
LVdf-1
0,00-0,05 66,9 ± 0,3 58,4 ± 13,2 0,60 ± 0,1 0,86 ± 0,2 0,05-0,10 80,1 ± 15,0 80,7 ± 3,7 0,18 ± 0,1 0,29 ± 0,0
0,10-0,15 76,0 ± 20,8 83,8 ± 7,4 0,19 ± 0,0 0,43 ± 0,1
0,15-0,20 89,4 ± 17,4 85,2 ± 3,1 0,24 ± 0,1 0,44 ± 0,1
Média 78,1 ± 13,4 77,0 ± 6,8 0,30 ± 0,1 0,50 ± 0,1 (1) Streck et al. (2008); CHa = Cambissolo húmico alumínico; LVdf-2 = Latossolo Vermelho
distroférrico húmico; PVd = Argissolo Vermelho distrófico; NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico; LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico; LVdf-1 = Latossolo Vermelho distroférrico típico
Para a condição LAV, observa-se uma amplitude nos valores de p
em profundidade, quando comparado à condição CN (Tabela 9). Os valores de
p na condição LAV foram semelhantes entre as camadas 0,0-0,05 m e 0,10-
0,15 m e, entre as camadas 0,05-0,10 m e 0,15-0,20m. No entanto, houve
diferença nos valores da p entre as camadas 0,0-0,05 e 0,05-0,10 e, 0, 0-0,05
78
e 0,15-0,20 m. A menor p observada na camada 0,0-0,05 m em relação à
camada 0,05-0,10 m pode estar associada ao maior conteúdo de MOS,
especialmente a MOP (Tabela 8). A decomposição da MOP associada à
presença de raízes são os principais agentes formadores de macroagregados
(Haines & Beare, 1996; Goldchin et al., 1997). Quando o solo apresenta
agregados de maior tamanho, a p é menor do que quando os agregados são
menores, atribuindo esse efeito o fato de que a MOP reduz a área de contato
entre os agregados (Pereira et al., 2005). Bortoluzzi et al. (2010), estudando o
efeito da agregação de um Argissolo submetido à calagem, encontraram que a
aplicação de calcário para correção da acidez natural destes solos causou
mudanças no balanço eletroquímico do solo, promovendo um aumento na
estabilidade de microagregados. Tal fato, associado ao efeito da MOP,
colabora para a redução da p observada nessa camada. No entanto, isso não
explica o valor de p observado na camada 0,10-0,15 m (Tabela 9), tendo em
vista a redução significativa da MOP em profundidade e ao menor efeito da
calagem (Anexo 1). É bem provável que esse comportamento esteja associado
à menor Ds (Tabela 2) devido ao maior conteúdo de MOM (Tabela 8).
Os maiores valores de p observados para as camadas 0,05-0,10 m
e 0,15-0,20 m provavelmente estejam ligados ao acúmulo de tensões do
tráfego (0,05-0,10 m) e a hipótese de que a maior estabilidade química da MOS
(0,15-0,20 m) ocasionada pelo aumento da concentração de Al3+ trocável
(Anexo 1) (Silva et al., 2008), aumenta a disponibilidade de alumínio em
solução, o que permitiria maior estabilidade da estrutura do solo, refletindo em
maior p. Outra hipótese para a elevação da p observada na camada de 0,15-
0,20 m está baseada no modelo eletroquímico da dupla camada difusa de
Gouy-Chapman (Sparks, 2003), que prevê o efeito da valência do eletrólito na
estabilidade coloidal, afetando a dispersão ou floculação no sistema. Neste
caso, a floculação é determinada principalmente pela valência do íon de carga
oposta à de superfície. Logo, com uma superfície carregada negativamente, a
valência dos íons positivos torna-se fator importante para maior grau de
floculação. Assim, por ordem de afinidade de carga, íons trivalentes (por
exemplo, Al3+) mesmo em concentração muito baixa (0,01-0,1 mmol dm-3), têm
o mesmo poder de floculação que íons monovalentes em concentração de 25-
79
150 mmol dm-3. Dessa forma, a maior quantidade de Al3+ em solução nesta
camada pode fazer com que a força de atração entre as partículas seja
elevada, o que aumentaria a estabilidade à deformação deste solo.
Para a condição CN, observa-se um comportamento mais uniforme
com relação aos valores de p (Tabela 9), com elevação dos valores de p em
profundidade, vindo ao encontro da redução dos conteúdos de MOS, MOP e
MOM (Tabela 8). O efeito da redução no conteúdo de MOS e suas frações em
profundidade proporcionou o aumento na Ds (Tabela 2) e a redução no
conteúdo de água no solo refletindo em maiores valores de p (Figura 12).
Figura 12. Tensão de pré-consolidação (p) em função do conteúdo de matéria
orgânica do solo (MOS) e do conteúdo gravimétrico de água no
solo (g), considerando o valor médio de cada camada, para a
condição CN no CHa.
Além disso, os dados dão suporte à hipótese de que o aumento dos
teores de Al trocável, por afetar a estabilidade química da MOS (Silva et al.,
2008), estaria indiretamente ligado à estabilidade física dos agregados,
permitindo maior suporte de carga. O Al pode também estar afetando a
floculação das partículas (efeito da dupla camada difusa) aumentando a
coesão o que pode, explicar o comportamento da p. Na condição CN, os
teores de Al trocável aumentam em profundidade, enquanto que os demais
cátions (fósforo, potássio, cálcio e magnésio) decrescem em profundidade
80
(Anexo 1). Seguindo o mesmo comportamento do Al, os valores de p também
aumentam em profundidade (Figura 13). Esse efeito, somado à redução no
conteúdo de MOS e no conteúdo gravimétrico de água do solo, aumentaram a
p nesta condição.
Figura 13. Relação entre tensão de pré-consolidação (p) e teor de alumínio
trocável (Al troc.) nas camadas avaliadas, para a condição CN no
CHa. Teor de Al trocável obtido dos resultados de análises de solo.
Como relatado inicialmente, na média das camadas, os valores de
p foram maiores na condição CN. Tomando como base os valores de MOS
(incluindo as repetições), para ambas as condições observa-se o efeito da
MOS atuando sobre os valores de p para a condição CN, porém, não para a
condição LAV (Figura 14). Provavelmente isto se deve a amplitude nos valores
de MOS na condição LAV entre as camadas avaliadas, principalmente entre as
camadas 0,0-0,05 e 0,05-0,10 m as quais concentraram os maiores conteúdos
de MOS.
81
Figura 14. Relação entre a tensão de pré-consolidação (p) e o conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) considerando todas as repetições
para ambas as condições de uso (LAV e CN) no CHa.
Em relação ao índice de compressibilidade (IC), os valores variaram
de 0,37 a 0,41 e de 0,26 a 0,67 para a condição LAV e CN, respectivamente
(Tabela 9). Na média das camadas, o maior valor foi observado para a
condição CN. Os valores de IC não seguiram um padrão que pudesse ser
explicado com base nas variações de MOS, conteúdo inicial de água na
amostra, densidade do solo e p. No entanto, há uma divergência na literatura
sobre a magnitude da variação do IC diante dos parâmetros acima citados.
Kondo & Dias Junior (1999b) apontam redução do IC com aumento da MOS,
enquanto Pereira et al. (2007) indicam tendência contrária.
Do mesmo modo, Kondo & Dias Junior (1999b) e Braida (2004)
apontam para uma redução do IC pelo aumento do conteúdo de água, o que
diminuiria a coesão e atrito entre as partículas facilitando o cisalhamento. Por
outro lado, Imhoff (2002) não encontrou efeito significativo do conteúdo de
água sobre o IC, fato atribuído a pequena amplitude na variação do conteúdo
de água entre as amostras. Há muitos trabalhos que relacionam as variáveis
anteriormente citadas com a p, porém pouquíssimos relacionam as mesmas
82
propriedades ao IC. Saffih-Hdadi et al. (2009) mostraram o efeito da textura do
solo sobre o IC e p. A textura do solo interferiu diretamente na Ds e na g do
solo, alternando tanto a p, como o IC.
O comportamento encontrado para os dados de IC na condição LAV
talvez pudesse ser explicado por meio de uma avaliação da condição de
estrutura do solo, especialmente a estrutura interna, de microagregados, que
afeta a estruturação em escala global como também relatado por Lebert & Horn
(1991) e Saffih-Hdadi et al. (2009).
Severiano et al. (2010), atribuíram a maior p ao maior ajuste entre e
dentro dos agregados de tamanho pequeno a médio no formato de blocos com
grau de coesão moderado a forte. Tal observação evidencia que uma
investigação sobre a agregação do solo neste estudo ajudaria no entendimento
do comportamento compressivo do mesmo.
Para a condição CN, o IC decresceu em profundidade corroborando
com o aumento na p (Tabela 9) e Ds (Tabela 2). Por outro lado, o IC diminuiu
com a redução no conteúdo de MOS, corroborando com Braida (2004) e com a
diminuição no conteúdo de água das amostras (Figura 15), corroborando com
Carpenedo (2004) e com Pereira et al. (2007).
A diminuição no conteúdo de MOS em profundidade aumentou a Ds
(menor densidade do material orgânico e maior empacotamento das partículas)
bem como reduziu a quantidade de água retida nas amostras, o que aumentou
a coesão entre as partículas. Tais fatores permitiram o solo suportar maior
carga (menor deformação), reduzindo o IC em profundidade.
83
Figura 15. Relação entre o índice de compressibilidade (IC), conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) e conteúdo gravimétrico de água
no solo (g), considerando todas as repetições e camadas de solo
na condição CN para o CHa.
4.4.2.2. Latossolo Vermelho Distroférrico húmico – LVdf-2
No solo LVdf-2, os valores de p variaram de 49,2 a 79,2 kPa e de
31,8 a 78,1 kPa para a condição LAV e CN, respectivamente.Na média das
camadas, os valores de p foram similares (Tabela 9).
Para a condição LAV houve diferença apenas entre a camada 0,05-
0,10 m e as camadas 0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m. O menor valor de p na
camada 0,05-0,10 m, comparado às subsequentes, provavelmente se deve a
três fatores principais: ao maior conteúdo de MOP decomposto ou em
decomposição, que permite a formação de agregados maiores com reduzida
área de contato (Haines & Beare, 1996; Goldchin et al., 1997), tornando o solo
mais suscetível à compressão; maior quantidade de raízes (Figura 16) que, ao
se decompor formam bioporos (Unger & Kaspar, 1994) os quais reduzem a
capacidade de suportar carga deste solo; e mobilização frequente pela
84
passagem de hastes de semeadoras mobilizando o solo, tornando-o mais
suscetível à recompactação natural ou mecânica.
Figura 16. Detalhe de raízes de milho na camada abaixo de 0,10 m no perfil do
solo LVdf-2, na condição LAV.
Cabe ressaltar que o maior valor absoluto de p observado na
camada 0,10-0,15 m pode ser reflexo do aumento da Ds nesta mesma
camada, ocasionada por concentração de tráfego de máquinas (Tabela 3).
O valor médio de p de 67,3 ± 16,4 kPa encontrado para a condição
LAV está próximo do valor que Severiano et al. (2010) encontraram para um
Latossolo Vermelho amarelo (59 kPa) em colheita manual da cana. Porém
cabe ressaltar que estes autores avaliaram somente a camada até 0,05 m.
Flores et al. (2007), estudando atributos físicos do solo e rendimento de soja
em sistema plantio direto em integração lavoura-pecuária com diferentes
pressões de pastejo sob um Latossolo de textura argilosa, encontraram valores
médios de 75 kPa para a camada de 0,025 a 0,15 m, atribuindo o fato ao
tráfego de máquinas na área.
