RELAÇÕES SOLO-ÁGUA-PLANTA EM AMBIENTES NATURAIS E AGRÍCOLAS DO NORDESTE BRASILEIRO. PROMOÇÃO Universidade Federal Rural de Pernambuco PARTE I

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1 RELAÇÕES SOLO-ÁGUA-PLANTA EM AMBIENTES NATURAIS E AGRÍCOLAS DO NORDESTE BRASILEIRO PROMOÇÃO Universidade Federal Rural de Pernambuco PARTE I Claudivan Feitosa de Lacerda Engenheiro Agrônomo/UFC MS, Solos e Nutrição de Plantas/UFC DS, Fisiologia Vegetal/UFV Professor Adjunto Departamento de Engenharia Agrícola Centro de Ciências Agrárias Universidade Federal do Ceará Recife Pernambuco Dezembro de 2007

2 CONTEÚDO UNIDADE UNIDADE 1 - A ÁGUA E O SEU CICLO NO SISTEMA SOLO- PLANTA-ATMOSFERA PÁGINA 3 1. O CICLO DA ÁGUA NO SISTEMA SOLO-PLANTA-ATMOSFERA 3 2. ESTRUTURA DA ÁGUA 4 3. PROPRIEDADES DA ÁGUA 5 4. IMPORTÂNCIA DA ÁGUA PARA OS VEGETAIS 8 UNIDADE 2 DEFINIÇÕES RELATIVAS À QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA NO SISTEMA SOLO-PANTA-ATMOSFERA FORMAS DE QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA ENERGIA TOTAL DA ÁGUA NO SISTEMA 10 UNIDADE 3 ATRIBUTOS FÍSICOS E QUANTIFICAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO ATRIBUTOS FÍSICOS DO SOLO QUANTIFCAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO 18 UNIDADE 4 CARACTERÍSTICAS ESTRUTURAIS E QUANTIFICAÇÃO DA ÁGUA NA PLANTA ORGANIZAÇÃO ESTRUTURAL DAS PLANTAS 2. QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA NA PLANTA 36 UNIDADE 5 CARACTERIZAÇÃO QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA NA ATMOSFERA COMPOSIÇÃO E CARACTERIZAÇÃO DA ATMOSFERA QUANTIFICAÇÃO DO VAPOR DÁGUA NA ATMOSFERA 45 UNIDADE 6 TRANSPORTE DE ÁGUA NO SISTEMA SOLO- PLANTA ABSORÇÃO DE ÁGUA PELAS PLANTAS TRANSPORTE DE ÁGUA PARA A PARTE AÉREA

3 UNIDADE 7. TRANSPIRAÇÃO, EVAPOTRANSPIRAÇÃO, PRODUTIVIDADE E EFICIÊNCIA NO USO DA ÁGUA 1. CONCEITOS E FUNÇÕES A FORÇA MOTRIZ E AS RESISTÊNCIAS AO FLUXO 60 TRANSPIRATÓRIO 3. FISIOLOGIA DOS ESTÔMATOS COMPORTAMENTO ESTOMÁTICO E EFICIÊNCIA NO USO DA 64 ÁGUA 5. QUANTIFICAÇÃO DA TRANSPIRAÇÃO E EVAPOTRANSPIRAÇÃO 67 UNIDADE 8 DÉFICIT HÍDRICO E CRESCIMENTO VEGETAL I: MECANISMOS FISIOLÓGICOS, PROCESSOS E FENOLOGIA DÉFICIT HÍDRICO DIÁRIO: uma condição normal das plantas CARACTERIZAÇÃO E OCORRÊNCIA DA SECA MECANISMOS DE RESISTÊNCIA À SECA REAÇÕES DAS PLANTAS AO ESTRESSE HÍDRICO 74 BIBLIOGRAFIA 78 2

4 UNIDADE 1 - A ÁGUA E O SEU CICLO NO SISTEMA SOLO-PLANTA- ATMOSFERA 1. O CICLO DA ÁGUA NO SISTEMA SOLO-PLANTA-ATMOSFERA A água é a substância mais reciclável da natureza. Na faixa de temperatura que ocorre sobre a terra ela pode ser encontrada nos estados sólido, líquido e gasoso, e as condições ambientais permitem constantes mudanças de estado. O vapor d água na atmosfera em condições especiais forma as nuvens, podendo retornar à superfície na forma de chuva (estado líquido), granizo ou neve (estado sólido). A chuva, principal forma de precipitação na nossa região, ao atingir a superfície do solo nele se infiltra, podendo ocorrer escoamento de parte da água sobre a superfície do solo (Figura 1.1). Esse escoamento superficial ou run-off pode ser maior ou menor, dependendo da intensidade da chuva, da declividade e das características físicas do solo. Em geral, quanto maior o escoamento superficial maiores são as perdas de solo por erosão. Figura 1.1 O ciclo da água no Sistema SSPA (Reichardt, 1990). 3

