Baixe Estrutura e Propriedades Relacionadas a Água e outras Notas de estudo em PDF para Física, somente na Docsity! 1 Um dos compostos de natureza química mais simples, a água é o componente vital de todas as células vivas. Suas propriedades únicas promovem uma ampla variedade de processos físicos, químicos, e biológicos. Estes processos apresentam grande influência sobre quase todos os aspectos do desenvolvimento e comportamento do solo, desde o intemperismo dos minerais à decomposição da matéria orgânica, do crescimento das plantas à poluição dos lençóis freáticos. Nós somos todos familiarizados com a água. Nós a bebemos, lavamos com ela, nadamos nela. Porém, a água no solo é algo completamente diferente da água potável no copo de vidro. No solo, a intima associação entre água e partículas sólidas mudam o comportamento de ambas. A água faz com que as partículas do solo se expandam ou contraiam, para aderir umas às outras, e para formar agregados estruturais. A água participa de inúmeras reações químicas que disponibilizam ou retêm nutrientes, criam acidez, e intemperizam minerais de modo que seus elementos constituintes finalmente contribuem para a salinidade dos oceanos. Certos fenômenos de água no solo parecem contradizer o que nossa intuição sobre como a água deveria se comportar. A atração às superfícies sólidas restringe alguns dos movimentos livres das moléculas de água, tornando-o menos líquido e mais sólido em seu comportamento. No solo, a água pode fluir tanto ascendentemente como descendentemente. As plantas podem murchar e morrer em um solo cujo perfil contenha um milhão de quilos de água por hectare. Uma camada de areia ou cascalho no perfil do solo pode realmente inibir a drenagem, ao invés de melhorá-la. As interações solo-água determinam as taxas de perda de água por lixiviação, escoamento superficial e evapotranspiração, o balanço entre ar e água nos poros do solo, a taxa de variação na temperatura do solo, a taxa e o tipo de metabolismo dos organismos do solo, e a capacidade do solo em armazenar e disponibilizar água para o crescimento das plantas. As características e comportamento da água no solo compreendem um tópico comum que aproxima quase todos os capítulos neste livro. Os princípios contidos neste capítulo irão nos ajudar a entender porque deslizamentos de terra ocorrem em solos saturados com água (Capítulo 1), porque pantanais contribuem para o esgotamento do ozônio global (Capítulo 13), e porque a fome persegue a humanidade em certas regiões do mundo (Capítulo 20). O domínio dos princípios apresentados neste capítulo é fundamental para seu conhecimento funcional de sistema no solo. 2.1. Estrutura e Propriedades Relacionadas a Água1 A habilidade da água em influenciar diversos processos do solo é determinada principalmente pela estrutura da molécula de água. Esta estrutura também é responsável pelo fato de que a água esta principalmente presente como líquido, e não um gás, em temperaturas encontradas na Terra. A água é, com exceção do mercúrio, o único líquido inorgânico (não baseado em carbono) encontrado na Terra. A água é um composto simples, suas moléculas individuais contêm um átomo de oxigênio e dois átomos de hidrogênio muito menores. Os elementos estão ligados entre si covalentemente, cada átomo de hidrogênio compartilhando seu único elétron com o oxigênio. Polaridade Ao invés de se alinhar simetricamente em ambos os lados do átomo de oxigênio (H-O-H), os átomos de hidrogênio são ligados ao oxigênio em um arranjo em forma de V com um ângulo de apenas 105º. A água é portanto uma molécula assimétrica com o compartilhamento de elétrons, na maior parte do tempo, mais próximo 1 Para discussões mais aprofundadas das interações água-solo, ver Hillel (1998) ou Warrick (2001). Quando a terra se for ... beba a chuva tão rádio quanto ela cai. - H. D. Thoreau, The Journal 2 ao oxigênio que ao hidrogênio (Figura 2.1). Consequentemente, as moléculas de água exibem polaridade; que é, as cargas não são uniformemente distribuídas. Pelo contrário, o lado em que os átomos de hidrogênio estão localizados tende a ser eletropositivo e o lado oposto eletronegativo. Pontes de Hidrogênio Através de um fenômeno chamado pontes de hidrogênio, um átomo de hidrogênio de uma molécula de água é atraído para a extremidade do oxigênio de uma molécula de água vizinha, formando assim, uma ligação de baixa energia entre as duas moléculas. Este tipo de ligação explica a polimerização da água. As pontes de hidrogênio também explicam os altos ponto de ebulição, calor específico e viscosidade da água, em comparação com as mesmas propriedades de outros compostos hidrogenados, tais como H2S, que possui alto peso molecular mas não apresenta pontes de hidrogênio. Hidratação A polaridade também explica porque moléculas de água são atraídas por íons carregados eletrostaticamente e à superfícies coloidais. Cátions tais como H+, Na+, K+, e Ca2+ tornam-se hidratados através de sua atração pelo oxigênio (negativo) na extremidade da molécula de água. Do mesmo modo, superfícies de argila carregadas negativamente atraem a água, desta vez através do hidrogênio (positivo) na extremidade da molécula. A polaridade das moléculas de água também estimula a dissolução de sais na água, uma vez que os componentes iônicos têm maior atração pelas moléculas de água do que entre si. Quando moléculas de água tornam-se atraídas por íons carregados eletrostaticamente ou pelas superfícies das partículas de argila, elas são dispostas mais próximas do que na água pura. Neste estado de disposição, sua liberdade de movimento é restrita e seu estado de energia é menor do que na água pura. Assim, quando íons ou partículas de argila tornam-se hidratados, energia é liberada. Esta liberação de energia é evidenciada como calor de solução quando íons hidratados, ou como calor de umedecimento quando as partículas de argila tornam-se umedecidas. O último fenômeno pode ser demonstrado pela adição de poucas gotas de água a argila fina e seca. Um aumento na temperatura pode ser medido – ou ainda sentiu se a argila é molhada na palma da mão. FIGURA 2.1 Representação bidimensional de uma molécula de água mostrando um grande átomo de oxigênio e dois átomos de hidrogênio muito menores. O ângulo H-O-H de 105º resulta em um arranjo assimétrico. Um lado da molécula de água (com dois hidrogênios) é eletropositivo; o outro é eletronegativo. Isto é responsável pela polaridade da água. Coesão versus adesão As pontes de hidrogênio explicam as duas forças básicas responsáveis pela retenção e movimento da água nos solos: a atração das moléculas de água uma pelas outras (coesão) e a atração das moléculas de água pelas superfícies sólidas (adesão). Pela adesão (também chamada adsorção), algumas moléculas de água são firmemente retidas nas superfícies dos sólidos do solo. Por sua vez, estas moléculas de água fortemente ligadas seguram, por coesão, outras moléculas de água mais distantes das superfícies sólidas (Figura 2.2). Juntas, as forças de adesão e coesão tornam possível que os sólidos do solo retenham água e controlem seu movimento e uso. A adesão e coesão também tornam possível a propriedade de plasticidade possuída pelas argilas (ver Seção 4.9). Tensão superficial Outra importante propriedade da água que influencia significativamente seu comportamento nos solos é a 5 QUADRO 2.1 O MECANISMO DA CAPILARIDADE A ação da capilaridade é devida às forças combinadas de adesão e coesão como pode ser visto quando uma gota de água é colocada sobre uma superfície sólida. Substâncias sólidas que possuem uma superfície eletronegativa (por exemplo, devida aos átomos de oxigênio nos tetraedros de silício do quartzo ou vidro) atraem fortemente o H na extremidade eletropositiva da molécula de água. Essas substâncias são chamadas como hidrofílicas (afinidade pela água), pois a atração das moléculas de água pelas superfícies sólidas (adesão) é muito maior que a atração entre as moléculas de água (coesão). A adesão fará com que uma gota de água colocada sobre um sólido hidrofílico, como vidro limpo, se espalhe ao longo desta superfície formando assim um ângulo agudo (menor que 90°) entre a interface água-ar e superfície sólida (ver Figura 2.4a). Esse ângulo de contato é característico para interações entre diferentes substâncias líquidas e sólidas (por exemplo, água e vidro). Quanto maior a atração das moléculas de água pela superfície sólida, mais próximo de zero será o ângulo de contato. Por outro lado, moléculas de água colocadas sobre uma superfície hidrofóbica (repele a água) vão se atrair em uma massa esférica. O ângulo de contato resultante é obtuso (maior que 90°), indicando que a adesão não é tão forte quanto a coesão (ver Figura 2.4b). Esta relação explica o motivo pelo qual a água fica em esferas sobre um automóvel recentemente encerado. Agora, em vez de uma superfície plana e uma gota de água, considerarmos um tubo de pequeno diâmetro, de vidro limpo, colocado sobre uma piscina de água. A adesão novamente fará com que a água se espalhe sobre a superfície de vidro, formando o mesmo ângulo de contato α com o vidro