Para a condição CN, os valores de p aumentaram em
profundidade, apresentando diferenças entre as camadas (Tabela 9), reflexo da
diminuição no conteúdo de MOS (Tabela 8) e da quantidade de água retida nas
amostras. Esta última tem influência na magnitude da variação dos valores de
85
p (Assis & Lanças, 2005; Miranda, 2006), como pode ser observado na Figura
17.
Figura 17. Relação entre tensão de pré-consolidação (p) e conteúdo
gravimétrico de água no solo (g) considerando todas as
repetições, na condição CN para o LVdf-2.
Observa-se que, com o aumento do conteúdo de água no solo
houve uma redução da p, corroborando com Debiasi (2008) para um
Argissolo, e com Severiano et al. (2010), para um Latossolo Vermelho-Amarelo
e para um Cambissolo Háplico. Isso ocorre pelo fato de que, com o aumento do
conteúdo gravimétrico de água do solo, a coesão entre partículas diminui pelo
aumento no filme d’água que recobre as partículas, reduzindo o atrito e
aumentando a compactação (Imhoff, 2002; Braida, 2004). Além disso, na
camada 0,0-0,10 m foram encontrados os maiores conteúdos de MOP e
também de raízes o que, segundo Goldchin et al. (1997), são os principais
agentes formadores de macroagregados. Alguns trabalhos apontam que a
magnitude da p diminuiu em presença de macroagregados (Canarache et al.,
2000; Pereira et al., 2005), sendo atribuído tal efeito à redução na área de
contato entre os mesmos.
86
Em relação ao IC os valores variaram de 0,30 a 0,44 e de 0,28 a
0,65 para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 9). Na média das
camadas, o maior valor foi observado na condição CN, corroborando com os
valores médios de p, que embora não havendo diferenças entre as condições,
foram menores para o CN. Para ambas as condições de uso do solo, houve
diferença nos valores de IC entre as camadas, sendo que a condição LAV
apresentou a menor amplitude de variação. Essa menor amplitude pode estar
associada à menor variação no conteúdo gravimétrico de água das amostras
de solo ocasionada pelo maior conteúdo de MOS e suas frações em superfície
(Tabela 8), que retém mais água devido à maior área superficial específica -
ASE (Centurion & Demattê, 1985) comparado à argila, enquanto que, em
profundidade, a MOS diminui e o efeito da argila se sobressai na retenção de
água. O efeito da água no aumento ou redução do IC está relacionado às
variações da p que governam a maior ou menor inclinação da reta de
compressão virgem. Somam-se a isso o efeito da MOP na formação de
macroagregados e sua capacidade de suportar carga, discutido anteriormente
na p.
Para a condição CN, houve diferença nos valores de IC entre as
camadas (Tabela 9). Na medida em que a p foi aumentando, os valores de IC
foram diminuindo. O maior valor observado na camada 0,0-0,05 vem ao
encontro da menor p encontrada para a mesma camada. Isso se deve ao
maior conteúdo de MOS e MOP. Em conjunto, seus efeitos se fazem presente
no aumento do conteúdo de água do solo, e na formação de macroagregados,
já discutidos anteriormente na condição LAV. A diminuição nos valores do IC
observado em profundidade se deve em parte ao aumento da Ds e à redução
no conteúdo de água do solo, fatores observados nas amostras nesta
condição. Além disso, observou-se no momento da coleta, no campo, na
camada abaixo de 0,10 m pequenos saprólitos com diâmetro aproximado em
torno de 0,30 mm quebráveis com certa facilidade. Estes, por serem material
pouco compressivo influenciam tanto a p, como o IC.
87
4.4.2.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd
No PVd, a p variou de 44,6 a 52,0 kPa e de 37,2 a 40,9 kPa para a
condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 9). Não foram observadas
diferenças na p tanto para as condições de uso do solo bem como entre as
camadas avaliadas, o que foi motivo de surpresa, pois era esperado que
houvesse diferenças na p especialmente para a condição LAV em função das
diferenças no conteúdo de MOS e suas frações observadas entre as camadas
(Tabela 8). Soma-se a isso o fato da diferença na Ds e porosidade observada
(Tabela 4).
O elevado desvio padrão observado (especialmente para a condição
LAV) indica a heterogeneidade no solo que compos a amostra, cujas
alterações provavelmente se devam à distribuição granulométrica de partículas
e quantidade de material orgânico.
Para a condição LAV observa-se que os maiores valores absolutos
de p foram na camada 0,0-0,05 m e 0,10-0,15 m (Tabela 9). Isso
provavelmente se deve a maior quantidade de MOM presente na camada 0,0-
0,05 m (Tabela 8). Por ser mais estável que a MOP (Galantini et al., 2004), a
MOM permite maior resistência do solo à desagregação, ou seja, aumenta a
estabilidade dos agregados formados (Vezzani, 2001; Bayer & Mielniczuk,
2008; Salton et al., 2008), principalmente de microagregados. Isso é importante
especialmente neste tipo de solo, de textura mais arenosa onde a agregação e
a estabilidade dos agregados são favorecidas pelo aumento no conteúdo de
MOS (Hassink, 1997).
Por outro lado, o valor de p de 52,0 ± 20,6 kPa encontrado na
camada 0,10-0,15 m é reflexo do aumento da Ds (Tabela 4) comparado à
camada 0,03-0,08 m. Esse aumento provavelmente se deve a dois motivos:
causas naturais (presença de horizonte B textural) ou antropogênicas (acúmulo
de pressões ocasionada pelo tráfego de máquinas na área). Esses efeitos
podem ser também observados na camada abaixo 0,10-0,15 m, pois a
presença de horizonte B textural não é uma cota única, mas sim oscilante no
perfil, bem como os efeitos do tráfego podem ser transmitidos em camadas
mais profundas (Hillel, 1982).
88
Para o IC, os valores variaram de 0,10 a 0,50 e de 0,11 a 0,26 para
a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 9). Na média das camadas, o
maior valor de IC foi observado na condição LAV.
Para a condição LAV, o IC decresceu em profundidade,
corroborando com os a redução nos conteúdos de MOS (Tabela 8). O maior
conteúdo de MOS diminuiu a Ds e aumentou a porosidade, especialmente a
macroporosidade (Tabela 4). Embora essa redução na Ds e aumento na
macroporosidade não tenham afetado a capacidade de suporte de carga do
solo, essas variações deixaram o solo mais suscetível à compactação na
camada 0,0-0,05 m (Tabela 9), diminuindo em profundidade, o que corroborou
com aumento da Ds e redução na porosidade. Esses dados corroboram com
Debiasi (2008), que apontou redução no IC com aumento da Ds para o mesmo
solo.
Já para a condição CN, a maior suscetibilidade do solo à
compactação também foi observada na camada 0,0-0,05 m (Tabela 9). Isso se
deve ao maior conteúdo de MOS nesta camada (Tabela 8), a maior presença
de raízes observadas no momento da coleta e menor valor absoluto de Ds
(Tabela 4). Embora a Ds não tenha sido diferente em profundidade entre as
camadas avaliadas, o menor valor absoluto observado na camada 0,0-0,05 m
foi suficiente para afetar, juntamente com a MOS, o IC. Dessa forma, foi
possível observar que o IC foi mais sensível na detecção de mudanças nos
atributos MOS e DS, do que a p.
4.4.2.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf
No solo NVdf, os valores de p variaram de 42,7 a 87,1 kPa e de
58,5 a 95,4 kPa para a condição LAV e CN, respectivamente. Na média das
camadas, os valores de p foram semelhantes entre as condições de uso
(Tabela 9), porém, para ambas as condições de uso houve diferença nos
valores de p entre as camadas avaliadas.
Para a condição LAV, não houve diferença nos valores de p entre
as camadas 0,0-0,05 e 0,05-0,10 m, assim como não houve diferença entre as
camadas 0,10-0,15 e 0,15-0,20 m (Tabela 9). No entanto, os valores de p nas
89
duas primeiras camadas diferiram das camadas subsequentes. Os dados
apresentaram um comportamento inverso ao esperado, ou seja, esperava-se
um aumento da p nas camadas até 0,15 m em função dos maiores valores de
Ds encontrados (Tabela 5), o que não ocorreu. O conteúdo gravimétrico de
água do solo poderia interferir neste comportamento, ou seja, mesmo com
maior Ds, até 0,15 m, um aumento no conteúdo gravimétrico de água do solo
refletiria em uma menor p como observado por Braida (2004). No entanto, a
amplitude de variação do conteúdo gravimétrico de água do solo foi de 0,19 a
0,22 kg kg-1, estando dentro do LP (Tabela 1) e não apresentou relação com a
p.
Da mesma forma que a Ds e o conteúdo gravimétrico de água no
solo não apresentaram relação satisfatória para explicar o comportamento da
p, o conteúdo de MOS e suas frações também não oferecem suporte para
explicar tal comportamento. Diante desses fatos, do comportamento dos
valores de p e com base nas observações de campo realizadas quando da
coleta, a provável explicação para esse comportamento está na hipótese da
mobilização de solo realizada pela haste sulcadora de adubo da semeadora no
momento da semeadura do milho pós-silagem e no local de coleta das
amostras.
Pelas características da semeadora que o produtor possui, a largura
da ponteira da haste sulcadora é de 0,023 m. Sabendo que a profundidade
crítica de trabalho da haste é de 5 a 7 vezes a largura da ponteira (Spoor &
Godwin, 1978) e que o espaçamento entre hastes seria de 1,5 vezes a
profundidade crítica para a mobilização completa da camada de solo a
profundidade crítica de trabalho seria de 0,16 m, bem como o espaçamento
entre hastes deveria ser de 0,24 m. No entanto, como o objetivo não é uma
escarificação, o espaçamento entre hastes usado pelo produtor foi de 0,5 m.
Essa explanação é cabível, pois, embora se tenha procurado coletar
as amostras nas entrelinhas de semeadura é muito provável que a estrutura do
solo tenha sofrido cisalhamento pela passagem da haste. Essas fraturas,
porém, não afetaram a Ds, mas podem ter sido sentidas na compressibilidade
do solo, pois permite que o solo sofra uma nova compressão reduzindo sua p,
o que foi observado na camada de 0,0-0,10 m (Tabela 9). Essa hipótese é
90
plausível uma vez que, se observarmos o desvio padrão os valores foram
menores para as camadas superficiais do que para as camadas abaixo de 0,10
m.
Para as camadas 0,10-0,15 e 0,15-0,20 m, os maiores valores de p
observados estão relacionados ao acúmulo de tensões ocasionado pelo tráfego
de máquinas, corroborando com Genro Junior et al. (2004), Debiasi (2008) e
Sequinatto (2010), sob um Argissolo. A concentração de tensões nesta camada
é uma tendência verificada por Hillel (1982). Diante da largura dos pneus
agrícolas utilizado pelas máquinas usadas na propriedade (0,47 m), as tensões
estariam sendo concentradas entre 1/3 e 1/5 desta largura. Além disso, é
característica deste tipo de solo a presença de uma estrutura bem
desenvolvida (horizonte B nítico) com blocos subangulares e, ou, angulares
(Streck et al., 2008) que acabam por auxiliar na maior capacidade de suporte
de carga, ou seja, maior p.
Para a condição CN, a camada 0,05-0,10 m diferiu das camadas
0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m. No entanto estas não diferiram da camada 0,0-0,05
m (Tabela 9). Os valores de p tenderam a aumentar em profundidade, em
função da redução do conteúdo de água no solo (Figura 18), aumento da Ds
(Tabela 5) e redução no conteúdo de MOS (Tabela 8).