5 A água que se infiltra no solo fica armazenada nos seus poros, ficando parte dela disponível para as plantas. Quando o volume de água ultrapassa a capacidade de armazenamento do solo, o excedente é percolado para horizontes mais profundos, contribuindo para a recarga dos aqüíferos subterrâneos. A água dentro do solo não permanece estática e, em geral, nem todos os poros do solo ficam preenchidos com água. Nos solos não saturados, uma parte dos poros fica cheia de ar, constituindo a atmosfera do solo, fundamental para a respiração dos microorganismos e das raízes de plantas. Nos tortuosos poros cheios de água pode-se observar movimento de água em todas as direções, em geral de regiões mais úmidas para regiões mais secas. Por exemplo, quando horizontes mais superficiais se encontram mais secos que os horizontes mais profundos pode-se observar a ascensão capilar, ou seja, um movimento ascendente de água que em alguns casos específicos pode atingir a superfície do solo. A água no solo e nos cursos de água evapora constantemente, sendo a taxa de evaporação dependente da energia solar disponível para conversão da água líquida para a forma de vapor. A água no solo é também retirada pelas raízes das plantas e depois evapora no interior das folhas, sendo posteriormente transferidas para a atmosfera pela transpiração. O processo conjunto que envolve a evaporação direta do solo e a transpiração das plantas é denominado evapotranspiração, sendo fundamental para realimentar a atmosfera com vapor de água. A taxa da evapotranspiração depende basicamente da demanda da atmosfera, da intensidade de radiação e da disponibilidade de água no solo.. 2. ESTRUTURA DA ÁGUA Estrutura da Molécula A molécula de água consiste de um átomo de oxigênio covalentemente ligado a dois átomos de hidrogênio. A água é formada por mais de uma espécie molecular, desde que, existem três tipos de isótopos de H (H 1, H 2 e H 3 ) e três isótopos de O (O 16, O 17 e O 18 ), os quais podem ser combinados em 18 diferentes modos. No entanto, as quantidades de isótopos presentes que não sejam o hidrogênio e o oxigênio comuns (H 1 e O 18 ) são muito pequenas. Muitas das propriedades da água dependem do arranjo espacial dos átomos de H e O. Na configuração espacial da molécula de água o oxigênio fica no centro de um tetraedro regular com seus orbitais híbridos dirigindo-se para os vértices e unindo-se aos dois aos dois átomos de hidrogênio, sendo que as duas ligações O H formam um ângulo entre si de 105 o. O oxigênio é fortemente eletronegativo e tende a atrair em sua direção os elétrons dos átomos de hidrogênio. Conseqüentemente, o oxigênio adquire uma carga negativa parcial (δ - ), enquanto que os dois átomos de hidrogênio se tornam positivamente carregados (δ + ). Esta distribuição assimétrica de cargas, torna a água uma molécula polar. Embora a carga líquida da molécula de água seja zero, a separação de cargas positivas e negativas gera uma forte atração mútua entre moléculas de água adjacentes e entre moléculas de água e algumas macromoléculas e superfícies coloidais. Nestes casos, as ligações predominantes são as interações dipolo-dipolo e as conhecidas pontes de hidrogênio. As pontes de hidrogênio são fundamentais para as interações intermoleculares e ocorrem quando átomos de H são encontrados entre dois centros eletronegativos. Como veremos adiante, as pontes de H são determinantes da maioria das propriedades da água e de suas funções nos vegetais. Na água pode-se observar, também, as interações de van de Walls, as quais se desenvolvem pela tendência que tem um núcleo (positivamente carregado) de uma molécula 4

6 de atrair os elétrons (negativamente carregados) de moléculas vizinhas. Essas forças são relativamente fracas, sendo efetivas apenas quando as moléculas estão próximas umas das outras. Estrutura da Água Líquida e Sólida Como comentamos anteriormente, a distribuição líquida das cargas na molécula de água formam um tetraedro, com duas extremidades negativas e duas positivas. Por conseguinte, cada molécula de água tende a se unir, através de pontes de H, com quatro outras moléculas. Isso tem sido observado nos cristais de gelo, os quais formam estruturas hexagonais com grandes espaços vazios no centro. Quando o gelo se funde, as ligações de H são estendidas e as moléculas