como observado no caso da gota de água. Ao mesmo tempo, a coesão entre as moléculas de água cria uma tensão superficial, que faz com que uma superfície curva (chamada menisco) se forme na interface entre água e ar no tubo (Figura 2.4c). Se o ângulo de contato é próximo a zero, a curvatura do menisco será semelhante a um semicírculo. A interface curva (ao invés de um plano) entre água e ar faz com que a pressão seja menor no lado convexo (chamada P2 na Figura 2.4c) do que no lado côncavo do menisco. A pressão atmosférica normal P1 atua sobre o menisco e a piscina de água livre. Devido a pressão sob o menisco P2 ser menor que a pressão na piscina de água livre, a água é empurrada pelo tubo capilar. A água subirá pelo tubo até que o menisco alcance uma altura h, no qual o peso da água no tubo equilibre a diferença de pressão P2-P1. Nesta condição, as forças empurrando a água no tubo estarão em equilibro com as forças que a puxa para baixo. As forças ascendentes são determinadas pelo produto da tensão superficial T, o comprimento da superfície de contato entre o tubo e o menisco (circunferência do tubo = 2πr) e o componente ascendente dessa força (cos α). As forças descendentes são determinadas pelo produto da densidade da água d, o volume da água acima da superfície livre hπr2, e a aceleração da gravidade g. Deste modo, quando a ascensão capilar cessa, podemos igualar: Forças ascendentes = Forças descendentes T x 2πr x cos α = d x h x πr 2 x g Note que se o raio do tubo fosse feito com a metade da largura (0,5r), a força de ascensão atuante seria reduzida à metade, mas as forças descendentes seriam 0,25 vezes maiores [(0,5r)2 = 0,5r x 0,5r = 0,25r)], assim, a altura de ascensão seria duas vezes maior quando as forças entrarem em equilíbrio novamente. Aqui está a razão pela qual a ascensão capilar é maior em tubos de menor diâmetro. A equação de equilíbrio entre as forças atuando de forma ascendente e descendente pode ser matematicamente rearranjada para obter uma equação descrevendo a altura da ascensão capilar: h = 2 T cosα / rdg A maioria das interações entre água e sólidos nos solos são do tipo hidrofílica como mostrada na Figura 2.4a e c. A atração entre água e superfície das partículas do solo é normalmente tão forte que o ângulo de contato é muito próximo a zero, fazendo com que o cosseno seja 1. O cosα pode então ser ignorado sob tais circunstâncias. Os outros três fatores que afetam a ascensão capilar (T, d e g) são constantes a uma dada temperatura e podem, portanto, ser combinados em uma única constante. Assim, podemos reescrever a equação simplificada da capilaridade dada na pagina 176. h (cm) = 0,15 (cm 2 ) / r (cm) Como seria de esperar, a ascensão capilar só ocorrerá se o tubo for feito de material hidrofílico. Se um tubo hidrofóbico (como um com superfície encerada) é colocado em uma piscina de água, o menisco será convexo e não côncavo para o ar, de modo que a situação se inverteu e depressão capilar ao invés de ascensão capilar ocorrerá (ver Figura 2.4d). Este é o caso de certas camadas do solo que repelem a água (ver Figura 7.27 e Lâmina 71). 6 FIGURA 2.4. A interação da água com uma superfície hidrofílica (a, c) ou hidrofóbica (b, d) resulta em um ângulo de contato (α) característico. Se a superfície sólida circunda a água como em um tubo, a interface água-ar curva denominada menisco, formada devido às forças de adesão e coesão. Quando ar e água se encontram em um menisco curvo, a pressão sobre o lado convexo da curvatura é menor que sobre o lado côncavo. (c) A ascensão capilar ocorre em um tubo hidrofílico fino (por exemplo, vidro) porque a pressão sob o menisco (P2) é menor que a pressão na água livre. (d) A depressão capilar ocorre se o tubo é hidrofóbico, e o menisco é invertido. (Diagrama cortesia de R. Weil) FIGURA 2.5 Movimento capilar ascendente da água através de tubos de diferentes diâmetros e solos com diferentes tamanhos de poros. (a) A equação da capilaridade pode ser esquematizada graficamente para mostrar que a altura de ascensão h duplica quando o raio interno do tubo é reduzido à metade. A mesma relação pode ser demonstrada utilizando tubos de vidro de diferentes tamanhos de diâmetro. (b) O mesmo princípio também relaciona o tamanho dos poros em um solo e a altura da ascensão capilar, mas a ascensão da água no solo é bastante desordenada e irregular devido às formas tortuosas e variabilidade nos tamanho dos poros do solo (bem como por causa dos bolsões de ar aprisionado). (c) Quanto mais fina a textura do solo, maior a proporção de poros de tamanho pequeno e, portanto, maior a ascensão final da água acima do lençol freático. Entretanto, por causa das maiores forças de atrito nos poros menores, a ascensão capilar é muito mais lenta em solos de textura fina do que na areia. (Diagramas cortesia de R. Weil) 7 FIGURA 2.6 Nesta área irrigada no Arizona, a água subiu por capilaridade do sulco de irrigação em direção a superfície (esquerda), bem como horizontalmente para ambos os lados e se afastando da água de irrigação (direita). (Fotos cortesia de N. C. Brady) 2.3 Conceitos de Energia da Água do Solo A retenção e o movimento da água nos solos, sua absorção e translocação nas plantas, e sua perda para a atmosfera são todos fenômenos relacionados à energia. Diferentes tipos de energia estão envolvidos, incluindo energia potencial e energia cinética. A energia cinética é certamente um fator importante no fluxo rápido e turbulento da água em um rio, mas o movimento da água nos solos é tão lento que o componente de energia cinética geralmente é insignificante. A energia potencial é a mais importante na determinação do estado e movimento da água no solo. Por razões de simplicidade, neste texto usaremos o termo energia para se referir à energia potencial. Ao considerarmos a energia, devemos ter em mente que todas as substâncias, incluindo a água, tendem à se mover ou mudar de um maior para um menor estado de energia. Portanto, se conhecermos os níveis de energia pertinentes em diferentes pontos no solo, pode-se prever a direção do movimento de água. São as diferenças nos níveis de energia entre um local adjacentes a outro que influenciam o movimento da água. Forças que Afetam a Energia Potencial A discussão da estrutura e propriedades da água nas seções anteriores sugere três importantes forças afetando o nível de energia da água no solo. Em primeiro lugar, adesão, ou a atração da água pelos sólidos do solo (matriz), proporcionam uma força mátrica (responsável pela adsorção e capilaridade) que reduz significativamente o estado de energia da água próximo às superfícies das partículas. Em segundo lugar, a atração da água aos íons e outros solutos, resultando em forças osmóticas, tendem a reduzir o estado de energia da água na solução do solo. O movimento osmótico da água pura através de uma membrana semipermeável para uma solução (osmose) é evidência do menor estado de energia da água na solução. A terceira principal força atuando sobre a água no solo é a gravidade, que sempre puxa a água para baixo. O nível de energia da água no solo a uma dada elevação no perfil é, portanto, maior do que da água a um nível inferior. Essa diferença no nível de energia faz com que a água flua descendentemente. Potencial de Água no Solo A diferença no nível de energia da água de um local ou uma condição para outra (por exemplo, entre solo úmido e solo seco) determina a direção e taxa de movimento da água nos solos e nas plantas. Em um solo úmido, a maior parte da água é retida em grandes poros ou como filmes espessos de água envolvendo as partículas. Portanto, a maior parte das moléculas de água em um solo úmido não está muito próxima da superfície das partículas e, assim, não são fortemente retidas pelos sólidos do solo (a matriz). Nessa condição, as moléculas de água possuem considerável liberdade de movimento, então seu nível de energia é próximo ao das moléculas de água em uma piscina de água pura fora do solo. Em um solo seco, entretanto, a água que permanece está localizada nos pequenos poros e em finos filmes de água e, portanto, está fortemente retida pelos sólidos do solo. 10 para a zona de maior concentração de solutos. Entretanto, a água líquida se moverá em resposta a diferenças no potencial osmótico (o processo denominado osmose) somente se uma membrana semipermeável existir entre as zonas de alto e baixo potencial osmótico, permitindo que a água atravesse, mas impedindo o movimento do soluto. Se a membrana não estiver presente, o soluto, ao invés da água, geralmente se move para equilibrar as concentrações. O processo de osmose e a relação entre os componentes mátrico e osmótico do potencial total de água no solo é apresentada na Figura 2.10. Devido as zonas do solo não serem separadas por membranas, o potencial osmótico Ψo tem pouco efeito sobre o movimento em massa da água no solo. Seu principal efeito se dá sobre a absorção de água por células das raízes das plantas que estão isoladas da solução do solo pelas suas membranas celulares semipermeáveis. Em solos ricos em sais solúveis, o Ψo pode ser mais baixo (ter um maior