O maior conteúdo de MOS observado nas camadas 0,0-0,05 m e
0,05-0,10 m, associado à presença abundante de raízes observadas no campo
(Figura 7a), diminuem a Ds pela redução no número de pontos de contato entre
as partículas (Braida, 2004) e menor densidade do material orgânico, porém
estimula formação de macroagregados (Pereira et al., 2005), que são mais
susceptíveis à compressão. Ambos os fatores, contribuem para os menores
valores de p, especialmente na camada 0,05-0,10 m.
91
Figura 18. Relação entre o conteúdo gravimétrico de água do solo (g) e a
tensão de pré-consolidação (p) para a condição CN, em NVdf,
considerando todas as repetições e profundidades.
Em relação ao IC, os valores variaram de 0,10 a 0,30 e de 0,25 a
0,44 para a condição LAV e CN, respectivamente. Na média das camadas, o
maior valor de IC foi observado na condição CN (Tabela 9). Para ambas as
condições o IC apresentou diferença entre as camadas.
Para a condição LAV, os valores de IC foram similares entre as
camadas 0,0-0,05 m e 0,05-0,10 m, mas estas diferiram das demais. Além
disso, o IC na camada 0,10-0,15 m foi diferente da camada 0,15-0,20 m. O
menor IC observado na camada até 0,10 m indica que até este ponto ele
deveria apresentar maior valor de p, o que não ocorreu. Tal comportamento
está relacionado com o arranjo das partículas do solo em maior grau de
empacotamento, que resultou no aumento da Ds, o que foi comprovado, porém
não resultou em aumento da p. Tal fato evidencia a importância da textura dos
solos no comportamento do IC, corroborando com Saffih-Hdadi et al. (2009).
Estes autores, estudando um método para predição da suscetibilidade do solo
92
à compactação em camadas superficiais em função do conteúdo de água e da
densidade do solo, apontam que 84% da variabilidade do IC foi explicada pela
textura do solo. Debiasi (2008) encontrou que o IC diminuiu com aumento da
Ds, corroborando com o resultado aqui encontrado. Além disso, o
comportamento apresentado pelo IC ajuda a consolidar a hipótese levantada
sobre a diminuição dos valores da p em superfície, anteriormente discutidos.
Já os maiores valores de IC observados na camada abaixo de 0,10
m indicam que, mesmo o solo apresentando maior p, é mais susceptível à
compactação. Isso vem ao encontro do tipo de estrutura do solo, possivelmente
presente na camada abaixo de 0,10 m, discutida anteriormente na p. Ou seja,
um solo com toda ou parte da sua estrutura preservada apresenta um melhor e
maior arranjo poroso (Salton et al., 2008). O espaço poroso é um ponto
potencial para deformação, o que aumenta o IC tornando o solo mais
suscetível à compactação.
Por outro lado, para a condição CN, o IC foi semelhante entre as
camadas 0,0-0,05 m e 0,05-0,10 m, porém estas diferiram das demais (Tabela
9). Além disso, o IC foi maior na camada 0,10-0,15 m, quando comparado à
camada 0,15-0,20 m. Os maiores valores de IC, observados nas camadas até
0,10 m, estão relacionados ao maior conteúdo de MOS e suas frações (Figura
19), que reduziram a Ds (Tabela 5). Isso ocorre porque o material orgânico, ao
reduzir a Ds, modifica o arranjo das partículas, diminuindo o número de pontos
de contato e fricção entre as partículas, deixando o solo mais suscetível à
compactação, como relatado por Braida (2004). O mesmo autor encontrou que
o IC aumentou linearmente com o incremento no conteúdo de MOS em um
Argissolo arenoso, atribuindo esse efeito à redução da Ds. No entanto, para o
Nitossolo de textura argilosa, o autor apontou que o efeito da MOS sobre o IC
dependeu da Ds inicial, sendo que o IC não foi influenciado ou aumentou em
função do incremento do conteúdo de MOS, respectivamente, para amostras
inicialmente mais ou menos densas.
93
Figura 19. Relação entre o índice de compressibilidade (IC) e o conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) e a matéria orgânica particulada
(MOP), considerando todas as repetições e camadas, para a
condição CN, no NVdf.
Por outro lado, a Figura 19 mostra que o IC comportou-se de forma
quadrática com o conteúdo de MOS e MOP, ou seja, inicialmente o IC
aumentou com o aumento nos conteúdos de MOS e MOP até um determinado
valor, decaindo posteriormente. Tal comportamento se deve a outro fator que,
juntamente com a MOS, afeta o IC, que é o conteúdo gravimétrico de água no
solo. O aumento nos conteúdos de MOS permitem uma maior retenção de
água pelo solo em função da maior ASE da MOS (Meurer, 2010). Isso pode ser
observado na Figura 20, que relaciona o conteúdo de MOS e a umidade do
solo com o comportamento do IC.
94
Figura 20. Relação entre o índice de compressibilidade (IC) e o conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS) e a umidade gravimétrica do solo
(g), considerando todas as repetições coletadas no solo NVdf, na
condição CN.
Assim como verificados nos trabalhos de Kondo & Dias Junior
(1999b) e Braida (2004), observa-se na Figura 20 que o IC foi afetado de forma
quadrática pelo conteúdo gravimétrico de água no solo. O aumento no
conteúdo de água das amostras diminui a coesão e o atrito entre as partículas,
pois a água atua como um lubrificante, facilitando o cisalhamento nos pontos
de contato entre as mesmas (Braida, 2004). Conforme o mesmo autor, o IC
decresce porque o excesso de água resulta no surgimento de pressões neutras
que dissipam parte da carga aplicada.
4.4.2.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd
Para o solo LVd, os valores de p variaram de 44,8 a 66,3 kPa e de
37,8 a 76,9 kPa para a condição LAV e CN, respectivamente, não havendo
diferença entre as condições de uso, na média das camadas (Tabela 9). De um
95
modo geral, os valores de p apresentaram tendência de aumento em
profundidade para ambas as situações.
Para a condição LAV, a camada 0,0-0,05 m diferiu da camada 0,10-
0,15 m. Além disso, não houve diferença no valor de p entre as camadas
0,05-0,10; 0,10-0,15 e 0,15-0,20 m (Tabela 9). A diferença na p observada
entre a camada 0,0-0,05 e 0,10-0,15 m está relacionada ao maior conteúdo de
MOS e suas frações presentes na camada 0,0-0,05 m, que diminuem o número
de pontos de contato entre as partículas, tornando o solo mais propenso à
compactação (Braida, 2004), bem como à presença de raízes jovens das
plantas, que ajudam a formar macroagregados (Goldchin et al., 1997). Estes
dois fatores juntos podem reduzir a p como já observado por Pereira et
al.(2005). No entanto, somente estes dois fatores não seriam capazes de
reduzir a p ao valor de 44,8 kPa, pois os conteúdos de MOS e suas frações
foram considerados muito baixos (Comissão.... 2004) e as raízes das plantas
ainda eram muito incipientes. Logo, com base nas observações de campo
associadas à literatura, levanta-se a hipótese de que o solo tenha sofrido
fraturas na sua estrutura nesta camada quando da recente semeadura da
cultura de inverno. Essa hipótese foi anteriormente levantada quando da
explicação do comportamento compressivo do NVdf. Aqui, é muito provável
que isso tenha ocorrido, pois, embora não tenham sido usadas hastes
sulcadoras e sim discos lisos, o espaçamento entre as linhas foi de 0,17 m.
Logo há probabilidade de toda a camada 0,0-0,05 m ter sofrido mobilização é
muito grande, o que reafirma essa hipótese. A Figura 21 mostra algumas
dessas evidências.
Os maiores valores de p observados para as camadas 0,05-0,10 m;
0,10-0,15 m e 0,15-0,20 m estão associados à maior Ds também verificada em
profundidade (Tabela 6), que se deve provavelmente ao intenso uso do solo
com agricultura (tráfego de máquinas) no verão e inverno para implementação
da pastagem que servirá de alimento para terminação de animais no inverno
(tráfego de animais), já discutidos.
96
Figura 21. Lavoura com consórcio de aveia mais nabo forrageiro em estádio
inicial de desenvolvimento (a) e amostra de solo indeformada com
estrutura afetada pela mobilização sofrida pelos discos da
semeadora necessitando ser novamente retirada (b).
Para a condição CN, os valores de p aumentaram em profundidade
e foram diferentes entre camadas. Porém, quando comparado com a condição
LAV dentro de cada camada os valores foram similares (Tabela 9). Esse
aumento nos valores de p em profundidade foi acompanhado da redução nos
conteúdos de MOS e suas frações (Figura 22) corroborando com Lebert & Horn
(1991) e Pereira et al. (2007), e com redução do conteúdo gravimétrico de água
do solo, o que aumenta a coesão entre as partículas permitindo o solo suportar
mais carga.
Para o IC, a magnitude da variação dos valores foi maior na
condição LAV, quando comparado a condição CN. Os valores de IC variaram
de 0,10 a 0,29 e de 0,12 a 0,17 para a condição LAV e CN, respectivamente
(Tabela 9). Na média das camadas não houve diferença entre as condições de
uso do solo.
a b
97
Figura 22. Relação entre a tensão de pré-consolidação (p) e o conteúdo de
matéria orgânica do solo (MOS), considerando todas as repetições
e camadas de solo, na condição de uso CN em LVd.
Na condição LAV, os maiores valores de IC ocorreram na camada
0,0-0,05 e 0,05-0,10 m, corroborando com os menores valores absolutos de p,
indicando maior suscetibilidade do solo à compactação nesta camada. Tal
comportamento se deve aos fatores anteriormente discutidos quais sejam,
maior conteúdo de MOS e suas frações nestas camadas, presença de raízes
jovens das plantas que deformam facilmente à aplicação de uma carga por
estarem pouco lignificadas e a hipótese da mobilização do solo pela ação dos
discos da semeadora, quando da implantação da cultura de inverno. No
entanto, em profundidade, o menor IC está relacionado aos menores
conteúdos de MOS que permitem um maior número de pontos de contato entre
as partículas, diminuindo sua movimentação e aumentando a estabilidade.
Além disso, vale salientar que a matriz deste solo é arenosa e que as partículas
de areia são incompressíveis, logo se espera uma menor suscetibilidade à
compactação.
98
Para a condição CN, a similaridade entre os valores de IC é reflexo
do maior conteúdo de MOS (especialmente MOP) ao longo de todo o perfil, da
maior presença de raízes (especialmente gramíneas) que aumentam a
estabilidade dos agregados (Salton et al., 2008) podendo reduzir a Ds (fato que
ocorreu) aumentando assim a proporção de macroporos (Tabela 6) refletindo
em maior suscetibilidade à compactação.
4.4.2.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1
Para o solo LVdf-1, os valores de p variaram de 66,9 a 89,4 kPa e
de 58,4 a 85,2 kPa para a condição LAV e CN, respectivamente (Tabela 9). Na
média das camadas, não houve diferença entre as condições de uso do solo,
porém, de uma maneira geral, houve uma tendência de aumento dos valores
de p em profundidade.
Para a condição LAV, a camada 0,0-0,05 m apresentou valor de p
similar à camada 0,10-0,15 m, mas diferente das demais. No entanto, os
valores de p foram semelhantes também entre as camadas 0,05-0,10 m; 0,10-
0,15 m e 0,15-0,20 m (Tabela 9). O menor valor de p observado na camada
de 0,0-0,05 m (66,9 kPa) em relação às demais se deve ao maior conteúdo de
MOS (Tabela 8), especialmente MOP nesta camada, e à presença de raízes
em decomposição da cultura anterior que, juntas, resultam na formação de
macroagregados (Haines & Beare, 1996; Goldchin et al., 1997). Já o aumento
da p em profundidade pode estar mais ligado à ação dos óxidos de ferro que
conferem forte agregação e estruturação do solo (Spoor et al., 2003) frente a
redução da MOS que se concentra mais em superfície e pode ter seu efeito
sobreposto aos óxidos.