afastam-se entre si, com a distância entre os átomos de O aumentando de 2,75 Å para 2,90 Å, em média. Essa modificação abriria a estrutura ainda mais e faria a água líquida menos densa, se não fosse o fato de que ao tornar-se fluida, suas moléculas se unem entre si, formando grupos compactos, conhecidos como agregados. Ao invés de quatro, cada molécula de água no estado líquido é agora circundada pó um número maior de moléculas vizinhas. Isto resulta no colapso parcial da estrutura do gelo e um aumento na densidade da água, alcançando o máximo em 4 o C. Quando a temperatura sobe acima de 4 o C, ocorre um aumento na agitação térmica das moléculas, induzindo um pequeno decréscimo na densidade, porém permanecendo ainda bem superior à densidade do gelo. A menor densidade do gelo, em relação à da água líquida, assume relativa importância em regiões muito frias. Nestas regiões, o gelo flutua nas superfícies dos lagos ao invés de descer para o fundo, sendo isto extremamente importante para a sobrevivência de organismos aquáticos de todos os tipos, os quais vivem no fundo desses reservatórios de água. Por outro lado, a forte atração das moléculas de água no estado líquido é fundamental na determinação das estruturas de macromoléculas (proteínas, por exemplo) e de outras estruturas celulares (como as membranas), influenciando diretamente nas suas funções. As membranas celulares são formadas de proteínas e de uma bicamada de fosfolipídeos (os quais possuem uma parte hidrofílica e outra hidrofóbica). Neste caso, as partes hidrofóbicas das duas camadas se unem por interações hidrofóbicas e as partes hidrofílicas interagem com a água. Verifica-se então, a maximização das interações hidrofóbicas e hidrofílicas, sendo que os grupos polares da membrana são expostos à água com o conseqüente deslocamento dos grupos não polares para o interior da estrutura. Esses tipos de interações são também determinantes para a estrutura terciária das proteínas. De modo geral, pode-se dizer que as interações hidrofóbicas entre moléculas biológicas ou dentro de uma mesma molécula resultam, principalmente, das intensas forças de atração que as moléculas de água desenvolvem entre si. 3. PROPRIEDADES DA ÁGUA Temperatura e Estado Físico A propriedade mais simples e, talvez, mais importante da água, é que ela é líquida na faixa de temperatura compatível com a vida. Em geral, os pontos de fusão e ebulição se relacionam com o tamanho molecular e, as mudanças de estado físico para pequenas moléculas ocorrem em temperaturas menores do que para as grandes. Isto é observado em algumas moléculas, como amônia e hidrocarbonetos (metano e etano), as quais são agrupadas através das fracas forças de Van der Waals e a energia requerida para mudança de estado é 5

7 relativamente pequena. Estas moléculas são encontradas como gases em temperaturas ambientes (Tabela 1.1). Tabela 1.1 Algumas propriedades físicas da água e de outras moléculas de similar tamanho molecular (Hopkins, 2000). Molécula Massa Molecular (Da) Calor Específico (J/g/ o C) Ponto de fusão ( o C) Calor de fusão (J/g) Ponto de Ebulição ( o C) Calor de vaporização J/g) Água 18 4, Amônia 17 5, CO Metano Etano Metanol 32 2, Etanol 46 2, Com base no seu tamanho somente, era de se esperar que a água também ocorresse na forma de vapor nas temperaturas encontradas na maior parte da terra, o que não ocorre na realidade. Estas diferenças estão associadas à presença do oxigênio na molécula de água, o qual introduz a polaridade e a oportunidade de formação de pontes de hidrogênio, fortalecendo as interações intermoleculares e aumentando a quantidade de energia requerida para separar estas moléculas. Outras moléculas que contêm oxigênio, como etanol e metanol, também possuem pontos de ebulição próximos ao da água (Tabela 1.1). Absorção e Dissipação de Calor O termo