valor negativo) na solução de solo do que nas células das raízes das plantas. Isto leva a restrições na absorção de água pelas plantas. Em solos muito salinos, o potencial osmótico da água no solo pode ser baixo o suficiente para provocar o colapso (plasmólise) das células em plântulas jovens, a medida que a água move das células para uma zona de menor potencial osmótico no solo. O movimento aleatório das moléculas de água faz com que algumas delas escapem de um volume de água líquida, entrem na atmosfera, e se tornem vapor de água. Uma vez que a presença de solutos restringe o movimento das moléculas, algumas delas escapam para o ar enquanto a concentração de solutos da água líquida é aumentada. Portanto, a pressão de vapor da água é menor no ar sobre água salina do que no ar sobre água pura. Por afetar a pressão de vapor da água, o Ψo afeta o movimento de vapor de água nos solos (ver Seção 2.7). FIGURA 2.9 O potencial mátrico e potencial hidrostático são potenciais de pressão que podem contribuir para o potencial total da água. O potencial mátrico é sempre negativo e o potencial hidrostático é positivo. Quando a água está em um solo não saturado acima do lençol freático (parte superior da zona saturada), está sujeita à influência do potencial mátrico. A água abaixo do lençol freático em solo saturado está sujeita ao potencial hidrostático. No exemplo mostrado aqui, o potencial mátrico decresce linearmente com a elevação acima do lençol freático, significando que a ascensão da água por atração capilar a partir do lençol freático é a única fonte de água neste perfil. Chuva ou irrigação (ver linha pontilhada) alterariam ou curvariam a linha reta, mas não mudariam a relação fundamental descrita. 11 FIGURA 2.10 Relações entre os potencial osmótico, potencial mátrico, e a potenciais da água no solo combinados. (esquerda) Um recipiente com solo separado da água pura por uma membrana permeável apenas à água (veja o detalhe mostrando a osmose através da membrana). A água pura é conectada a uma vasilha de mercúrio através de um tubo. A água se moverá para o solo em resposta as forças mátricas que a atraem a água aos sólidos do solo e as forças osmóticas que atraem a água aos solutos. Em equilíbrio, a altura da coluna de mercúrio acima do nível da vasilha A é a medida dos potenciais da água no solo combinados (mátrico mais osmótico). (Direita) Um segundo recipiente colocado entre a água pura e o solo, e este recipiente é separado do solo por uma fina tela permeável a solutos e água. Os íons se moverão do solo no segundo recipiente até a que concentração de solutos na água e no solo tenha se equilibrado. Então a diferença entre as energias potenciais da solução e da água pura fornece uma medida do potencial osmótico. O potencial mátrico, como medido pela coluna de mercúrio acima da vasilha B, seria então a diferença entre os potenciais de água no solo combinados e o componente osmótico. O potencial gravitacional (não mostrado) é o mesmo para todos os compartimentos e não afeta o resultado já que este movimento de água é na direção horizontal. [Modificado de Richards (1965)] Métodos de Expressar os Níveis de Energia Diversas unidades podem ser usadas para expressar diferenças nos níveis de energia da água no solo. Uma delas é a altura de uma coluna de água (normalmente em centímetros) cujo peso seja igual ao potencial em análise. Já encontramos essa forma de expressão desde o termo h na equação da capilaridade (Seção 2.2) que nos indica o potencial mátrico da água em um poro capilar. Uma segunda unidade é a pressão atmosférica padrão ao nível do mar, que é 760 mm Hg ou 1020 cm de água. Outra unidade, chamada bar, aproxima a pressão da atmosfera padrão. A energia pode ser expressa por unidade de massa (joules kg-1) ou por unidade de volume (newtons m-2). No Sistema Internacional de Unidades (SI), 1 Pascal (Pa) equivale a 1 Newton (N) agindo sobre uma área de 1 m2. Neste texto será empregado a unidade Pa ou quilopascal (kPa) para expressar o potencial de água no solo. Uma vez que outras publicações podem adotar outras unidades, a Tabela 2.1 é fornecida para mostrar as equivalências entre as formas de expressão do potencial de água no solo. 12 TABELA 2.1 Equivalentes Aproximados Entre as Expressões do Potencial de Água do Solo e o Diâmetro Equivalente dos Poros Esvaziados. a A unidade quilopascal (kPa) no Sistema Internacional é equivalente a 0,01 bars. b O menor poro que pode ser esvaziado pela tensão equivalente é calculado utilizando a Eq. 2.4. 2.4 Conteúdo de Água no Solo e Potencial de Água no Solo A discussão anterior sugere uma relação inversa entre o conteúdo de água dos solos e a tenacidade com que a água é retida nos solos. Muitos fatores afetam a relação entre o potencial de água no solo Ψ e o teor de umidade θ. Alguns exemplos ilustrarão este ponto. Umidade do Solo contra Curvas de Energia A relação entre o potencial de água no solo Ψ e o teor de umidade θ de três solos com diferentes texturas é mostrada na Figura 2.11. Tais curvas são por vezes denominadas curva característica de retenção de água, ou simplesmente curva característica de água. A ausência de grandes rupturas nas curvas indica um intervalo contínuo de tamanho de poros e, portanto, uma mudança gradual no potencial de água com o aumento do conteúdo de água. O solo argiloso retém muito mais água em um determinado potencial do que o solo franco ou arenoso. Deste modo, em um dado teor de umidade, a água é retida mais tenazmente no solo argiloso do que nos outros dois solos (note que o potencial de água no solo é plotado em escala logarítmica). A quantidade de argila em um solo determina em grande parte a proporção de microporos muito pequenos naquele solo. Como veremos, cerca de metade da água retida por solos argilosos está retida tão fortemente nestes microporos que não pode ser removida por plantas em desenvolvimento. A textura do solo claramente exerce uma grande influência sobre a retenção de umidade no solo. A estrutura do solo também influencia as relações energia-conteúdo de água no solo. Um solo bem granulado possui mais espaço poroso total e maior capacidade global de retenção de água do que um com granulação pobre ou um que tenha sido compactado. A agregação do solo aumenta especialmente a os poros relativamente grandes entre os agregados (Seção 1.5) na qual a água é retida com baixa tenacidade. Em contrapartida, um solo compactado reterá menos água total, mas é provável que tenha uma maior proporção de poros com tamanho pequeno e médio, que retêm água com maior tenacidade que os grandes poros. Portanto, a estrutura do solo influencia predominantemente o formato da curva característica de água nas porções onde os potenciais estão entre 0 e cerca de 100 kPa. O formato do restante da curva geralmente reflete a influência pela textura do solo. As curvas características de água no solo na Figura 2.11 possuem grande significado prático para várias medidas de campo e processos. Será útil remeter a estas curvas quando considerarmos os aspectos aplicados do comportamento da água no solo nas seções seguintes. 15 Nós consideramos que o sistema radicular das plantas explora certa profundidade do solo. Nós medimos a precipitação (e às vezes irrigação) como uma altura de água (por exemplo, mm de chuva). Por tais razões, geralmente é conveniente expressar o conteúdo volumétrico de água como uma razão de altura (altura de água por unidade de profundidade do solo). Convenientemente, os valores numéricos para estas duas expressões são os mesmos. Por exemplo, para um solo contendo 0,1 m3 de água por m3 de solo (10 % em volume) a razão de altura de água é 0,1 m de água por metro de profundidade de solo (ver também Seção 2.9).4 FIGURA 2.13 A compactação de dois solos diminui a porosidade total, principalmente pela conversão dos poros maiores (normalmente cheia de ar) em poros menores que prendem a água com mais força. Estes horizontes A de solos com floresta estavam inicialmente tão soltos que uma compactação moderada beneficiaria as plantas pelo aumento do volume de água retido pelos poros de 0,2 a 30 µm. Por outro lado, a água originalmente no solo não compactado, ocupa a maior percentagem (indica cm de água por cm de solo) do volume de poros quando o solo está compactado, possivelmente levando a condições de água quase saturada. Por exemplo, aqui o solo franco argilosa com compactação severa contém 0,52 cm3 de água, mas apenas 0,04 cm3 de ar por cm3 de solo, inferior ao 0,10 cm3 de ar por cm3 de solo (≈ 10 % porosidade do ar; ver seção 7.2) que se acredita ser o necessário para o bom crescimento da planta. [Adaptado de Shestak e Busse (2005) com permissão da Sociedade de Ciência do Solo da América] Medição do Conteúdo de Água Método Gravimétrico - O método gravimétrico é uma medição direta do conteúdo de água no solo e, portanto, é o método padrão pelo qual todos os métodos indiretos são calibrados. A água associada com uma determinada massa (e, se a densidade do solo é conhecida, um determinado volume) de sólidos em solo seco é determinada. Uma amostra de solo úmido é pesada e então seca em uma estufa à temperatura de 105 ºC por cerca de 24 horas,5 e finalmente pesada novamente. A massa perdida representa a água do solo. O Quadro 2.2 fornece exemplos de como θv e θm podem ser calculados. O método gravimétrico é um método destrutivo (uma amostra de solo deve ser removida para cada medida) e não pode ser automatizado, desse modo tornando-o pouco adequado para monitorar mudanças na umidade do solo. Diversos métodos indiretos de medida do conteúdo de água no solo não são destrutivos, são facilmente automatizados, e muito úteis no campo (ver Tabela 2.2). 