A condição CN apresentou comportamento muito similar ao
observado na condição LAV. Na condição CN, o menor valor de p foi
encontrado na camada 0,0-0,05 m (58,4 kPa), diferindo das demais. No
entanto, os valores de p foram similares entre as camadas 0,05-0,10 m, 0,10-
0,15 m e 0,15-0,20 m (Tabela 9). O menor valor de p apresentado pela
camada 0,0-0,05 m se deve ao maior conteúdo de MOS e suas frações quando
99
comparado às demais camadas, o que favorece a formação de
macroagregados (Haines & Beare, 1996; Goldchin et al., 1997) e uma maior
grau de estruturação (Assis & Lanças, 2005). Segundo Pereira et al. (2005), os
agregados maiores (macroagregados) tornam-se mais suscetíveis à
compressão pela menor área de contato entre estes causado principalmente
pela MOP que é abundante, o que corrobora com os resultados encontrados.
Por outro lado, os maiores valores de p observados nas camadas
abaixo de 0,05 m se devem à MOS e suas frações (que decrescem em
profundidade), mas principalmente à presença de óxidos de ferro que conferem
forte cimentação entre as partículas favorecendo a agregação destes solos
(Figura 23).
Figura 23. Detalhe de uma amostra de solo na camada abaixo de 0,05 m em
LVdf-1 sob condição CN, com presença de microagregados.
Os valores de IC variaram de 0,18 a 0,60 e de 0,29 a 0,86 para a
condição LAV e CN, respectivamente sendo que, na média das camadas, o
maior valor foi observado para a condição CN (Tabela 9), indicando maior
suscetibilidade do solo à compactação. Logo, mesmo apresentando valores
similares de p entre as camadas, a condição LAV apresenta maior Ds e menor
macroporosidade já discutido no item 4.2.6. A maior Ds permite um arranjo
mais compacto entre as partículas minerais do solo, logo seu espaço para
100
movimentação e novo rearranjo estrutural em caso de uma pressão externa
fica diminuído, o que, consequentemente, torna o solo menos suscetível à
compressão. O contrário ocorre com o solo na condição CN, cuja Ds foi menor
e a macroporosidade foi maior (Tabela 7). Logo a provável maior estruturação
e agregação neste caso permitem um suporte de carga igual à condição LAV.
No entanto, o maior espaço aéreo permitiria uma grande movimentação das
partículas e novo rearranjo, no caso de que futuras pressões venham a ser
exercidas. Com isso sua suscetibilidade à compactação é maior. Além disso,
soma-se o efeito da MOS, que também atua na formação de macroagregados,
reduzindo a Ds e tornando o solo mais suscetível a um novo decréscimo de
volume.
O comportamento do IC dentro de cada condição entre as camadas
é reflexo dos valores de p, Ds, MOS e suas frações e porosidade. No entanto,
diferente do encontrado por Saffih-Hdadi et al. (2009), o conteúdo gravimétrico
de água do solo não interferiu no IC, sendo que, o mesmo foi de 0,27 ± 0,01 kg
kg-1 para ambas as condições de uso do solo. Tal observação corrobora com
Larson et al. (1980) e O’Sullivan (1992), os quais apontam que a
suscetibilidade do solo à compactação não depende da umidade do solo. Para
ambas as condições de uso do solo, os maiores valores de IC se deram na
camada 0,0-0,05 m onde foram encontrados os menores valores de p,
indicando alta suscetibilidade do solo à compactação. Isso se deve
principalmente a MOS e suas frações, que reduzem o número de pontos de
contato entre as partículas diminuindo a Ds, aumentando a proporção de
macroagregados (Haines & Beare, 1996; Goldchin et al., 1997) que são menos
estáveis e mais suscetíveis a deformação (Pereira et al., 2005).
4.4.3. Tensão de cisalhamento do solo ()
Os valores de determinados na camada 0,14-0,17 m, serão
apresentados para cada classe de solo, bem como os valores de coesão (c) e
ângulo de atrito interno das partículas de solo ().
101
4.4.3.1. Cambissolo Húmico alumínico – CHa
Para o solo CHa, pode-se distinguir dois comportamentos sobre a
tensão de cisalhamento do solo () para a condição LAV e CN (Figura 24).
Para tensões normais () abaixo de 80 kPa, a foi maior na condição CN,
enquanto que acima desse valor, foi maior para a condição LAV. Embora não
se possa afirmar com toda certeza (devido ao reduzido número de amostras
coletadas e ao fato de não se ter realizado a distribuição de agregados do solo
por classes), este comportamento possivelmente está ligado ao tipo de
agregados de solo que compõe a amostra. O menor conteúdo gravimétrico de
água do solo na condição CN (0,40 kg kg-1) aumentou a coesão (c) do solo
(44,31 kPa) em comparação a condição LAV (umidade 0,44 kg kg-1; c = 20,05
kPa) aumentando a estabilidade dos agregados formados, o que aumentou a
. Acima da de 80 kPa provavelmente tenha prevalecido o maior conteúdo
de MOS (Tabela 8) da condição LAV como determinante da maior .
Figura 24. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no CHa.
Além do menor conteúdo gravimétrico de água do solo que
aumentou a coesão do solo na condição CN, outro fator importante que
102
também colabora para a maior coesão é a presença de íons trivalentes em
solução, no caso o alumínio trocável que, nesta camada, apresentou maior
quantidade do que na condição LAV. Pela preferência de cátions trivalentes
nos sítios de adsorção em relação à bi e monovalentes (teoria da dupla
camada difusa) quando em solução, isso colabora para aumentar a coesão
entre partículas e, por consequência, entre agregados.
Braida (2004), em um Nitossolo, verificou a existência de dois
segmentos da reta para uma mesma amostra, sendo a tensão normal limite
entre os dois segmentos de 300 kPa. Visualmente, o mesmo autor ainda
aponta que, em menores que 75 kPa, a superfície de cisalhamento é ainda
determinada pelos agregados, enquanto que acima deste valor (mais
claramente acima de 300 kPa), a superfície de ruptura é determinada pela
fricção e orientação das partículas de argila, tornando a superfície cisalhante
espelhada.
O ângulo de atrito interno () foi de 34º27’ e de 20º09’ para a
condição LAV e CN, respectivamente. Sendo reflexo do contato entre as
partículas de solo, observa-se que o maior se deu no solo com maior coesão.
O menor valor de observado para a condição LAV se deve ao aumento no
conteúdo gravimétrico de água nas amostras de solo e ao maior conteúdo de
MOS e suas frações, corroborando com Braida (2004) e Ashburner & Sims
(1984).
No entanto, é importante destacar que o conteúdo gravimétrico de
água retido pelas amostras está bem acima do conteúdo de umidade do LP
(Tabela 2), limite considerado como máximo para tráfego de máquinas na
lavoura. Esse comportamento se deve ao efeito do conteúdo de MOS que
retém mais água a tensões de sucção maiores que 20 kPa.
4.4.3.2. Latossolo Vermelho distroférrico húmico – LVdf-2
No solo LVdf-2, a do solo apresentou comportamento distinto entre
ambas as condições de uso do solo LAV e CN (Figura 25). O comportamento
das retas oferecem dados importantes de c e , pois conseguiu caracterizar o
estado de compactação do solo na camada 0,14-0,17 m na condição LAV e
103
CN, com importante grau de sensibilidade, algo não conseguido pela análise da
Ds (Tabela 3) e p (Tabela 9).
Figura 25. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no LVdf-2.
A Figura 25 mostra que a condição LAV apresentou maior coesão
(33,31 kPa) quando comparado a condição CN (24,85 kPa). Logo, a alteração
na forma de uso do solo foi afetada negativamente, ou seja, deixou o solo mais
coeso o que exige maior gasto energético para cisalha-lo.
A observação destes dados corroboram com Gaggero et al. (2002),
que estudando a influência de sistemas de preparo e pastejo nas
características físicas de um Argissolo Vermelho, observaram que a coesão do
solo aumentou na área, tanto para a condição de preparo convencional do solo,
como em sistema plantio direto. Os mesmos autores apontam que o ensaio de
cisalhamento detectou essas mudanças até 0,15 m melhor do que as demais
características avaliadas (Ds e porosidade).
Em relação ao , o comportamento observado foi inverso à coesão,
ou seja, a condição LAV apresentou menor (24º43’) comparado à condição
104
CN (37º01’). Tal comportamento se deve ao maior conteúdo de água retida nas
amostras na condição LAV (0,37 kg kg-1) diante de condição CN (0,32 kg kg-1)
que funciona como um lubrificante, ficando envolto das partículas e agregados
de solo na forma de filmes d’água, facilitando sua movimentação e reduzindo o
atrito (Braida, 2004). Cabe ressaltar que o conteúdo gravimétrico de água
observado no momento do ensaio é bem inferior ao LP encontrado para este
solo, o que é bom, pois nestas condições há possibilidade de se realizar
operações agrícolas com menor possibilidade de danos à estrutura do solo.
4.4.3.3. Argissolo Vermelho distrófico – PVd
No PVd, os valores da aumentaram com o aumento de sendo
que a condição de uso do solo CN apresentou os maiores valores de (Figura
26).
Figura 26. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no PVd.
A maior em todas as cargas observadas para a condição CN se
deve a enorme quantidade de raízes da pastagem de gramíneas que
105
habitavam o local, sendo que foi observada a presença de raízes também na
camada abaixo de 0,20 m. Além da maior quantidade de raízes, a condição CN
apresentou menor quantidade de água retida nas amostras (0,13 kg kg-1) do
que a condição LAV (0,15 kg kg-1) e maior conteúdo de MOS (Tabela 8).
A maior coesão do solo observada para a condição CN (56,82 kPa)
em relação a condição LAV (37,34 kPa) vem ao encontro do que relatado por
Soane (1990). Este autor aponta que a MOS atua sobre os parâmetros do
cisalhamento de diferentes formas: espera-se um aumento da coesão entre as
partículas do solo, resultante do aumento da força das ligações e, ou
estabelecimento de novas ligações entre as mesmas, seja pelas características
físicas e químicas das moléculas orgânicas, sejam em função de enlaces de
partículas produzidas por filamentos orgânicos como hifas de fungos e raízes.
Braida et al. (2007), estudando a coesão e ângulo de atrito interno
associados aos conteúdos de carbono orgânico e de água de um Argissolo
Vermelho apontam que a coesão do solo independe do conteúdo de matéria
orgânica e decresce com o aumento do conteúdo de água do solo. Silva &
Cabeda (2005), estudando estas características para um Argissolo Amarelo
coeso não encontraram diferenças significativas nos valores de coesão entre
os sistemas de manejo estudados (mata, sequeiro, irrigado e vinhaça) para
uma umidade de 0,14 kg kg-1. No entanto, os mesmos autores encontraram
diferenças nos valores de coesão quando a umidade do solo diminuiu de 0,14
kg kg-1 para 0,08 kg kg-1.
Referente ao , os valores não apresentaram diferenças entre os
sistemas de manejo, sendo que os valores foram de 33º88’ e 33º71’ para a
condição LAV e CN, respectivamente. Esses valores corroboram com Gaggero
et al. (2002) e Braida et al. (2007). Para um Argissolo coeso, Silva & Cabeda
(2005) encontraram uma amplitude de valores de 24 a 40º.