calor específico é usado para descrever a capacidade térmica de uma substância, ou seja, a quantidade de energia que pode ser absorvida pela substância para um determinado aumento de sua temperatura. O calor específico da água é 4,184 J g -1 o C -1, sendo maior do que o da maioria das substâncias, exceto amônia líquida (Tabela 1.1). Esse alto calor específico da água está associado ao arranjo de suas moléculas, o qual permite que os átomos de O e H vibrem livremente, como se fossem átomos livres. Para as plantas isso é particularmente importante, pois reduz os danos relacionados às flutuações de temperatura do ambiente. A estrutura ordenada das moléculas de água na forma líquida também assegura uma alta capacidade de condução de calor, ou seja, alta condutividade térmica. Isso significa que a água conduz calor rapidamente de um ponto para outro. Desta forma, a combinação do alto calor específico com a alta condutividade térmica faz com que a água absorva e redistribua grandes quantidades de energia calorífica, sem que ocorra um grande aumento de temperatura. Para os tecidos vegetais que consistem de grande proporção de água, isto assegura um alto grau e estabilidade de temperatura. Fusão e Vaporização da Água Um certo montante de energia é requerido para causar uma mudança de estado de uma substância, como do sólido para o líquido ou do líquido para o gasoso, sem que ocorra mudança de temperatura. O montante de energia requerido para converter uma substância do estado sólido para o líquido é conhecido como calor de fusão. No caso da água, 335 J são requeridos para converter 1 grama de gelo para 1 grama de água líquida em 0 o C (Tabela 1.1). Este alto calor de fusão da água é atribuído à grande quantidade de energia necessária para sobrepujar as forças intermoleculares associadas às pontes de hidrogênio. 6

8 Assim como as pontes de hidrogênio aumentam a energia requerida para fundir o gelo, elas também aumentam a energia requerida para evaporar a água. O calor de vaporização da água, ou seja, a energia requerida para converter 1 mol de água líquida para um mol de água na forma de vapor, é cerca de 44 kj mol -1 em 25 o C. Este alto calor de vaporização da água significa que as plantas podem perder uma substancial quantidade de calor quando a água evapora das superfícies foliares. Tal perda de calor é um importante mecanismo para regulação da temperatura em folhas de plantas terrestres que estão expostas, freqüentemente, às intensas radiações do sol. O resfriamento das folhas é considerado um importante papel da transpiração. Água como Solvente A água é normalmente conhecida como solvente universal, podendo dissolver um número de substâncias bem maior do que qualquer outro líquido comum. Isto se deve ao caráter dipolar de suas moléculas, evidenciado pela elevada constante dielétrica (os valores da constante dielétrica da água, metanol, etanol e benzeno, em 25 o C, são 78,4, 33,6, 24,3 e 2,3, respectivamente). Esta constante dielétrica mede a capacidade de uma substância para neutralizar parcialmente a atração entre cargas elétricas. Assim, as camadas de hidratação (uma ou mais camadas de moléculas de água) que circundam os íons (ou moléculas) em solução, reduzem a possibilidade de que os íons se re-combinem para formar cristais. O arranjo dos átomos de O e H das moléculas de água em torno dos íons depende se este é um cátion ou um ânion. Nas camadas de hidratação de cátions o átomo de O (parcialmente negativo) é atraído pelo núcleo do cátion. O inverso ocorre com os ânions, os quais atraem mais os átomos de hidrogênio. A excelente capacidade de solvente da água é fundamental para a realização das reações bioquímicas e para o transporte de substâncias dentro da planta. Incompressibilidade Para todos os propósitos práticos, líquidos são incompressíveis. Isto significa que