4 Quando se mede quantidades de água adicionada ao solo por irrigação, é comum utilizar unidades de volume como m3 e hectare-metro (o volume de água que cobriria um hectare de terra a uma profundidade de 1 m). Geralmente, agricultores e pecuaristas nas regiões irrigadas dos Estados Unidos utilizam as unidades inglesas pé3 ou acre-pé (o volume de água necessário para cobrir um acre de terra a uma profundidade de 1 pé). 5 O tempo suficiente de secagem deve ser permitido para que o solo pare de perder água e atinja uma massa constante. Para economizar tempo, um forno microondas pode ser utilizado. Uma dúzia de 12 pequenas amostras de solo (cerca de 20 g cada) em beckers de vidro pode ser seca em uma mesa giratória em um forno microondas de 1000 W utilizando três ou mais períodos consecutivos de 3 minutos, mexendo o solo entre os períodos. 16 QUADRO 2.2 DETERMINAÇÃO DO CONTEÚDO DE ÁGUA NO SOLO PELO MÉTODO GRAVIMÉTRICO Os procedimentos para determinação da massa do conteúdo de água θm no solo pelo método gravimétrico são relativamente simples. Assumindo que se deseja determinar o conteúdo de água de uma amostra de 100 g de solo úmido. Você seca a amostra em uma estufa mantida à 105 ºC e então pesá-la novamente. Assumindo que a massa de solo seco é igual a 70 g, indicando que 30 g de água foram removidas do solo úmido. Expresso em quilogramas, isto é 30 kg de água associados com 70 kg de solo seco. Uma vez que a massa do conteúdo de água no solo θm é geralmente expresso em termos de kg de água associados com 1 kg de solo seco (não 1 kg de solo úmido), pode ser calculada como segue: Para calcular o volume do conteúdo de água no solo θv, é necessário conhecer a densidade do solo seco, a qual neste caso será assumido como sendo 1,3 Mg m-3. Em outras palavras, um metro cúbico deste solo (quando seco) tem uma massa de 1300 kg. Dos cálculos acima sabemos que a massa de água associada com estes 1300 kg de solo seco é 0,428 x 1300 ou 556 kg. Uma vez que 1 m3 de água tem uma massa de 1000 kg, os 556 kg de água ocuparão 556/1000 ou 0,556 m3. Assim, o volume do conteúdo de água é 0,556 m3 m-3 de solo seco: Assumindo um solo que não expanda quando úmido, a relação entre a massa e o volume do conteúdo de água pode ser expressa como: θv = Ds x θm 17 TABELA 2.2 Alguns Métodos para Medição da Água no Solo Mais que um método pode ser necessário para abranger toda a faixa de condições de umidade do solo. Amplitude útil Conteúdo Potencial (kPa) Campo Labortório 1. Gravimétrico x 0 a < -10.000 x Amostragem destrutiva; lenta (1 a 2 dias) exceto com utilização de microondas. Método padrão para calibração. 2. Dispersão de nêutrons x 0 a < -1.500 x Necessita licença para o uso; equipamento caro; apresenta deficiências em solos com alto teor de matéria orgânica; requer tudo de acesso. 3. Reflectometria no domínio do tempo (TDR) x 0 a < -10.000 x x Pode ser automatizado; precisão de ± 1 a 2 % no conteúdo volumétrico de água; solos muito arenosos e salinos necessitam de calibração; requer guia de ondas; instrumento caro. 4. Sensores de capacitância x 0 a < -1.500 x Pode ser automatizado; precisão de ± 2 a 4 % no conteúdo volumétrico de água; precisa de calibração em areia e solos salinos; sensores e instrumento de gravação simples e baratos. 5. Blocos de resistência elétrica x "-90 a <-1.500" x Pode ser automatizado; não é sensível a conteúdos de umidade próximos ao ótimo para as plantas; pode necessitar ser calibrado. 6. Tensiômetro x 0 a -85 x Pode ser automatizado; precisão de ± 0,1 a 1 kPa; faixa limitada; barato; necessita de manutenção periódica para adicionar água. 7. Psicrômetro x 50 a < -10.000 x x Razoavelmente caro; ampla faixa de leitura; precisão de ± 50 kPa. 8. Câmara de pressão x 50 a < -10.000 x Utilizado em conjunto com o método gravimétrico para a construção da curva característica de água no solo. 9. Mesa de tensão x 0 a -50 x Utilizado em conjunto com o método gravimétrico para a construção da curva característica de água no solo. Medidas de água no solo Utilização ComentáriosMétodo Dispersão de Nêutrons - Uma sonda de dispersão de nêutrons, que é baixada no solo através de um tubo de acesso previamente instalado, contêm uma fonte de nêutrons rápidos e um detector de nêutrons lentos. Quando os nêutrons rápidos colidem com os átomos de hidrogênio (a maioria dos quais são parte das moléculas de água), os nêutrons desaceleram e dispersam. O número de nêutrons lentos medidos por um detector corresponde ao conteúdo de água do solo (ver Tabela 2.2). Métodos Eletromagnéticos - Um método eletromagnético amplamente utilizado é a reflectometria no domínio do tempo (TDR), que mede dois parâmetros: (1) o tempo que leva para um impulso eletromagnético percorrer duas ou três hastes de transmissão paralelas (guia as ondas), enterradas no solo, e (2) o grau de dissipação do impulso quando eles colidem com o solo no final das linhas. O tempo de trânsito está relacionado à constante dielétrica aparente do solo, que por sua vez, é proporcional à quantidade de água no solo. A dissipação dos sinais está relacionada ao nível de sais na solução do solo. Assim, o teor de umidade do solo e a salinidade podem ser medidos utilizando o TDR. 20 FIGURA 2.17 Uma vista em corte de um solo mostrando um bloco de resistência elétrica de gesso instalado a cerca de 45 cm abaixo da superfície do solo. Fios finos conectam os blocos a superfície, onde eles podem ser conectados a um medidor de resistência especial. Na inserção, outro bloco de gesso foi quebrado e aberto para revelar dois cilindros concêntricos de metal que servem como eletrodos, entre os quais gessos umedecidos conduzem uma pequena corrente elétrica. A resistência ao fluxo da corrente é inversamente proporcional a umidade dos blocos de gesso. (Fotos cortesia de R. Weil) 2.5 O Fluxo de Água Líquida no Solo Três tipos de movimento de água dentro do solo são reconhecidos: (1) fluxo saturado, (2) fluxo não saturado, e (3) movimento de vapor. Em todos os casos o fluxo de água em resposta a gradientes de energia, com movimento de água de uma zona de maior para uma de menor potencial de água. O fluxo saturado ocorre quando os poros do solo estão completamente preenchidos (ou saturados) com água. O fluxo não saturado ocorre quando os poros grandes no solo estão preenchidos com ar, deixando apenas os menores poros para reter e transmitir água. O movimento de vapor ocorre a medida que as diferenças de pressão de vapor se desenvolvem em solos relativamente secos. Fluxo Saturado Através do Solo Sob algumas condições, pelo menos uma parte do perfil do solo pode estar completamente saturada; isto é, todos os poros, grandes e pequenos, estão preenchidos com água. Os horizontes inferiores dos solos mal drenados estão frequentemente saturados, como são partes de solos bem drenados acima de camadas estratificadas de argila. Durante e imediatamente após uma chuva forte ou irrigação, poros nas zonas superiores dos solos frequentemente estão totalmente preenchidos com água. A quantidade de água por unidade de tempo Q/t que flui através de uma coluna de solo saturado (Figura 2.18) pode ser expressa pela Lei de Darcy, como segue: onde A é a área transversal da coluna através da qual a água flui, Ksat é a condutividade hidráulica saturada, ∆Ψ é a mudança no potencial de água entre as extremidades da coluna (por exemplo, Ψ1 - Ψ2), e L é o comprimento da coluna. Para uma determinada coluna, a taxa de fluxo, é determinada pela facilidade com que o solo conduza água (Ksat) e a quantidade de força de condução da água, ou seja, o gradiente de potencial de água ∆Ψ/L. Para fluxo saturado, esta força também pode ser chamada de gradiente hidráulico. Por analogia, o bombeamento de água através de uma mangueira de jardim, com Ksat representando o tamanho da mangueira (a água flui mais rapidamente através de uma mangueira mais larga) e ∆Ψ/L representando o tamanho da bomba que impulsiona a água através da mangueira. 