Ashburner & Sims (1984) afirmam que, independentemente da
classe textural, o diminui quando o solo passa de compacto a solto e de
friável a plástico. Além disso, para solos compostos por areias com partículas
médias, o varia de 38º a 40º quando compactado e, de 32º a 35º quando
desagregado, o que corrobora com os valores encontrados.
106
4.4.3.4. Nitossolo Vermelho distrófico típico – NVdf
Para o NVdf, os valores de para ambas as condições de uso do
solo, foram diferentes. A medida da variação de cada condição de uso do solo
conseguiu caracterizar os estados de compactação, algo não conseguido pela
análise global dos dados de p, os quais apontavam não haver diferença nesta
característica entre as situações de uso.
O ensaio de cisalhamento para a camada de 0,14-0,17 m apontou
que a condição LAV sofreu alteração pelo tráfego de máquinas. Isso fica
evidenciado pela maior coesão do solo (35,42 kPa) em relação a condição CN
(22,03 kPa) observado na Figura 27 para a mesma condição de umidade do
solo (0,19 kg kg-1). Essa maior coesão do solo se deve a maior aproximação
das partículas minerais pelo intenso tráfego de máquinas que ocorreu na
lavoura, principalmente quando da realização do processo de ensilagem,
relatado pelo proprietário. Os maiores valores de Ds (Tabela 5) já indicavam
alteração na camada 0,0-0,10 m que possivelmente seria refletida em
problemas de compactação.
Figura 27. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no NVdf.
107
No entanto, a maior Ds observada não correspondeu à maior p,
pelo contrário na camada até 0,10 m observou-se uma menor p, o que levou a
formulação da hipótese de que, nesta camada a mobilização do solo pela haste
afetou a capacidade de suportar carga, mas não afetou a Ds (Item 4.2.4).
Aquela hipótese é reforçada diante dos resultados encontrados na análise da .
Com base nas demais análises disponíveis que fornecem suporte
para explicar os resultados, observa-se que a maior coesão do solo para a
condição LAV provavelmente se deva à ação dos óxidos de ferro, uma vez que
o conteúdo de água foi igual entre ambas as condições (0,19 kg kg-1) e o
conteúdo de MOS e suas frações foi menor, indicando uma possível
predominância da atuação dos óxidos à MOS na coesão.
Silva & Cabeda (2005) encontraram maior teor de óxidos de ferro,
silício e alumínio nas camadas subsuperficiais, dos sistemas sequeiro e
irrigado para um Argissolo coeso. Para estes dois sistemas também foram
observados os maiores valores de coesão e ângulo de atrito interno em relação
ao solo da mata. No entanto, estes solos apresentaram os menores conteúdos
de carbono orgânico, o que aponta para um maior efeito dos óxidos avaliados
na coesão do solo, corroborando com a observação feita em relação a maior
atuação dos óxidos na manifestação da coesão.
Em relação ao , a condição LAV apresentou um menor valor
(28º24’) em comparação a condição CN (34º08’). Tal comportamento
provavelmente se deve à maior aproximação das partículas finas de argila
entre a matriz arenosa. Devido a maior aproximação e acomodação das
partículas de argila entre os grãos de areia aumenta o empacotamento, e por
conseqüência a Ds. No entanto isso deveria aumentar o atrito como verificado
por Silva & Cabeda (2005). Porém a umidade do solo encontra-se no LP, e,
dessa forma, a água recobre as partículas de argila por meio de filmes d’água o
que diminui o atrito. Além disso, segundo Al-Shayea (2001), o ângulo de atrito
interno do solo diminui com o aumento do conteúdo de argila do solo, pois as
partículas de argila revestem a superfície das partículas de areia, diminuindo a
fricção entre estas.
108
4.4.3.5. Latossolo Vermelho distrófico – LVd
Para o LVd, os valores de foram maiores em todas as tensões
normais aplicadas para a condição CN (Figura 28). Assim como observado
para os demais solos, o ensaio de cisalhamento detectou alterações no solo
impostas pelo manejo que outros métodos não conseguiram detectar ou não
tenham deixado claro se a alteração no manejo afetou a característica avaliada
como, por exemplo, os valores de p.
Figura 28. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no LVd.
A condição CN apresentou maior coesão (37,53 kPa) quando
comparado à condição LAV (8,03 kPa), indicando maior resistência à
deformação e ou ruptura. Por outro lado, observa-se que as condições de
manejo do solo levaram a condição LAV a apresentar menor capacidade de
suportar carga, bem como ao cisalhamento por uma haste ou tração de pneus
agrícolas. Essa maior coesão na condição CN se deve a maior presença de
raízes e atividade biológica (maior MOP), bem como uma provável melhor
estruturação do solo, uma vez que o conteúdo gravimétrico de água nas
109
amostras foi similar (0,10 e 0,11 kg kg-1 para a condição LAV e CN,
respectivamente). No entanto, o maior crédito é dado ao efeito das raízes,
marcadamente presentes nas amostras, conforme também observado por
Comino & Druetta (2010), o que reforça a importância das raízes na agregação,
especialmente em solos arenosos.
Referente ao , os valores foram de 33º37’ para a condição CN e
38º13’ para a condição LAV, não diferindo entre os usos. Isso pode ser
atribuído ao fato de que não houve variação no conteúdo de água das
amostras (0,10 kg kg-1), e os conteúdos de MOS e suas frações foram muito
semelhantes. Por se tratar de um solo de textura arenosa (Tabela 1) os valores
de foram elevados, corroborando com Ashburner & Sims (1984); Gaggero et
al. (2002) e Braida et al. (2007).
4.4.3.6. Latossolo Vermelho distroférrico típico – LVdf-1
Para o LVdf-1, os resultados de apontam o mérito do teste que
conseguiu distinguir os efeitos dos usos do solo, o que outras análises (p) não
demonstraram com clareza. Observa-se que, a condição LAV apresentou o
maior valor de coesão do solo (28,47 kPa) diante da condição de uso CN
(21,33 kPa) (Figura 29).
110
Figura 29. Tensão de cisalhamento do solo () em função da tensão cisalhante
() para a condição de uso LAV e CN no LVdf-1.
O maior valor de coesão do solo observado na condição de LAV
vem ao encontro do maior valor de Ds observado para esta condição de uso
(Tabela 7), bem como menor conteúdo de MOS (Tabela 8). O maior valor de
coesão observado para esta camada (0,14-0,17 m) é reflexo do intenso uso do
solo com lavoura, provavelmente em condições de elevado conteúdo
gravimétrico de água no solo no momento dos tráfegos. No entanto, no
momento da realização deste teste, o conteúdo gravimétrico de água das
amostras do solo para a condição LAV foi de 0,26 kg kg-1 bem abaixo da
umidade do LP (0,33 kg kg-1) enquanto que para as amostras na condição CN,
o conteúdo de água era de 0,30 kg kg-1, próxima, portanto, do LP. Essa
diferença na quantidade de água retida também influenciou na maior coesão do
solo.
Observando o conteúdo de MOS de ambas as condições de uso do
solo (Tabela 8), verifica-se que a condição LAV apresentou, em média, para a
camada 0,10-0,20 m, 16% a menos de MOS, o que pode ter diminuído a
capacidade de retenção de água, aumentando a coesão. No entanto, é difícil
afirmar com certeza se essa maior coesão se deve a menor quantidade de
111
água, uma vez que a coesão do solo é resultado também da atração
eletrostática entre as superfícies de partículas que estão muito próximas, e, ou,
resultante do efeito de agentes cimentantes (óxidos e argila) (Kimpe et al.,
1983).
Para o , os valores seguiram o comportamento observado para a
coesão do solo, ou seja, a condição LAV apresentou maior (41º87’) quando
comparado à condição CN (36º17’). O maior observado para a condição LAV
se deve ao fato de que a maior Ds aproximou as partículas de solo umas às
outras e, associado ao menor conteúdo gravimétrico de água (maior força de
aproximação dos meniscos), aumentaram o atrito entre as partículas quando
do deslocamento da massa de solo. Além disso, os valores observados se
comparam ao efeito de um solo com textura arenosa, compostos por areias de
partículas médias (Ashburner & Sims, 1984). Esse comportamento é devido à
forte agregação deste solo proporcionada pelos elevados teores de óxidos de
ferro (Tabela 11), que conferem forte cimentação entre as partículas, o que
causa formação de microagregados de diâmetro semelhante a grânulos de
areia de tamanho médio, que por sua vez se comportam como areias, pois as
cargas normais aplicadas são inferiores à resistência destes agregados (Lebert
& Horn, 1991). Essa forte agregação foi observada no campo, bem como pode
ser visualizada na Figura 23.
Por outro lado, o maior conteúdo de MOS pode aumentar o . Isso
pode acontecer quando, em baixos conteúdos de água, as substâncias
orgânicas, por reterem fortemente a água, aumentam a fricção entre as
partículas minerais (Soane, 1990), impedindo que a mesma se distribua
uniformemente entre elas.
4.4.4. Densidade máxima e densidade relativa do solo
A densidade máxima do solo determinada por meio do ensaio de
Proctor normal (Ds máx.), a densidade relativa (DR) para as classes de solo, e
condições de uso, e a umidade ótima para a compactação do solo (UOC), são
apresentadas na Tabela 10.
112
Tabela 10. Densidade máxima do solo (Ds máx.), densidade do solo (Ds),
densidade relativa do solo (DR), umidade ótima para compactação
(UOC) nas classes de solo.
Solo Ds máx1.
Ds2 DR UOC1
CN LAV CN LAV
Mg m-3 kg kg-1
CHa 1,17 1,09 1,04 0,93 0,89 0,32
LVdf-2 1,24 1,11 1,18 0,89 0,95 0,37
PVd 1,58 1,58 1,52 1,00 0,96 0,11
NVdf 1,60 1,39 1,55 0,87 0,97 0,19
LVd 1,78 1,53 1,63 0,86 0,92 0,14
LVdf-1 1,42 1,22 1,34 0,86 0,94 0,30 1
Determinada para a condição CN na camada 0,0-0,20 m. 2
Densidade do solo média para a
camada de 0,0-0,20 m. CHa = Cambissolo Húmico alumínico; LVdf-2 = Latossolo Vermelho distroférrico húmico; PVd = Argissolo Vermelho distrófico; NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico; LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico; LVdf-1 = Latossolo Vermelho distroférrico típico
A Ds máx. apresentou magnitudes de valores diferentes entre as
classes de solo analisadas, o que era esperado, tendo em vista as diferentes
classes texturais escolhidas previamente quando da elaboração do projeto.
Dessa forma, a Ds máx. variou de 1,17 a 1,78 g cm-3 entre as classes de solos
(Tabela 10), sendo que os maiores valores foram encontrados nos solos com
textura arenosa. Isso ocorre devido à maior densidade do quartzo, abundante
nestas classes de solo que, dentre as partículas minerais constituintes dos
solos tropicais e subtropicais, é o material com maior densidade individual.
Segundo Klein (2008), a densidade dos solos agrícolas varia de 0,9 a 1,8 g cm-
3, cuja amplitude é atribuída à variação na textura e do conteúdo de MOS, o
que foi observado nas classes de solo estudadas neste trabalho. Essa
constatação é importante, uma vez que a Ds máx. encontrada não ultrapassou
1,8 g cm-3, mas chegou muito próximo deste valor para o solo LVd. No outro
extremo de valores está o solo CHa com a menor Ds máx. (1,17 g cm-3), cujos
teores de MOS são os maiores dentre as classes de solos estudadas. O
conteúdo de MOS afeta negativamente o comportamento da Ds máx. do solo
basicamente por dois motivos: efeito sobre a estabilidade da estrutura do solo
(que reduz as compressões plásticas, ou seja, a maior elasticidade do material
orgânico permite deformações elásticas aos agregados), bem como menor
densidade do material orgânico (menor que a densidade de sólidos).