as leis da mecânica se aplicam aos organismos que possuem grandes proporções de água. Na realidade, a forma normal de uma célula é mantida pela pressão hidrostática positiva exercida sobre as suas paredes, e criada pela entrada de água no seu protoplasma. O murchamento de plantas jovens em crescimento torna aparente que as suas células constituem-se em sistemas hidráulicos. Além disso, o crescimento celular e outros movimentos de células (como a abertura estomática) estão também associados com essa pressão hidrostática criada pela entrada de água nas células. Coesão e Aderência A forte atração mútua entre moléculas de água resultante das ligações de hidrogênio, é também conhecida como coesão. Uma conseqüência da coesão é que a água tem uma elevada tensão superficial, a qual é mais evidente nas interfaces entre a água e o ar. A tensão superficial surge por que as forças coesivas entre as moléculas de água são muito mais fortes do que a interação entre a água e o ar. O resultado é que as moléculas de água na superfície são constantemente puxadas para dentro da massa de água. A alta tensão superficial explica a forma esférica das gotas de água e, também, o fato de que a superfície da água pode suportar o peso de pequenos insetos. A coesão é diretamente responsável, também, pela capacidade de colunas de água de resistirem (sem quebrar) a elevadas tensões (pressão negativa). Colunas de água são capazes de resistir a elevadas tensões, da ordem de 30 MPa. 7

9 As mesmas forças que atraem as moléculas de água entre si, também atraem as moléculas de água para superfícies sólidas, um processo conhecido como aderência. A água possui grande aderência por outras substâncias que têm em sua molécula grande quantidade de átomos de oxigênio e nitrogênio (vidro, celulose, argila, proteínas, etc.). As propriedades de coesão e aderência, combinadas, explicam por que a água ascende em tubos capilares e são excepcionalmente importantes na manutenção da continuidade de colunas de água nas plantas. Na realidade, o transporte de água da raiz para as folhas de plantas transpirando ocorre sob tensão, no xilema. Isso somente é possível devido às propriedades da água (coesão e a aderência) e à estrutura dos vasos condutores (o tecido xilemático é formado de vasos de dimensões capilares e as paredes dos vasos são rígidas e capazes de resistir às tensões criadas). 4. IMPORTÂNCIA DA ÁGUA PARA OS VEGETAIS A vida teve origem na água e todas as formas de vida estão de alguma forma intimamente ligadas à água. A fitomassa é em sua maior parte composta de água. O protoplasma contém em média 85 a 90% de água e mesmo as organelas ricas em proteínas e lipídeos, como os cloroplastos e as mitocôndrias, contêm 50% de água. Os frutos com alto conteúdo de polpa são especialmente ricos em água (85 a 95% do peso fresco); as folhas tenras possuem de 80 a 90% e as raízes de 70-95%. A madeira recém-colhida contém aproximadamente 50% de água. Por outro lado, as sementes colhidas são pobres em água (a maioria das sementes armazenadas apresenta valores entre 10 e 15%), sendo que algumas sementes que acumulam óleos contêm de 5 a 7% de água apenas. É importante destacar que o conteúdo de água, além de variar com os tipos de células e tecidos, também é bastante influenciado pelas condições ambientais e pela fisiologia da planta. Assim, o conteúdo de água de plantas depende do nível de atividades metabólicas, do estado hídrico do ar e do solo, e de um conjunto de outros fatores. De modo geral, os tecidos em crescimento ou com alta atividade metabólica não suportam graus elevados de desidratação, tornando evidente que a água executa funções vitais no vegetal e, sem ela, a vida como conhecemos poderia não existir. Podemos destacar as seguintes funções da água nos vegetais: Age como solvente para nutrientes minerais e