21 FIGURA 2.18 Fluxo saturado (percolação) em uma coluna de solo com área transversal A, cm2. Todos os poros do solo são preenchidos com água. No canto inferior direito, a água é mostrada fluindo dentro de um recipiente para indicar que a água está realmente se movendo para baixo na coluna. A força motriz da água através do solo é o gradiente de potencial da água, Ψ1- Ψ2/L, onde ambos os potenciais de água e comprimento são expressos em cm (ver Tabela 2.1). Se medirmos a quantidade de água fluindo para fora Q/t em cm3.s-1 pode-se rearranjar a lei de Darcy (da página 191) para calcular a condutividade hidráulica saturada do solo Ksat em cm.s -1 como: (2.9) Lembrando que os mesmos princípios aplicados onde o gradiente de potencial da água move a água na direção horizontal. As unidades em que Ksat é medida são comprimento/tempo, tipicamente cm/s ou cm/h. O Ksat é uma importante propriedade que ajuda a determinar o desempenho de um solo ou material do solo em usos como terras agrícolas irrigadas, material de cobertura de aterros sanitários, revestimento de lagoas para armazenagem de águas residuais, e área de descarga de fossa séptica (Tabela 2.3). Não se deve deduzir a partir da Figura 2.18 que o fluxo saturado ocorre apenas abaixo do perfil. As forças hidráulicas também podem causar fluxo horizontal e até mesmo para cima, como ocorre quando os lençóis freáticos se elevam sob um fluxo de água (ver Seção 6.6). A taxa de tal fluxo geralmente não é tão rápida, entretanto, uma vez que a força da gravidade não ajuda no fluxo horizontal e dificulta o fluxo ascendente. O fluxo horizontal e descendente está ilustrado na Figura 2.19, que registra o fluxo de água de um sulco de irrigação em dois solos, um franco arenoso e um franco argiloso. A água moveu para baixo muito mais rapidamente no solo franco arenoso que no solo franco argiloso. Por outro lado, o movimento horizontal (que seria em grande parte pelo fluxo não saturado) foi muito mais evidente no solo franco argiloso. TABELA 2.3 Alguns Valores Aproximados de Condutividade Hidráulica Saturada (em Várias Unidades) e Interpretações para Uso do Solo. 22 FIGURA 2.19 Taxas comparativas do movimento da água de irrigação em um solo franco arenoso e um franco argiloso. Observe a taxa muito mais rápida de movimento no solo franco arenoso, especialmente em um sentido descendente. [redesenhado de Cooney e Peterson (1955)] Fatores Influenciando a Condutividade Hidráulica de Solos Saturados Macroporos - Qualquer fator afetando o tamanho e a configuração dos poros do solo influenciará a condutividade hidráulica. A taxa de fluxo total nos poros do solo é proporcional à quarta potência do raio. Assim, o fluxo através de um poro de 1 mm de raio equivale ao existente em 10.000 poros com um raio de 0,1 mm (embora se tenha apenas 100 poros com raio de 0,1 mm para dar a mesma área transversal de um poro com 1 mm de raio). Como resultado, os macroporos (raio maior que 0,08 mm) respondem por quase todo o movimento de água em solos saturados (ver Tabela 2.4). Entretanto, o ar aprisionado em solos umedecidos rapidamente pode bloquear poros e, assim, reduzir a condutividade hidráulica. Da mesma forma, a interconexão dos poros é importante à medida que os poros não interconectados são como “ruas sem saída” ao fluxo de água. Os poros vesiculares em certos solos desérticos são exemplos (Lâmina 55). A presença de bioporos, tais como canais de raízes e buracos de minhocas (tipicamente maiores que 1 mm de raio), têm uma influência marcante na condutividade hidráulica saturada de diferentes horizontes do solo (Tabela 2.5 e Lâmina 81 após a página 000). Já que normalmente possuem mais espaço de macroporos, solos arenosos geralmente possuem maior condutividade saturada que solos de textura mais fina. Da mesma forma, solos com estrutura granular estável conduz água muito mais rapidamente que aqueles com unidades estruturais instáveis, que se quebram ao ser umedecido. A condutividade saturada dos solos sob vegetação perene é comumente muito maior que áreas onde plantas anuais têm sido cultivadas (Figura 2.20). Fluxo Preferencial - Os cientistas foram surpreendidos ao encontrar a poluição dos lençóis freáticos, por pesticidas e outras substâncias tóxicas, mais extensa do que seria previsto pelas medidas de condutividade hidráulica tradicionais que assumem uma porosidade uniforme do solo. Aparentemente, solutos (substancias dissolvidas) são transportados para baixo rapidamente pela água que move através dos grandes macroporos tais como fendas e bioporos, muitas vezes antes da maior parte do solo ser completamente umedecida. Evidências sugerem que este tipo de movimento de água desuniforme, designado como fluxo preferencial, aumenta consideravelmente as chances de poluir o lençol freático (ver Figura 2.21). Macroporos com continuidade abaixo da superfície do solo através do perfil estimula o fluxo preferencial. Os animais escavadores (por exemplo, minhocas, roedores, e insetos) bem como as raízes das plantas deterioradas deixam canais tubulares através do qual a água pode fluir rapidamente. Em solos muito arenosos, os revestimentos orgânicos hidrofóbicos em grãos de areia repelem a água, evitando que ele encharque de maneira uniforme. Onde estes revestimentos estão ausentes ou gastos, a água entra rapidamente e produz “dedos” do rápido umedecimento (ver Lâmina 69, após a página 000). Este “fluxo em dedos” provavelmente é responsável pelas formas semelhantes a dedos do horizonte espódico em alguns perfis do Espodossolo (por exemplo, Figura 3.29 e Lâmina 10). Dedilhados também ocorrem em camadas arenosas estratificadas que estão por baixo de materiais de textura mais fina (ver Seção 2.6). O fluxo preferencial em solos de textura fina é reforçado pela contração da argila, que deixa fendas abertas e fissuras que podem se estender para horizontes inferiores ao subsolo. Em alguns solos argilosos, a água 25 TABELA 2.6 Lixiviação de Pesticidas pelo Fluxo Preferencial em um Argissolo de Lenta Permeabilidade. A maior lixiviação da primavera de três pesticidas utilizados ocorreu após a primeira tempestade importante do ano. Fluxo não saturado em Solos Na maioria das vezes o movimento de água ocorre quando o solo apresenta-se não saturado. Tal movimento ocorre em ambiente mais complicado do que o que caracteriza o fluxo saturado de água. Em solos saturados, praticamente todos os poros são preenchidos com água, embora o movimento da água seja mais rápido nos poros grandes e contínuos. Mas em solos não saturados, estes macroporos estão cheios de ar, deixando apenas os poros mais finos para acomodar o movimento da água. Também, em solos não saturados o conteúdo de água e, por sua vez, a força com que ele é mantido (potencial da água) pode ser altamente variável. Isso influencia a taxa e a direção do movimento e também torna mais difícil a medição do fluxo da água no solo. Como o caso do movimento saturado da água, a força envolvida no fluxo não saturado é a diferença no potencial hídrico. Agora, porém, a diferença de potencial matricial, não a gravidade, é a principal força atuante. Este gradiente de potencial mátrico é a diferença de potencial entre as áreas úmidas e as áreas mais secas nas proximidades em que a água está se movendo. O movimento será de uma zona de filmes espessos de umidade (potencial mátrico alto, por exemplo, -1 kPa) para uma de filmes finos (potencial mátrico baixo, por exemplo,100kPa). Influência da textura. A figura (2.22) mostra a relação entre o potencial mátrico (conteúdo de água) e a condutividade hidráulica de um solo arenoso e outro argiloso. Observe que no potencial zero ou próximo dele (que caracteriza a região de fluxo saturado), a condutividade hidráulica é milhares de vezes maior do que nos potenciais que caracterizam um típico fluxo não saturado (-10 KPa e mais baixo). Em níveis elevados de potencial (conteúdo elevado de água) a condutividade hidráulica é maior na areia do que na argila. O oposto é verdadeiro, em valores baixos de potencial (baixa umidade). Essa relação é esperada porque o solo arenoso contem muitos poros grandes que estão cheios de água quando o potencial é alto (solo bastante úmido), mas a maioria desses são esvaziados com o tempo em que o potencial da água no solo torna-se menor que 10KPa. O solo argiloso tem muitos microporos que estão ainda cheios de água mesmo em baixo potencial (condição de solo seco) e podem participar do fluxo não saturado. 26 FIGURA 2.22 Relação geral entre condutividade hidráulica e potencial mátrico de um solo arenoso e outro argiloso (escala logarítmica). O fluxo saturado ocorre no potencial zero e próximo a ele, enquanto o fluxo não saturado ocorre no potencial -0,1 bar (-10KPa) e abaixo dele. FIGURA 2.23 O movimento da água de um solo mais seco para um úmido (setas). Quanto maio o conteúdo de água inicial do solo mais úmido, maior o gradiente potencial de água entre os dois solos e mais rápido é o movimento de água entre eles (gráfico). O ajuste de umidade entre dois solos pouco úmidos com basicamente o mesmo conteúdo de água será excessivamente lento. (Gardner e Widtsoe, 1921) A influência da magnitude do gradiente de potencial no movimento da água é ilustrada pela figura 2.23. Medições realizadas em laboratório em três amostras de solo úmido adjacente a um solo seco mostram que quanto maior o teor de água no solo úmido, maior o gradiente de potencial mátrico entre o solo úmido e o solo seco, por sua vez, mais rápido é o fluxo. As curvas tendem a se estabilizar ao longo do tempo à medida que o solo seca, devido à distância entre o solo mais úmido e o menos úmido aumentar, reduzindo o gradiente de potencial ΔΨ/L. 5.6 Infiltração e percolação Um caso especial de movimento de água é a entrada livre de água no solo na interface solo-atmosfera. É um processo fundamental do ponto de vista de hidrologia que influencia bastante o regime de umidade para as plantas, o potencial para degradação do solo, escoamento químico e inundações de vales. A fonte de água livre na superfície do solo pode ser de chuva, neve derretida ou irrigação. 