113
O efeito da MOS sobre a Ds máx. do solo é alvo de constantes
estudos. Krzic et al. (2003), estudaram o efeito do conteúdo de carbono
orgânico sobre a Ds máx. do solo chegando a conclusão de que, o incremento
de 1% no conteúdo de carbono orgânico reduziu em 11% a Ds máx. do solo,
independentemente da textura. Comportamento semelhante foi observado por
Braida et al. (2004).
Tomando como base os valores de Ds máx. encontrados por
Reichert et al. (2003) para diferentes classes texturais do solo, observa-se que
a maioria dos valores se equivalem ao encontrado pelo autor. Porém, alguns
valores obtidos neste trabalho ultrapassam os limites estabelecidos por
Reichert et al. (2003), como para o LVdf-1 (textura muito argilosa) cuja Ds máx.
estabelecida por aqueles autores é de 1,3 g cm-3. Porém, o valor encontrado
para esta classe de solo foi de 1,42 g cm-3, limite considerado por este autor
para a classe textural argilosa. O mesmo acontece para o NVdf, cujo valor
encontrado neste trabalho diverge do estabelecido por aqueles autores. Klein
et al. (2009) encontraram valor de Ds máx. de 1,55 g cm-3 para um Latossolo
vermelho com 470, 140 e 390 g kg-1 de argila, silte e areia, respectivamente.
Outro parâmetro que é medido pelo ensaio de Proctor é a umidade
ótima para a compactação (UOC), ou seja, a umidade na qual se atinge o
máximo valor de Ds e que, portanto, deve ser evitada quando da operação com
máquinas agrícolas no campo. Os valores de UOC variaram de 0,11 a 0,37 kg
kg-1 ficando, todos, dentro da faixa de friabilidade do solo, ou seja, abaixo ou no
limite de plasticidade, corroborando com Klein (1998). Esta observação é
importante, porém preocupante ao mesmo tempo, pois, mesmo trabalhando o
solo com condições de umidade abaixo do LP, pode-se estar incrementando a
degradação física destes solos.
Os valores de UOC apresentaram uma relação linear e positiva com
o aumento no conteúdo de MOS do solo, mas não com o conteúdo de argila
(Figura 30), contrapondo Marcolin et al (2006). Dessa forma, o conteúdo de
MOS, isoladamente, explica 60% das variações na UOC, fato que se deve à
capacidade de retenção d’água da MOS, pela sua ASE (Meurer, 2010).
114
Figura 30. Variação da umidade ótima para compactação do solo (UOC) em
função do conteúdo de argila e do conteúdo de matéria orgânica do
solo (MOS), para a condição CN considerando todas as classes de
solo estudadas.
Da mesma forma, Braida (2004) encontrou relação linear positiva
entre a umidade gravimétrica e o conteúdo de carbono orgânico do solo, o que
corrobora com os resultados encontrados. Trabalhando com um Latossolo
Vermelho de textura argilosa, Klein (2006) encontrou valores de UOC de 0,30 e
0,28 kg kg-1 para a condição da mata e lavoura (sequeiro e irrigado),
respectivamente. No entanto, o conteúdo de argila e a MOS não atuam
isoladamente no solo, mas sim, em associação, o que tende a aumentar os
valores de UOC. Porém, os valores de Ds máx. do solo tendem a reduzir pelo
efeito da MOS (menor densidade que material mineral).
Da relação entre a Ds máx. obtida pelo ensaio de Proctor e a Ds,
obtém-se o valor de DR, utilizado como indicador do estado de compactação.
Valores de DR próximos a 1,0 indicam que a condição de Ds no campo está
muito aquém da condição ideal para desenvolvimento de plantas. No entanto,
115
para o desenvolvimento das plantas, outros fatores interagem com a condição
do solo e, no conjunto, apresentam resposta em termos de crescimento e
desenvolvimento das mesmas.
Para as classes de solos estudadas, os valores de DR variaram de
0,89 a 1,00 para a condição CN e de 0,89 a 0,97 para a condição LAV (Tabela
10). Para a condição CN, as classes de solos CHa e PVd apresentaram valores
preocupantes, especialmente o PVd, que apresentou valor máximo de 1,00.
Para as demais classes, os valores de DR ficaram dentro dos citados pela
literatura.
Por outro lado, para a condição LAV, com exceção da classe CHa,
todas as demais apresentaram valores de DR elevados, alguns acima do citado
em literatura. Isso é preocupante, uma vez que quanto mais próximos de 1,00,
pior é a condição física do solo para desenvolvimento de plantas.
No entanto, se observarmos os valores de MOS, veremos que para
as classes de solos NVdf, LVd e LVdf-1 o conteúdo de MOS foi maior na
condição CN em relação à condição LAV. Para estas classes de solos, os
valores de DR foram menores na condição CN, indicando o efeito positivo da
MOS sobre a Ds. O mesmo foi observado para o CHa, onde o maior conteúdo
de MOS foi observado na condição LAV que apresentou menor DR. Por outro
lado, para o LVdf-1 e PVd onde o conteúdo de MOS foi semelhante entre as
condições de uso os valores de DR são governados por outros fatores, como o
conteúdo de argila (LVdf-1) ou profundidade do horizonte B textural (PVd).
Carter (1990) estudando um solo de textura arenosa (0,10; 0,30 e
0,60 kg kg-1 de argila, silte e areia, respectivamente) obteve rendimento
máximo de cereais para valores de DR entre 0,77 e 0,84, sendo que a DR
explicou 68,6% da variação no rendimento. Estes valores são inferiores ao
encontrados por Hakansson (1990) para solos da Suécia, que encontrou maior
rendimento de cevada em valor de DR de 0,87. Para solos siltosos da
Argentina (0,10; 0,70 e 0,20 kg kg-1 de areia, silte e argila, respectivamente),
em sistema plantio direto, Ferreras et al. (2001) observaram que a cultura da
soja apresentou rendimento 100% menor quando comparado ao solo
escarificado, sendo que, o valor de DR observado foi de 0,82 para a condição
de plantio direto, frente a 0,69 para o local escarificado. Em ensaios de
laboratório Beutler et al. (2005) observaram que a DR ideal para o
116
desenvolvimento das plantas é de 0,84 para solo com 57% de argila e de 0,75
para solos com 27% de argila. Diante disso, os mesmos autores determinaram
a DR ideal na condição de campo, encontrando valor de 0,80 (solo com 57%
de argila).
Klein et al. (2006), trabalhando com Latossolo Vermelho de textura
argilosa semelhante à condição LVdf-1, apontam que o valor de DR ótima para
desenvolvimento de plantas (considerando dentro do intervalo hídrico ótimo –
IHO) é de 0,71, enquanto que valores acima de 0,88 seriam considerados
limitantes (máximo IHO). Os valores encontrados por estes autores estão bem
abaixo dos observados para a condição LVdf-1 que apresenta características
texturais semelhantes. Logo, com base nestes autores, a condição LAV do
LVdf-1 estaria seriamente prejudicada, principalmente nos extremos de
umidade, ou seja, quando em baixa conteúdo gravimétrico de água no solo a
planta sofreria por falta de água disponível, enquanto que sob condições de
umidades elevadas, poderia sofrer por deficiência de oxigenação das raízes.
Da mesma forma, Reichert et al. (2009) detectaram que a DR na
qual o IHO foi zero variou de 0,91 a 0,95 para solos com 0,72 a 0,10 kg kg-1 de
argila, respectivamente. Esses dados corroboram com os encontrados neste
trabalho para a condição do LVdf-1, reforçando novamente que, para a
condição LAV o valor encontrado está acima do determinado por estes autores.
Klein et al. (2009) encontraram valores de DR em sistema plantio direto para
um Latossolo Vermelho de textura argilosa (0,470 kg kg-1 de argila) superior a
0,85, valor inferior ao observado para o LVdf-2 (0,95) neste trabalho.
Com base nos dados observados neste trabalho e comparado aos
dados de literatura, os valores encontrados na condição LAV são superiores
aos citados na literatura como sendo críticos às plantas, o que é preocupante
do ponto de vista de manutenção da capacidade produtiva dos solos. Isso se
torna ainda mais preocupante quando os dados reportados na literatura
comparam a DR com os dados de Ds limitante para os valores de IHO.
Observa-se que os valores de DR encontrados para alguns dos solos deste
estudo estão bem acima do limite de Ds crítica onde o IHO é igual a zero.
Relacionar a DR obtida pelo ensaio de Proctor com os valores de Ds máxima
do IHO aparenta ser um avanço importante, uma vez que as determinações de
117
IHO são demoradas e a DR pelo ensaio de Proctor é de fácil e rápida
determinação, exigindo equipamentos simples e baratos.
4.5. Características mineralógicas dos solos
Os seis solos apresentaram composição mineralógica semelhante
na fração argila desferrificada (Figura 31). Com base na intensidade das
reflexões, a caulinita foi o mineral dominante em todos os solos onde, exceto
no solo LVdf-1, ocorre associada ao quartzo.
Esperava-se encontrar o mineral gibbsita em pelo menos um solo, o
Cambissolo. A não observância deste mineral na camada avaliada
provavelmente se deve a alta afinidade de ânions com forte afinidade por Al3+
(Singer & Huang, 1990), como o carbonato e o fosfato, que foram aplicados
periodicamente em quantidades elevadas, superando 25 t ha-1, como o caso do
calcário. Além disso, o elevado conteúdo de MOS, por meio de ânions
orgânicos complexantes, interfere na velocidade de cristalização do Al(OH)3
bem como na natureza do produto complexado (Huang & Violante, 1986;
Singer & Huang, 1990). Segundo Singer & Huang (1990) o aumento da
concentração dos ácidos fúlvicos e húmicos da MOS retarda inicialmente e
depois inibe completamente a cristalização de Al(OH)3. Isso pode explicar a
comumente não ocorrência de gibbsita na camada superficial de Argissolos e
Latossolos do Rio Grande do Sul.
118
Figura 31. Difratogramas de raios X da fração argila desferrificada da camada
0,0-0,20 m dos solos.
Na fração óxidos de ferro concentrada dos solos, foram identificados
os tipos hematita e goethita (Figura 32), com expressiva amplitude de variação
nas proporções desses tipos de óxidos conforme a razão Gt/(Gt+Hm) (Tabela
11), cujos extremos são representados pelo solo CHa (goethítico) e pelos solos
NVdf e LVdf-1 (hematíticos).
Os teores médios de ferro (Fe) presentes nos solos, determinados
com base na condição CN e relativos à totalidade dos óxidos de pedogênicos
(Fed) e aos óxidos de ferro de baixa cristalinidade (FeFh), são apresentadas na
Tabela 11. Os teores de FeFh e Fed variaram de 0,8 a 8,7 g kg-1 e de 11,5 a
118,1 g kg-1, respectivamente, entre as classes de solos. Os valores de FeFh e
Fed foram observados em ordem decrescente para os solos LVdf-2>LVdf-
1>NVdf>PVd>CHa>LVd e LVdf-1>LVdf-2>CHa>NVdf>PVd>LVd,
respectivamente.
119
Figura 32. Difratogramas de raios X da fração óxidos de ferro concentrada da
camada 0,0-0,20 m dos solos do estudo.