substâncias orgânicas; Contribui fundamentalmente para a absorção e transporte de minerais das raízes para as folhas, via xilema, e para a translocação de substâncias orgânicas e de minerais, via floema; Forma o ambiente adequado onde a maioria das reações bioquímicas ocorre, participando em muitas delas como reagente (hidrólises). É também a fonte de elétrons na fotossíntese; Influencia a estrutura e, conseqüentemente, a função de macromoléculas (proteínas, ácidos nucléicos, polissacarídeos, etc.) e de membranas. É responsável pela manutenção da turgescência e, portanto, contribui para o crescimento e para a manutenção da forma e estrutura dos tecidos tenros; Contribui para que as plantas não sofram tanto com as flutuações de temperatura do ambiente. De todos os recursos que a planta necessita para o crescimento e função, a água é o mais abundante, executando as funções vitais descritas acima. Deste modo, a sua falta ou deficiência limitam a produtividade vegetal, tanto em ecossistemas naturais como em cultivos. Isso é marcante no semi-árido brasileiro, o que torna a prática da irrigação tão importante para a nossa agricultura. Neste caso, torna-se de fundamental importância estimar as necessidades 8

10 hídricas das culturas nos seus diferentes estádios de desenvolvimento, buscando-se obter elevadas produtividades com o uso racional dos recursos hídricos. Para isso, faz-se necessário o conhecimento de solo, do clima e da planta (o gargalo do sistema solo-planta-atmosfera). De modo geral, as funções da água nas plantas estão muito associadas às suas propriedades, conforme demonstrado na tabela abaixo: Tabela 1.2. Relação entre as propriedades e funções da água nos vegetais Propriedades Alto calor específico Alto calor de vaporização Alta condutividade térmica Alta constante dielétrica (Solvente) Alta coesão das moléculas de água Coesão, aderência e alta tensão superficial Incompressibilidade Funções Estabilidade térmica Ambiente adequado para a ocorrência das reações bioquímicas Transporte de substâncias na planta Influencia a estrutura e funções das macro-moléculas e membranas Transporte no xilema Manutenção da turgescência e da forma dos tecidos e órgãos; Crescimento Movimentos reversíveis 9

11 UNIDADE 2 DEFINIÇÕES RELATIVAS À QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA NO SISTEMA SOLO-PANTA-ATMOSFERA 1. FORMAS DE QUANTIFICAÇÃO DE ÁGUA A quantificação de água no sistema solo-planta-atmosfera é um tema bastante amplo. A água pode ser medida em termos de conteúdo, teor, energia e de fluxos. Esse conjunto de mensurações permite, dentre outras coisas: calcular o balanço hídrico e o volume de água armazenada no solo, mensurar o movimento de água no sistema e quantificar o estado hídrico do solo, das plantas e da atmosfera. Para quantificarmos a água utilizada pelas plantas torna-se necessário o monitoramento do sistema que pode ser feito no solo, na planta e na atmosfera. O monitoramento da água no solo é feito utilizando-se sensores de umidade do solo, sendo que os mais utilizados são os tensiômetros e sensores eletrométricos. O monitoramento do estado hídrico da planta pode ser feito pela medição da tensão da água no xilema, medição da taxa de fluxo de seiva, dendrometria, medição das taxa de transpiração e de condutância estomática, observações visuais, dentre outros. O monitoramento via clima é feito mediante o uso de observações meteorológicas, as quais são utilizadas na estimativa do consumo de água pelas plantas, a chamada evapotranspiração da cultura (ETc). Para o cálculo da Etc, são necessárias as estimativas da evapotranspiração de referência (ETo) e do coeficiente de cultura (Kc). A ETo pode ser estimada por equações, como a de Penman-Monteith, ou a partir de dados de evaporação do tanque classe A. As estimativas de ETo requerem medição de diversas variáveis (velocidade dos ventos, umidade do ar, temperatura do ar e radiação). 