27 Infiltração O processo pelo qual a água entra no espaço poroso do solo e torna-se agua do solo é chamada infiltração, e a taxa com essa água infiltra é chamada de taxa de infiltração i: 2.10 onde Q é o volume de água infiltrada (m3), A é a área da superfície do solo exposta a infiltração (m2) e t é o tempo(s). Como m3 aparece no numerador e m2, as unidades de infiltração podem ser simplificadas em m.s-1 ou, mais comumente, cm.h-1. A taxa de infiltração não é constante ao longo do tempo, mas geralmente diminui durante um evento de chuva ou irrigação. Se o solo estiver muito seco quando a infiltração começar, todos os macroporos abertos na superfície estarão disponíveis para condução de água para dentro do solo. Em solos com argilas tipo expansivas, a taxa de infiltração pode ser particularmente elevada porque a água flui pelas redes de fissuras. No entanto, a medida que prossegue a infiltração muitos macroporos próximos as fissuras são preenchidos e as rachaduras se fecham. A taxa de infiltração diminui drasticamente no inicio e depois tende a estabilizar-se, permanecendo constante daí em diante. (Figura 2.24). Determinação. A capacidade de infiltração de um solo pode ser facilmente medida com um simples aparelho conhecido como infiltrômetro de anel duplo. Dois cilindros pesados de metal, um com o diâmetro menor que o outro, são inseridos parcialmente no solo de forma que o menor fica dentro do maior (figura 5.24). Uma camada de gaze é colocada no interior dos anéis para proteger a superfície do solo de perturbações, então a água é despejada no interior dos dois cilindros. A altura da água no cilindro central é gravada periodicamente como a infiltração da água no solo. A água que infiltra no cilindro exterior não é medida, mas garante que o solo circundante será igualmente umedecido e que o movimento de água do cilindro central será principalmente para baixo, e não horizontal. FIGURA 2.24 A taxa potencial de entrada de água no solo, ou capacidade de infiltração pode ser medida pelo registro da diminuição da água no infiltrômetro de anel duplo (superior). Mudanças na taxa de infiltração de diversos solos durante o período de aplicação de água por chuvas ou irrigação são mostradas abaixo. Geralmente a água entra rapidamente em um solo seco, mas a taxa de infiltração diminui quando o solo fica saturado. A diminuição é menor em solos arenosos, com macroporos que não dependem da estabilidade da estrutura e do encolhimento da argila. Ao contrário, um solo com alta quantidade de argilas expansivas pode ter uma taxa de infiltração inicial muito alta, quando as fendas estão abertas, mas uma taxa de infiltração muito baixa quando as argilas expandem fechando as rachaduras. As maiorias dos solos se situam entre esses extremos, exibindo padrão semelhante ao mostrado no solo franco siltoso. A seta tracejada indica o nível de Ksat para o solo franco siltoso mostrado. (Cortesia de Weil). Percolação A infiltração é um fenômeno transitório que ocorre na superfície do solo. Uma vez que a água infiltra no solo, ela se move para baixo por um processo chamado percolação. Tanto o fluxo saturado quanto o não saturado estão envolvidos no movimento da água para baixo no perfil, a taxa de percolação está relacionada com a condutividade hidráulica do solo. No caso da água que infiltra em um solo relativamente seco, o progresso do 30 QUADRO 5.3 APLICAÇÕES PRÁTICAS DE FLUXO DE ÁGUA NÃO SATURADO O fluxo de água não saturado é interrompido onde a textura do solo muda abruptamente de relativamente fina pra outra grossa. A água capilar retida fortemente pela atração da matriz nos poros menores de camadas de textura mais fina não podem se mover em direção aos poros maiores da camada subjacente de textura mais grossa se não houver pressão positiva. Isto é, um poro maior não pode ”puxar” água a partir de poros menores. Na verdade, o fluxo de água não saturado sempre ocorre na direção inversa, dos poros maiores pros poros menores. A frente de molhamento se movendo para baixo no perfil de solo ao longo dum gradiente de potencial matricial cessa o movimento descendente quando encontra poros muito maiores do que aqueles através do quais vinha atravessando. Em vez de continuar o movimento descendente, a agua se movimentará lateralmente na camada mais fina. Se a agua está entrando no sistema mais rapidamente do que a capilaridade lateral pode retirá-la, uma camada de água pode se formar sobre a interface entre as duas camadas. Este fenômeno é aplicado no planejamento de perfis de solo para campos de golfe. O solo especificado para zona de enraizamento na sentença anterior consiste quase inteiramente de areia com objetivo de promover rápida infiltração de água e de resistir à compactação pelo tráfego de pessoas. Entretanto a agua normalmente drena tão rápido através da areia que muito pouco é retido para satisfazer a necessidade de crescimento da grama. Esta situação é remediada até certo ponto construindo-se o local de colocação da grama com uma camada de cascalho sobre a zona arenosa de enraizamento. Os poros maiores do cascalho param temporariamente o movimento descendente de água. A camada de água formada faz com que a camada arenosa retenha mais água do que reteria se não houvesse a camada de cascalho, mas ainda continua permitindo drenagem rápida do excesso de água – quando o acúmulo de pressão positiva permite que a força gravitacionais supera a força mátrica. O mesmo princípio esta do coração de um modelo proposto para evitar que dejetos nucleares contaminem o lençol de água durante os muitos milhares de anos necessários para os produtos nocivos torne-se inofensivos. Um plano é armazenar as perdas radioativas em contêineres lacrados mantidos em cavernas feitas a partir de rochas profundas dentro da montanha de Yucca, Nevada. Apesar de está localizada no deserto, as rochas da montanha de Yucca contem grandes quantidades de água nos FIGURA 2.28 Uma camada de cascalho sob a colocação da grama é usada para aumentar a agua disponível para as raízes das plantas na zona arenosa de enraizamento, enquanto permite rápida drenagem se ocorrer saturação (Cortesia do diagrama de R.Weill) FIGURA 2.29 Uso proposto dos princípios de capilaridade para evitar gotejamento de água a partir dos contêineres de dejetos nucleares tóxicos e corrosivos, dentro da montanha de Yucca em Nevada, portanto protegendo o lençol freático de contaminações ao longo de centenas de milhares de anos. {diagrama baseado em Carter e Pigford (2005)}. 31 poros e nas fraturas, resultando em gotejamento de água a partir do teto das cavernas de armazenamento. Embora os contêineres para dejetos com geração de calor devam ser tão resistentes à corrosão quanto possível, ninguém acredita que eles iriam permanecer intactos se expostos a umidade de ar por milhares de anos. Para afastar o gotejamento de água, um dossel feito de uma liga metálica especial resistente a corrosão foi planejada. A construção desse dossel sobre os dejetos altamente radioativos seria extremamente difícil e cara, sem garantia nenhuma de que a estrutura não se deterioraria ao longo do milênio. Portanto, uma alternativa mais fácil, mais barata e mais confiável tem sido proposta. Enterrando os contêineres de dejetos sob um monte de primeiro cascalho e depois argila (Figura 5.29) em um sistema estratificado de textura criaria uma barreira capilar para proteger os contêineres. A água gotejada dentro da areia seria retida pelas forças de capilaridade dos poros relativamente pequenos entre os grãos de areia. Assim que a água entra na areia, ela se move por fluxo capilar ao longo do gradiente de potencial matricial. Seu movimento descendente seria interrompido quando alcançasse os poros maiores da camada de cascalho. Os contêineres permaneceriam secos porque tanto os gradientes de potencial matricial quanto a gravidade fariam com que a água da camada arenosa se movesse ao longo da interface curva em vez de ir em direção a camada de cascalho (setas na Figura 2.29) 2.7 Movimento de vapor de água nos solos Dois tipos de movimento de vapor de água estão associados com solo, interno e externo. O movimento acontece dentro do solo, isto é, nos poros do solo. Movimento externo acontece na superfície do solo, e o vapor de água perdido por evaporação na superfície. O vapor d’água se move de um ponto para outro do solo em resposta a diferença na pressão de vapor. Portanto, o vapor de agua se moverá de um solo úmido onde o ar do solo esta quase 100% saturado com vapor de água (alta pressão de vapor) para um solo mais seco onde a pressão de vapor é mais baixa, além disso, vapor d’água se moverá de uma zona com baixa concentração salina para outra com alta concentração salina (por exemplo, em torno de um grão de fertilizante). O sal reduz a pressão de vapor da água e estimula o movimento de água a partir das áreas vizinhas. 