Tabela 11. Características mineralógicas dos solos
Solo FeFh Fed FeFh /
Fed
FeHm FeGt Gt/(Gt+Hm)
g kg-1 g kg-1
CHa 3,0 34,1 0,09 0,0 31,1 1,00
LVdf-2 8,7 111,4 0,08 41,1 61,6 0,60
PVd 3,2 13,4 0,24 5,2 5,0 0,49
NVdf 4,0 33,5 0,12 29,5 0,0 0,00
LVd 0,8 11,5 0,07 2,2 2,2 0,21
LVdf-1 4,9 118,1 0,04 113,2 0,0 0,00
CHa = Cambissolo húmico alumínico; LVdf-2 = Latossolo Vermelho distroférrico húmico; PVd = Argissolo Vermelho distrófico; NVdf = Nitossolo Vermelho distroférrico típico; LVd = Latossolo Vermelho distrófico típico; LVdf-1 = Latossolo Vermelho distroférrico típico – FeFh = Ferro extraído por oxalato de amônio 0,2 mol L
-1; Fed = Ferro extraído por DCB a 80 ºC; Hm =
hematita; Gt = Goethita Ct = caulinita; Gb = Gibbsita
120
Para os solos estudados, os valores da razão FeFh/Fed
apresentaram variação de 0,04 a 0,24 (Tabela 11). No solo PVd,
aproximadamente ¼ do Fe encontra-se em formas de baixa cristalinidade
(ferrihídrita) (Schwertmann et al., 1982; Almeida et al., 1997), sendo que nos
demais solos, os baixos valores da razão FeFh/Fed indicaram uma
predominância de óxidos de ferro cristalinos (hematita e goethita).
Tomando como base os valores de Fed, associados aos resultados
da DRX, observa-se que os solos LVdf-1 e LVdf-2 foram formados
principalmente a partir de produtos de alterações de rochas basálticas (teores
de Fed elevados). Ambos os solos apresentam marcadamente em suas
características mineralógicas a ação do clima como agente de intemperismo
importante no processo de formação. Enquanto no LVdf-1 praticamente não
foram observados picos de goethita (indicativo de local com boa disponibilidade
de água, porém bem drenado), no LVdf-2 a presença de goethita é
visivelmente superior (Figura 32), refletindo ambientes com temperaturas mais
baixas e drenagem menos intensa, conforme as informações da Figura 2.
Comportamento semelhante ocorre para os solos PVd e LVd que
apresentaram valores de Fed semelhantes (Tabela 10) e reflexos de hematita e
goethita não tão bem definidos nos difratogramas (Figura 32). Estes solos
foram formados principalmente a partir de alterações de produtos de rochas
graníticas e areníticas, respectivamente. O mesmo pode ser observado para o
NVdf e o CHa, que apresentaram valores de Fed e FeFh semelhantes, porém
o fator climático é marcante. Para o NVdf as maiores temperaturas e boa
drenagem do solo favorecem a formação de hematita à goethita enquanto que,
para o CHa, as menores temperaturas, maior precipitação pluviométrica e
menor drenagem do solo favorecem a formação e concentração de goethita à
hematita (Tabela 10, Figura 28).
4.6. Correlação entre as variáveis físicas, mineralógicas e mecânicas
dos solos
Com base nos atributos físicos, mineralógicos e mecânicos, foi
realizada análise de correlação entre as variáveis, mostrado na Tabela 1
12
1
Tabela 12. Correlação entre as características físicas, químicas e mineralógicas dos solos.
MOS MOP MOM DS p IC C FeFh Fed FeFh/Fed FeHm FeGt
MOS 1,00 0,68 0,97 -0,88 0,59 0,76 -0,07ns
-0,48ns
0,30ns
0,25ns
0,15ns
0,009ns
0,50
MOP 1,00 0,47ns
-0,74 0,13ns
0,65 -014ns
0,45ns
0,68 0,42ns
-0,10ns
-0,033ns
0,84
MOM 1,00 -0,81 0,65 0,69 -0,004ns
-0,43ns
0,14ns
0,17ns
-0,14ns
0,02ns
0,33ns
DS 1,00 -0,64 -0,87 0,16ns
0,28ns
-0,55 -0,57 0,44ns
-0,23ns
-0,71
p 1,00 0,61 -0,28ns
-0,11ns
-0,14ns
0,41ns
-0,65 0,42ns
0,07ns
IC 1,00 -0,24ns
-0,018ns
0,63 0,69 -0,34ns
0,47ns
0,51
C 1,00 -0,085ns
-0,09ns
-0,33ns
0,57 -0,33ns
-0,034ns
1,00 -0,03ns
-0,28ns
-0,14ns
0,53ns
-0,37ns
Coeficiente de correlação de Pearson. ns
– Não significativo em P<0,01. MOS – matéria orgânica total do solo; MOP – matéria orgânica particulada; MOM –
matéria orgânica associada aos minerais; Ds – densidade do solo; p – tensão de pré-consolidação; IC – índice de compressibilidade; C – Coesão do solo; - ângulo de atrito interno do solo; FeFh – ferro ferrihidrita; Fed – Ferro pedogênico; FeHm – ferro hematita; FeGt – Ferro goethita.
122
O conteúdo de MOS apresentou correlação positiva com a MOP,
MOM, p, IC e FeGt. Além disso, a fração MOP correlacionou-se positivamente
com os teores de FeFh e FeGt.
A correlação positiva com conteúdos de MOP e MOM não é
novidade, uma vez que estas frações físicas compõem a MOS e o
fracionamento físico proposto por Cambardella & Elliot (1992) ajuda a melhor
entender o comportamento de cada uma destas frações perante os atributos
físicos, físicos-mecânicos do solo e mineralógicos.
A correlação positiva observada entre a MOS e a p aponta para o
fato de que, o aumento no conteúdo de MOS aumenta a estabilidade dos
agregados (especialmente dos microagregados) do solo à deformação ou
desestruturação como reportam alguns trabalhos na literatura (Hassink, 1997;
Vezzani, 2001; Bayer & Mielniczuk, 2008; Salton et al., 2008). No entanto,
esperava-se um valor de correlação maior (r>0,70) entre MOS e p tendo em
vista a importância relatada nos trabalhos da MOS sobre este parâmetro
mecânico. Isso apresenta indícios de que o efeito da MOS sobre a p não é
direto, mas sim indireto, no aumento da resistência intra agregados e sua
estabilidade, como relatado pelos autores acima. Isso se torna mais evidente
quando realizado fracionamento físico, onde é possível ver que a correlação
aumenta para a MOM, quando o componente MOP é separado (Tabela 12).
Logo pode-se concluir que o fracionamento físico da MOS é importante e
fundamental para entender as relações entre componentes orgânicos e o
comportamento mecânico do solo.
No que se refere ao IC, observa-se uma correlação positiva entre
este e o conteúdo de MOS e suas frações (MOP e MOM). Essa constatação
corrobora com as observações de Pereira et al. (2007), porém diverge de
Kondo & Dias Junior (1999b). Essa constatação é importante, pois o IC reflete
a suscetibilidade do solo à compactação, ou seja, se o aumento no conteúdo
de MOS favorece, por um lado, a maior estabilidade da estrutura e agregação
do solo, por outro lado, aumenta a suscetibilidade do solo a compactar-se. Isso
é verdadeiro, pois, a melhoria na estrutura do solo tem reflexos diretos na
macroporosidade. O aumento na macroporosidade aumenta os espaços vazios
no solo, que por sua vez, torna-se menos resistente à compressão. Essa
123
observação ganha força quando se analisa a correlação positiva entre IC e os
teores de Fed, FeFh, e FeGt. Os óxidos de ferro são agentes agregantes de
ligação entre as partícula minerais (Muggler et al., 1999, Inda Junior et al.,
2007) e condicionantes da estrutura do solo. Logo, a maior presença de
agregados deixa o solo mais poroso, aumentando o espaço vazio, logo
aumenta o IC.
A correlação positiva entre MOS e FeGt, mesmo sendo
relativamente baixa (r=0,50), aponta que o aumento no valor destes atributos
provavelmente esteja ligado à temperaturas mais baixas, taxas menores de
decomposição de MOS, abundância de chuva, drenagem incipiente. Além
disso, é importante ressaltar que alguns dos solos estudados não
apresentaram reflexos significativos de goethita nas amostras da DRX, o que
ajuda a explicar a menor correlação.
O provável efeito do tipo de clima apontado como fator ligado à
correlação MOS-FeGt aparentemente é mais visível na correlação MOP-FeGt.
O que aumenta a probabilidade desta interação ser verdadeira é o fato de que
a MOP apresenta menor grau de humificação (Goldchin et al., 1997), sendo de
fácil degradação por micro-organismos que habitam o solo. Em condições de
clima mais frio, a atividade microbiana é menor e o conteúdo de MOP aumenta.
Sob condições semelhantes de clima, é mais favorável a presença de goethita.
Além disso, a MOP apresentou relação positiva com FeFh. Esse
comportamento se deve à uma peculiaridade que interfere em ambas os
atributos, MOP e FeFh. A MOP é apontada como um indicador sensível a
alterações em práticas de manejo do solo (Janzen et al., 1992), sendo que
mobilizações intensas do solo levam a uma diminuição de sua quantidade.
Comportamento semelhante é observado para a FeFh. O FeFh tem sido
relatado em muitos ambientes sendo precursor da formação da hematita
(Schwertmann & Taylor, 1989) e também tem sido manejada no campo,
alterando as práticas culturais e controlando o conteúdo de água (Wang et al.,
1993). Ou seja, em solos com pouca alteração, o conteúdo de FeFh é maior,
assim como ocorre com a MOP. Wells & Childs (1988) apontam que a FeFh
tem baixa densidade (por consequência leva a menor densidade do solo
quando é o mineral predominante) e grande capacidade de retenção de água
em condições naturais. Essas observações vêm ao encontro dos resultados,
124
onde se observa uma redução de densidade na medida em que o conteúdo de
FeFh aumenta nos solos.
A Ds correlacionou-se negativamente com o conteúdo de MOS e
suas frações (MOP e MOM), assim como com a p, IC, FeFh, Fed e FeGt. O
comportamento observado entre Ds e a MOS e suas frações ocorre porque a
MOS é composta por material mais leve que material mineral (Soane, 1990),
levando a diminuição da densidade global da massa de solo quando em
contato com as partículas minerais, corroborando com Arvidsson (1998) e
Braida (2004). Além disso, observa-se um maior conteúdo de MOS que, por
sua vez, leva a maior agregação e diminuição na densidade do solo,
corroborando com Giarola et al. (2002) e Silva et al. (1997).
Já a correlação negativa observada entre Ds e a p não era
esperada, uma vez que, na medida em que a Ds aumenta, ocorre uma maior
aproximação entre as partículas do solo e a porosidade diminui (especialmente
a macroporosidade). Logo, a capacidade do solo sofrer um novo decréscimo de
volume por compressão é reduzida. Tal comportamento observado,
provavelmente, se deve ao tamanho da amostra de solo para determinação
dos ensaios de compressibilidade e variações texturais entre as camadas.
Para a Ds versus o IC, observou-se uma correlação negativa, ou
seja, na medida em que a Ds aumenta, o IC diminui. Este comportamento
corrobora com Imhoff (2002); Braida (2004); Veiga et al. (2007) e Debiasi
(2008).
Referente à correlação negativa entre FeFh, Fed e FeGt com a Ds,
tal comportamento se deve ao fato de que os óxidos de Fe funcionam como
agentes de ligação entre as partículas minerais (Muggler et al., 1999)
condicionantes do tipo e tamanho de estrutura (Ferreira et al., 1999a). A
elevada correlação entre Ds e FeGt se deve ao fato de que a goethita tem uma
maior força de ligação entre as partículas de solo causando um
empacotamento denso, logo maior agregação e menor densidade. Essa
observação corrobora com Ajayi et al. (2009a) que observaram maior
capacidade de suporte de carga do solo em solos com predominância de
óxidos de ferro do tipo goethita.