2. ENERGIA TOTAL DA ÁGUA NO SISTEMA 2.1 Definição do potencial hídrico A água no sistema solo-planta atmosfera busca constantemente o equilíbrio termodinâmico obedecendo a tendência universal de se mover de locais onde apresenta maior energia para aqueles onde o nível energético é mais baixo. Essa energia associada é de natureza cinética e potencial, sendo que a contribuição do componente cinético é normalmente insignificante devido à baixa velocidade do movimento da água. Entretanto, a água neste sistema possui energia potencial desde que se desloca em resposta a certas forças inerentes aos componentes do sistema. Isso confere à energia potencial um caráter dinâmico, mudando em um local com o passar do tempo. A água se move de locais de maior energia para locais de menor energia, tornando-se necessário quantificarmos essa diferença de energia entre dois locais distintos no sistema solo-planta-atmosfera. Essa energia associada com a água é, principalmente, de natureza potencial, sendo esse estado de energia descrito pela função termodinâmica Energia Livres de Gibbs (G), que recebe o nome de energia total da água. De acordo com as leis da termodinâmica, a energia livre representa o potencial para realizar trabalho. Essa energia livre depende da concentração de moléculas e da energia livre média por molécula, de modo que um grande volume de água possui mais energia livre do que um pequeno volume de água, sob condições idênticas. Portanto, como trabalhamos no sistema solo-planta-atmosfera, cada componente com volume diferente, torna-se mais 10

12 conveniente medirmos a energia livre de uma substância (no caso, a água) em relação a uma quantidade unitária da substância. A quantidade de energia livre por mol é conhecida como Energia Livre Molal Parcial de Gibbs (G) e pode ser também referida como potencial químico (µ). Esse potencial químico, como a concentração e a temperatura, é independente da quantidade da substância sob consideração. O valor absoluto de potencial químico ou da energia livre associada com a água está entre aquelas quantidades que não são convenientemente mensuráveis. Torna-se mais interessante a medida da diferença de potencial químico ( µ w ) ou de energia livre ( G w ), pois ela nos dará a direção do transporte de água. Para obtermos a diferença usamos como referencial o potencial químico da água pura (µ o w) na condição normal de pressão atmosférica. Assim, temos a equação: G w = µ w = µ w - µ o w em que: µ w = diferença de potencial químico ou diferença em energia livre molal parcial de Gibbs ( G w ), dado em ergs mol -1 ; µ w = potencial químico de água na solução; µ o w = potencial químico da água pura. Como observamos acima, o potencial químico da água é expresso em unidade de energia por uma quantidade unitária da água (ergs mol -1 ). Na década de 1960, Slatyer (na Austrália) e Taylor (nos EUA) propuseram que o potencial químico da água poderia ser usado como base para importantes propriedades da água no sistema solo-planta-atmosfera. Eles propuseram a divisão do termo µ w pelo volume molal parcial da água (V w ), transformando a unidade para pressão, a qual é mais facilmente mensurável: µ w = µ w - µ o w = ergs x mol -1 = ergs = dina x cm = dina x cm -2 V w cm 3 x mol -1 cm 3 cm dina x cm -2 = 1 bar = 0,987 atm (atmosfera) = 0,1 MPa (megapascal) Taylor e Slatyer introduziram o termo potencial hídrico (representado pela letra grega Ψ = psi), definido como: Ψ w = µ w - µ o w V w O potencial hídrico é o potencial químico da água em um sistema, expresso em unidades de pressão e comparado ao potencial químico da água pura em pressão atmosférica e mesma temperatura e altura, com o potencial químico de referência sendo estabelecido como zero. 11