32 FIGURA 2.30 Tendência de movimento de vapor que podem ser esperadas entre horizontes de solo que se difere em temperatura e umidade. Em (a) as tendências mais ou menos se opõem, mas em (b), elas agem de forma combinada, e transferência considerável de vapor pode ser possível se a água líquida nos capilares do solo não interferir. FIGURA 2.31 A taxa de movimento de vapor d’água próximo às partículas do solo é suficiente para germinar as sementes de trigo como demostrado nesses gráficos. Neste experimento, ou o solo é firmemente agregado em torno da semente plantada (Vapor + contato semente-solo) ou a semente é protegida de tal contato pelo envolvimento desta em um invólucro de vibra de vidro, permitindo somente o movimento de vapor de água para a semente (somente vapor). Note que onde a água se move somente na forma vapor, a germinação da semente a diferentes temperaturas e a dois potenciais de água no solo é basicamente a mesma de onde há contato solo-semente {de Wuest, Albrect, e Skirvin (1999)} Se a temperatura de uma parte com solo de umidade uniforme é reduzida, a pressão de vapor irá diminuir e o vapor d’água tenderá a se mover em direção a essa parte mais fria. O aquecimento terá o efeito oposto em que o aquecimento aumentará a pressão de vapor, e o vapor d’agua se moverá a partir da área aquecida pra outras áreas. Figura 2.30 ilustra essas relações. A quantidade real de vapor de água em um solo sobre umidade ótima para crescimento de plantas é surpreendentemente pequena, sendo talvez equivalente a não mais do que 10 l nos 15 primeiros cm de 1 há de um solo franco argiloso. Isto se compara a 600 mil litros de água liquida num mesmo volume de solo. Muito embora a quantidade de vapor de água seja pequena, o seu movimento nos solos pode ser significativo na prática. Por exemplo, sementes de algumas plantas podem absorvem vapor de água suficiente a partir do solo para estimular a germinação (Ver figura 2.31). Além disso, em solos secos, o movimento do vapor de água pode ser de considerável significância para plantas de desertos resistentes a seca (xerófitas), muitas das quais podem existir sob conteúdos de água extremamente baixos no solo. Por exemplo, durante a noite o horizonte superficial de horizonte de deserto pode se resfriar suficientemente a ponto de causar movimento ascendente de vapor 35 FIGURA 2.32 Volumes de água e ar associados a 100 g de um solo franco siltoso bem granulado em diferentes teores de umidade. A barra superior mostra a situação quando o solo está completamente saturado. Esta situação, normalmente ocorrerá por curtos períodos de tempo, durante uma chuva ou quando o solo está sendo irrigado. A água será drenada dos macroporos. O solo estará então na sua capacidade de campo. As plantas removerão água do solo rapidamente até que comecem a murchar. Quando murcharem permanentemente o solo estará no ponto de murcha permanente. Uma redução adicional no conteúdo de água até o coeficiente higroscópico é ilustrada na barra inferior. Neste ponto a água é retida firmemente, principalmente pelos colóides do solo. 36 FIGURA 2.33 O conteúdo de água no solo diminui rapidamente através da drenagem após um período de chuva ou irrigação. Após dois ou três dias, a taxa de movimento de água é muito lenta e o solo está na capacidade de campo. FIGURA 2.34 Curva do conteúdo de água versus potencial mátrico de um solo franco relacionada aos diferentes termos utilizados para descrever a água no solo. As linhas irregulares no diagrama à direita sugerem que medidas tais como capacidade de campo são somente aproximações. A mudança gradual do potencial com a umidade do solo indica que não existe diferentes formas de água no solo. Ao mesmo tempo, termos como gravitacional e disponível ajudam na descrição qualitativa da umidade no solo. 5.9 Fatores que Afetam a Quantidade de Água no solo Disponível às Plantas A quantidade de água disponível no solo para as plantas é determinada por um grande número de fatores, incluindo as relações entre conteúdo de água e potencial para cada horizonte do solo, resistência à penetração e efeitos da densidade sobre o crescimento radicular, profundidade do solo, profundidade do sistema radicular, e estratificação do perfil. 37 Relação entre conteúdo de água e potencial mátrico Como ilustrado na figura 2.34, há uma relação entre potencial de água de um dado solo e a quantidade de água retida à capacidade de campo e ponto de murcha permanente, as duas propriedades de contorno que determinam capacidade de água disponível. Este conceito enérgico-controlador deve ser mantido na mente se considerarmos a diversas propriedades do solo que afetam a quantidade de água que um solo pode reter para o uso da planta. A influência da textura na capacidade de campo, ponto de murcha e capacidade de água disponível é mostrada na Figura 2.35. Observe que a medida que a textura se torna mais fina, há um aumento na armazenagem de água disponível de solos arenosos para francos e franco siltosos. Plantas que crescem em solos arenosos estão mais susceptíveis a sofrer de seca do que aquelas que crescem em solos francos argilosos na mesma área. Solos argilosos, normalmente fornecem menos água disponível do que franco siltosos bem granulados, pelo fato de solos argilosos possuírem um elevado valores de ponto de murcha permanente. Entretanto, solos argilosos proveem menos água disponível do que solos franco-argilosos bem estruturados, já que as argilas tendem a ter alto valor de ponto de murcha permanente. A influência da matéria orgânica merece atenção especial. O conteúdo de água disponível de um solo mineral bem drenado, contendo 5% de matéria orgânica, é geralmente maior do que quando comparado a um solo semelhante, contendo 3% de matéria orgânica. Há uma controvérsia, a respeito de até que ponto o efeito favorável é devido à capacidade de fornecimento de água da matéria orgânica, e quanto é devido aos efeitos indiretos da matéria orgânica sobre a estrutura e porosidade total do solo. Evidências sugerem que os fatores diretos e indiretos contribuem para os efeitos favoráveis da matéria orgânica sobre a disponibilidade de água no solo. Os efeitos diretos são devido à alta capacidade de retenção de água da matéria orgânica, a qual, quando o solo está a capacidade de campo, é muito maior do que a de um igual volume de material mineral. Apesar do conteúdo de água retido pela matéria orgânica no ponto de murcha permanente ser consideravelmente maior que aquele retido pelo material mineral, a quantidade de água disponível para a absorção das plantas ainda é maior na fração orgânica. A Figura 2.36 apresenta os dados de uma série de experimentos que justificam esta conclusão. A matéria orgânica afeta indiretamente a quantidade de água disponível para as plantas, através de sua influência sobre a estrutura e espaço poroso total do solo. A matéria orgânica ajuda a estabilizar a estrutura, aumentando o volume total e tamanho de poros do solo. Isto resulta em um aumento da infiltração e capacidade de retenção de água, com aumento simultâneo da quantidade de água retida no ponto de murcha. O reconhecimento dos efeitos benéficos da matéria orgânica sobre disponibilidade de água às plantas é essencial para um correto manejo do solo. TABELA 2.7 Conteúdo volumétrico de umidade (θ) à capacidade de campo, coeficiente higroscópico e conteúdo de água capilar para três solos representativos. Observe que o solo argiloso retém mais água na capacidade de campo, mas grande parte desta água é retida firmemente no solo a um potencial -31 bars pelos colóides do solo (coeficiente higroscópico) 40 ausência de oxigênio quando o solo está muito úmido e pela incapacidade das raízes em penetrar no solo quando o mesmo está seco, portanto os efeitos da compactação sobre o crescimento radicular são mais pronunciados em solos secos (Figura 2.39). Potencial Osmótico A presença de sais solúveis, resultante da aplicação de fertilizantes ou de compostos que ocorrem naturalmente no solo pode influenciar a absorção de água pelas plantas. Para solos com altos teores de sais, o estresse hídrico será também causado pelo potencial osmótico ψo, além do potencial mátrico. O potencial osmótico tende a reduzir o conteúdo de água disponível nestes solos, pois mais água é retida no ponto de murcha permanente do que ocorreria apenas no caso do potencial mátrico. Na maioria dos solos das regiões úmidas, os efeitos do potencial osmótico são insignificantes, mas são de considerável importância para certos solos de regiões secas que podem acumular sais solúveis provenientes da irrigação ou processos naturais. FIGURA 2.38 A compactação reduz o intervalo do conteúdo de água do solo que pode ser utilizado pelas plantas (intervalo hídrico ótimo, IHO). Próximo a parte úmida da escala de umidade do solo (direita), crescimento radicular (linha curvada) é limitada pela falta de ar para a respiração da raiz. Assim que o solo seca um pouco, os poros maiores drenam e se enchem de