125
A p, além de correlacionar-se negativamente com a Ds e
positivamente com a MOS e MOM, já discutidos, também se correlacionou
negativamente com a razão FeFh/Fed. A correlação negativa com a razão
FeFh/Fed aponta que os óxidos de ferro de baixa cristalinidade tem menor
poder de agregação sobre as partículas minerais do solo, quando comparados
aos óxidos de ferro cristalinos, ou seja, um solo cuja agregação é
predominantemente condicionada por óxidos de ferro de baixa cristalinidade
apresentam menor capacidade de suporte de carga.
Referente aos parâmetros de coesão e ângulo de atrito interno do
solo, obtidos com base no ensaio de cisalhamento direto, observa-se que
ambos se correlacionaram positivamente e com valores de “r” baixo somente
com as características mineralógicas FeFh/Fed e FeHm, respectivamente. No
entanto, esperava-se uma correlação com demais fatores como Ds e MOS, o
que não aconteceu, tendo em vista que estas características interferem no
comportamento da coesão e ângulo de atrito interno, como relatado por Soane
(1990); Zhang & Hartge (1990) e Braida (2004).
A correlação positiva entre coesão e o ângulo de atrito interno era
esperada, uma vez que as características mineralógicas são agentes
cimentantes entre as partículas de solo (Kimpe et al., 1983). A ausência de
gibbsita permite uma maior aproximação das lâminas de caulinita conferindo
uma agregação entre as partículas muito forte (Resende et al., 2005). Essa
forte agregação confere características próximas a grãos de areia à
microestruturas no solo, o que faz com que o ângulo de atrito interno de solos
argilosos seja semelhante ao de solos arenosos, pois as cargas aplicadas não
são capazes de separá-los (Lebert & Horn, 1991).
5. CONCLUSÕES
As classes de solos apresentaram variação quanto à distribuição
granulométrica. Esta característica refletiu sobre os limites de consistência que,
por sua vez, também foi afetado pelo conteúdo de matéria orgânica do solo.
A densidade do solo, para a condição natural, foi maior para os solos
que apresentaram maior conteúdo de areia na composição de sua matriz
mineral, seguido dos solos com maior teor de óxidos de ferro pedogênicos.
A mudança na forma de uso do solo acarretou em aumento da
densidade do solo em 4 das 6 classes de solos contempladas no estudo,
enquanto que a macroporosidade apresentou alterações em 5 destas classes.
O conteúdo de matéria orgânica do solo apresentou alterações em 4
classes de solos, em função da mudança de uso, apresentando decréscimo no
conteúdo em profundidade. No entanto, das frações físicas da matéria orgânica
do solo, a matéria orgânica particulada foi a fração mais sensível a alteração
diante das formas de uso.
A tensão de pré-consolidação apresentou variação em profundidade
e não foi afetada pela mudança no uso dos solos. No entanto, o índice de
compressibilidade foi afetado pela mudança no uso do solo, com exceção do
NVdf.
Para os parâmetros de tensão de cisalhamento, a coesão e o ângulo
de atrito interno do solo sofreram alterações em função do uso do solo. Além
disso, a tensão de cisalhamento mostrou ser um parâmetro sensível às
alterações no uso do solo, quando comparado às demais análises realizadas.
A densidade relativa do solo mostrou-se uma ferramenta importante
na caracterização da alteração na forma de uso do solo. No entanto, a
observação da profundidade da camada coletada, bem como, da quantificação
do conteúdo de matéria orgânica e argila na camada faz-se importante melhor
interpretar e relacionar com a densidade real do solo na mesma camada. Por
127
ser um método de fácil utilização, rápido e de baixo custo, quando bem
trabalhado oferece boas informações sobre o estado de compactação do solo.
Os solos apresentaram composição mineralógica e teores de óxidos
de ferro distintos. No entanto, a caulinita foi o mineral presente em todas as
amostras. Entre os óxidos de ferro encontrados, a fração de óxidos de ferro
relativa à hematita predominou sobre a fração goethita.
A capacidade de suporte de carga representada pela tensão de pré-
consolidação aparentou-se menor na medida em que houve predominância de
óxidos de ferro de baixa cristalinidade. No entanto, esta variável não
apresentou correlação satisfatória entre os óxidos de ferro referente a hematita
e goethita. Além disso, o conteúdo de matéria orgânica no solo afetou
positivamente a capacidade de suporte de carga, efeito provavelmente ligado à
maior estabilidade da estrutura do solo.
6. RECOMENDAÇÕES
Com base nas análises realizadas neste trabalho, para avaliação da
capacidade de suporte de carga dos solos, observou-se que, para realização
dos ensaios de compressão uniaxial, deve-se dar preferência ao uso de anéis
com maior volume interno uma vez que, amostras muito pequena, apresentam
grande variabilidade e são altamente suscetíveis a problemas de perdas na
coleta, transporte e manuseio.
Neste trabalho não foi determinado a distribuição de agregados por
classe de tamanho. Além disso, é indicada, para trabalhos futuros a realização
da análise granulométrica para cada camada de solo coletada para os ensaios
de compressibilidade. A análise destes atributos permitirá uma melhor
discussão dos dados, principalmente relacionados com capacidade de suporte
de carga do solo.
Todo esforço em levantar informações a respeito de determinado
assunto é importante na tomada de decisão sobre ações futuras. Muito se
debate em congressos e reuniões técnicas sobre os problemas relacionados à
compactação do solo. No entanto, pouco esforço tem sido feito para que essas
informações cheguem ao produtor com uma linguagem simples, para que este
possa tomar decisões sobre o uso e manejo dos solos de suas lavouras.
7. REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
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14
7
8. APÊNDICES
Apêndice 1. Resultado da análise de solo – Cambissolo Húmico alumínico (CHa).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 6,1 6,4 16 230 0,0 13,3 9,8 2,8 26,4
0,05-0,10 5,1 5,3 7,0 148 0,9 5,4 5,4 9,7 20,9
0,10-0,15 5,1 4,6 7,0 110 3,4 2,9 3,0 21,8 27,9
0,15-0,20 4,5 4,3 7,2 78 5,6 1,4 1,4 30,7 33,7
Condição Natural
0,00-0,05 4,5 4,7 9,0 108 2,8 2,4 1,5 19,4 23,6
0,05-0,10 4,6 4,2 7,2 69 5,1 1,1 0,8 34,4 36,5
0,10-0,15 4,6 4,3 5,5 47 5,8 0,8 0,5 30,7 32,1
0,15-0,20 4,6 4,4 6,6 37 5,9 0,7 0,4 27,4 28,6
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.
14
8
Apêndice 2. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho distroférrico húmico (LVdf-2).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 5,8 6,0 13 228 0,0 12,9 6,5 4,4 24,3
0,05-0,10 5,2 5,4 8,3 166 0,3 8,6 5,0 8,7 22,7
0,10-0,15 5,1 5,1 5,7 108 0,6 5,4 3,4 8,7 17,8
0,15-0,20 5,6 5,6 7,8 165 0,0 10,9 5,8 5,5 22,6
Condição Natural
0,00-0,05 5,2 5,4 7,7 305 0,6 8,9 4,1 8,7 22,5
0,05-0,10 5,1 5,4 6,3 234 0,7 5,3 2,6 8,7 17,2
0,10-0,15 5,0 5,2 6,1 136 0,8 4,4 1,8 10,9 17,5
0,15-0,20 5,0 5,2 6,0 65 0,8 4,4 1,5 10,9 17,0
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.
14
9
Apêndice 3. Resultado da análise de solo – Argissolo Vermelho distrófico (PVd).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 5,0 5,8 10 204 0,1 4,2 1,5 5,5 11,7
0,05-0,10 4,8 5,7 6,3 119 0,3 2,5 1,0 6,2 10,0
0,10-0,15 4,7 5,5 5,3 96 0,8 1,7 0,8 7,7 10,5
0,15-0,20 4,8 5,3 5,7 82 0,9 1,5 0,7 9,7 12,2
Condição Natural
0,00-0,05 5,5 5,7 6,0 146 0,0 3,3 2,1 6,2 11,9
0,05-0,10 5,5 5,8 5,6 205 0,0 2,2 1,4 5,5 9,6
0,10-0,15 5,3 5,7 5,0 179 0,5 1,8 1,1 6,2 9,5
0,15-0,20 5,1 5,7 4,8 135 1,1 1,4 0,8 6,2 8,7
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.
15
0
Apêndice 4. Resultado da análise de solo – Nitossolo Vermelho distrófico típico (NVdf).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 5,2 5,4 31 189 0,3 4,6 1,9 8,7 15,7
0,05-0,10 5,1 5,4 14 107 0,8 3,6 1,5 8,7 14,1
0,10-0,15 5,2 5,4 5,9 53 0,5 4,3 1,5 8,7 14,6
0,15-0,20 5,4 5,6 5,8 44 0,3 5,3 1,7 6,9 14,0
Condição Natural
0,00-0,05 5,0 5,4 7,1 128 0,3 5,1 1,9 8,7 16,0
0,05-0,10 4,7 4,9 5,8 31 1,7 1,7 0,9 15,4 18,1
0,10-0,15 4,7 5,2 4,5 18 2,0 1,4 0,7 10,9 13,1
0,15-0,20 4,6 4,9 4,3 21 2,2 1,5 0,8 15,4 17,8
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.
15
1
Apêndice 5. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho distrófico (LVd).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 4,5 5,5 79 83 1,1 1,2 0,5 7,7 9,7
0,05-0,10 4,5 5,6 26 76 1,4 0,7 0,4 6,9 8,2
0,10-0,15 4,9 5,6 9,5 75 1,0 1,0 0,5 6,9 8,6
0,15-0,20 5,1 5,6 5,9 74 1,0 1,3 0,5 3,5 5,5
Condição Natural
0,00-0,05 4,8 5,2 6,7 84 1,3 0,6 0,4 10,9 12,1
0,05-0,10 4,5 5,5 5,6 44 1,7 0,2 0,1 7,7 8,2
0,10-0,15 4,5 5,6 5,1 31 1,8 0,2 0,1 6,9 7,3
0,15-0,20 4,5 5,5 5,0 29 1,9 0,2 0,1 7,7 8,1
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.
15
2
Apêndice 6. Resultado da análise de solo – Latossolo Vermelho distroférrico típico (LVdf-1).
Profundidade
(m) pH H2O SMP
P K Al troc. Ca troc. Mg troc. H+Al troc. CTC
mg dm-3 cmolc dm-3
Lavoura
0,00-0,05 6,3 6,5 36 129 0,0 7,8 3,8 2,5 14,4
0,05-0,10 6,1 6,3 14 37 0,0 5,6 3,1 3,1 11,9
0,10-0,15 5,2 5,4 10 23 0,5 3,6 2,2 8,7 14,5
0,15-0,20 4,8 5,1 8,1 23 1,8 2,3 1,5 12,3 16,1
Condição Natural
0,00-0,05 4,9 5,1 10,0 216 0,3 7,8 2,9 12,3 23,5
0,05-0,10 4,7 5,1 6,4 139 1,4 2,5 1,5 12,3 16,6
0,10-0,15 4,4 5,0 5,2 97 2,6 1,1 1,4 13,7 16,5
0,15-0,20 4,5 4,8 6,3 63 3,0 0,5 1,2 17,3 19,2
P – Fósforo; K – Potássio; Al troc. – Alumínio trocável; Ca troc. – Cálcio trocável; Mg troc. – Magnésio trocável; H – Hidrogênio; CTC – Capacidade de troca de cátions.