ar. Então, nem a água nem o ar limitam o crescimento e a raiz e este se torna máximo. Conforme o solo seca, potenciais mais baixos dificultam a extração de água pelas raízes e o solo aumenta sua resistência mecânica a penetração. O crescimento radicular declina até que o solo esteja tão seco que as raízes não conseguem mais penetrá-lo (esquerda). A curva pontilhada mais abaixo retrata a taxa reduzida de crescimento que o solo apresentaria estivesse compactado. Como a compactação comprime os poros maiores, é necessário uma menor quantia de água para criar uma condição de limitação da aeração. Em direção da parte seca da escala, uma alta resistência do solo leva o crescimento radicular a uma pausa, em um conteúdo de água que ainda suportaria um crescimento considerável em um solo não compactado. (Diagrama cortesia de R. Weil) FIGURA 2.39 Resposta de crescimento radicular de mudas de Pinheiro ao aumento da compactação em três níveis de água do solo. A compactação afetou o crescimento radicular apenas quando o conteúdo de água do solo era baixo, provavelmente devido as altas resistências apresentadas pelo solo. As mudas cresceram por 12 meses em vasos de solo mineral coletado durante a colheita de madeira em Britich Columbia, Canada. O solo foi compactado para três níveis de densidade do solo. A água foi adicionada quando necessária para manter os conteúdos volumétricos de água de 0,1 a 0,15 (baixo), 0,2 a 0,3 (médio) e 0,3 a 0,35 (alto) cm³/cm³. (Desenho a partir de dados de Blouin et al., 2004) 41 Profundidade do solo e estratificação Até então, nos referimos à capacidade de retenção de água disponível como a percentagem do volume de solo constituída de poros que podem reter água à potenciais entre a capacidade de campo e o ponto de murcha permanente. O volume total de água disponível dependerá do volume total do solo explorado pelas raízes das plantas. Este volume pode ser definido pela profundidade total do solo acima de camadas de restrição ao crescimento radicular (figura 2.40), pela maior profundidade de enraizamento característica de uma espécie particular de planta ou mesmo pelo tamanho de vasos escolhido para as plantas. do sistema radicular de uma espécie de planta em particular, ou mesmo pelo tamanho de um vaso escolhido para conter a planta. A profundidade do solo disponível para a exploração radicular é de particular importância para plantas com sistema radicular profundo, especialmente em regiões sub úmidas e áridas, onde a vegetação perene depende da água armazenada nos solos para a sobrevivência, durante os longos períodos de seca. A estratificação do perfil do solo pode influenciar acentuadamente a quantidade de água disponível e seu movimento no solo. Camadas impermeáveis reduzem drasticamente a taxa de movimento da água e a penetração das raízes das plantas, reduzindo assim a profundidade do solo da qual a umidade é retirada. Camadas arenosas também agem como barreiras ao movimento da água no solo, proveniente de camadas de textura fina situadas acima. A capacidade dos solos em armazenar água determina em grande parte sua utilidade para o crescimento vegetal. A produtividade de sistemas florestais é normalmente relacionada com a capacidade de retenção de água do solo. Esta capacidade fornece um equilíbrio entre clima e produção vegetal. Em solos irrigados, ajuda a determinar a frequência na qual a água deve ser aplicada. A capacidade de retenção de água do solo se torna mais significativa à medida que o uso da água industrial e doméstico, ou mesmo para irrigação, começa exaurir o suprimento natural. Para estimar a capacidade de retenção de água de um solo, cada horizonte, ao quais as raízes têm acesso, podem ser considerado separadamente e então ser somado aos demais para fornecer a capacidade de retenção de água total para o perfil (Quadro 2.3). FIGURA 2.40 Produção relativa de grãos de milho e de trigo com relação a largura de solo disponível para enraizamento. Todas as culturas foram manejadas em sistema plantio direto, em Argissolos e Chernossolos dos pampas na Argentina. Estes solos armazenaram cerca de 1,5 mm da água disponível por cm de profundidade do solo. O milho, que cresceu durante o clima seco e quente da primavera até o outono, foi muito mais responsável por aumentar a largura da camada do que o trigo de inverno, o qual cresceu durante o período frio de baixa demanda de água, do outono até a primavera. Neste caso a largura da camada de solo foi limitada pela presença de um horizonte petrocálcio (cimentado). (Redesenhado a partir de Sadras e Calvino, 2001) 42 Ds = densidade do solo; CC = capacidade de campo; PMP = ponto de murcha permanente. 2.10 Mecanismos de Fornecimento de Água às Plantas A qualquer tempo inicial, somente uma pequena proporção da água no solo está próxima às superfícies de absorção das raízes das plantas. Como as raízes têm acesso às grandes quantidades de água usadas no crescimento das plantas? Dois fenômenos parecem ser responsáveis por este acesso: o movimento capilar da água no solo para as raízes das plantas e o crescimento das raízes no solo úmido. 45 este estresse. Tais condições ocorrem durante períodos quentes e secos e são mais severas durante o dia, quando a perda de água através das folhas é máxima. O diâmetro das raízes, sob estas condições, pode reduzir-se em até 30 %. Isto diminui consideravelmente o contato direto entre o solo-raiz, bem como o movimento de água e nutrientes para as plantas. Apesar do vapor de água ainda poder ser absorvido pelas plantas, a taxa de absorção é muito baixa para manter a maioria das plantas, com exceção de plantas tolerantes à seca. FIGURA 2.43 Distribuição de raízes e esgotamento de água no perfil de um solo sobre cultivo de girassóis em condições de sequeiro no Texas. Note a relação entre a densidade de raízes (cm de comprimento de raiz por cm³ de solo) e a quantidade de água utilizada durante o clima, seco e quente, entre 10 de julho e 28 de agosto. O conteúdo de água em 28 de agosto é próximo ao ponto de murcha permanente no primeiro 1 m da superfície deste solo franco argiloso. (Redesenhado a partir de dados de Moroke et al., 2005) FIGURA 2.27 Seção transversal de uma raiz rodeada por solo. (a) Durante períodos de umidade adequada e baixo estresse hídrico a raiz preenche completamente os poros do solo e está em contato íntimo com filmes de água no solo. (b) Quando as plantas estão sob estresse hídrico severo, como em períodos quentes e secos, a raiz se contrai (principalmente nas células corticais), reduzindo significativamente o contato solo - raiz. Esta contração da raiz pode ocorrer durante dias quentes, mesmo quando o conteúdo de água no solo é adequado. 46 5.11 Conclusão A água influencia a vida inteira, as interações e movimento desse simples composto no solo ajudam a determinar se esses impactos são positivos ou negativos. O entendimento desses princípios que governam a atração da água pelos sólidos do solo e pelos íons dissolvidos pode ajudar a maximizar resultados positivos enquanto minimiza os menos desejáveis. A molécula de água tem uma estrutura polar que resulta em atração eletrostática da água a cátions solúveis e sólidos do solo. Essas forças de atração tendem a reduzir os níveis de energia potencial da água do solo abaixo do nível da água pura. A amplitude dessa redução, chamado potencial de água do solo, tem uma influência profunda sobre várias propriedades do solo e, mas especialmente no movimento da água no solo e sua retirada pelas plantas. O potencial de água devido a atração entre os sólidos do solo e a água (Potencial matricial Ψm) se combina com a força da gravidade Ψg para um controle considerável do movimento de água. Este movimento é relativamente rápido em solos muito úmidos e com uma abundancia de macroporos. Em solos mais secos, entretanto, a adsorção de água nos sólidos do solo é tão forte que o seu movimento no solo e sua retirada pelas plantas são acentuadamente reduzidos. Como consequência, as plantas morrem por falta de água – muito embora ainda haja quantidades significativas de água no solo – porque a água estar indisponível para as plantas. A água é fornecida as plantas pelo movimento capilar em direção à superfície das raízes e pelo crescimento das raízes em áreas úmidas do solo. Além disso, o movimento de vapor pode ser significativo para o suprimento de água a espécies do deserto resistentes a seca (xerófitas). O potencial osmótico Ψo se tornem importante em solos com altos níveis de sais solúveis que podem impedir a extração de água pelas plantas. Tais condições ocorrem mais frequentemente em solos com drenagem restrita que em áreas de baixa precipitação e em plantas cultivadas em vasos. As características e o comportamento da água do solo são muito complexos. Entretanto, assim que adquirimos mais conhecimentos torna-se aparente que a água do solo é governada por princípios físicos relativamente simples e básicos. Além disso, pesquisadores estão descobrindo a similaridades entre esses princípios e a aqueles que governam o movimento do lençol freático e da retirada e do uso da água de solo pelas plantas.