13 Na maioria dos sistemas biológicos, o fluxo de água é governado pelo Ψ w, com a água se movendo de regiões de maior para regiões de menor potencial hídrico. Exceções importantes são: o fluxo da seiva no floema e a perda de água por gutação, os quais são governados pela pressão. 2.2 As Forças que Compõem o Ψ W O Ψ w é uma expressão quantitativa da energia livre associada com a água. Essa energia livre da água pode ser influenciada por quatro principais fatores: concentração de solutos, pressão, forças de superfície e gravidade, as quais definem os componentes do potencial hídrico (Ψ w ): Ψ w = Ψ s + Ψ p + Ψ m + Ψ g Os termos Ψ s, Ψ p, Ψ m e Ψ g denotam os efeitos de solutos, pressão, forças de superfície e gravidade, respectivamente, sobre a energia livre da água. A contribuição de cada uma dessas forças dependerá da parte do sistema analisada. O estado de referência ou potencial hídrico padrão foi estabelecido como zero. Assim, os fatores acima podem aumentar ou diminuir o potencial hídrico, ou seja, a energia livre capaz de realizar trabalho. Em geral, o Ψ w é negativo, indicando que as forças que reduzem a energia livre da água prevalecem sobre as que aumentam. Isso parece ser fundamental para o transporte de água no sistema soloplanta-atmosfera. Solutos O termo Ψ s, conhecido como potencial de soluto ou potencial osmótico, representa os efeitos dos solutos dissolvidos sobre o potencial hídrico. As moléculas dipolares da água são atraídas e retidas pelos solutos (cátions e ânions), induzindo um decréscimo na atividade da água. Assim, o potencial osmótico tem quase sempre valor negativo. Ele é zero quando a água é pura. No protoplasma de células de plantas bem irrigadas, o Ψ s pode ser alto (- 0,5 MPa), embora valores de 0,8 a 1,2 sejam mais típicos. Em plantas crescendo em condições de estresse hídrico, plantas que acumulam compostos orgânicos solúveis (sacarose na cana de açúcar, por exemplo) e em halófitas crescendo em ambientes salinos, o valor de Ψ s é bem menor. Em atriplex, planta adaptada a ambientes salinos, o potencial osmótico pode atingir valores de até 2,5 MPa. Embora o Ψ s dentro da célula seja bem negativo, no apoplasto (paredes celulares e espaços intercelulares) a concentração de solutos é bem menor, assim, o Ψ s é bem maior, sendo comum valores em torno de - 0,1. É importante destacar, que os valores mais negativos do potencial hídrico nas paredes celulares, espaços intercelulares e no xilema devem-se à pressão negativa formada em conseqüência da transpiração e não devido ao acúmulo de solutos. O valor do potencial osmótico dos solos é geralmente muito baixo, visto que a solução do solo é geralmente bem diluída. No entanto, em solos salinos esse valor pode ser da ordem de -0,2 MPa ou menores, o que já representa uma redução considerável no potencial da água no solo. Pressão O termo Ψ p corresponde ao potencial de pressão. Quando a pressão for positiva há aumento do Ψ w, quando negativa (tensão) há diminuição do Ψ w. Quando nos referimos à pressão positiva dentro da célula, Ψ p é usualmente denominado de potencial de 12

14 turgescência. A pressão positiva em solos inundados (com lâmina de água acima do solo) é comumente referida como pressão hidrostática. O Ψ p pode ser positivo, como ocorre nas células túrgidas, sendo que dentro de células de plantas bem irrigadas os valores variam de 0,1 a 1,0 MPa, dependendo do valor do potencial osmótico dentro da célula. O valor de Ψ p pode ser igual a zero, como nas células em estado de plasmólise incipiente (ponto a partir do qual a plasmólise pode iniciar). Um potencial de turgescência positivo é importante por duas principais razões: Para o crescimento celular TC = m (P Y) TC = taxa de crescimento; m = módulo de elasticidade da parede celular; P ou Ψ p representa o potencial de turgescência e Y representa a pressão limite. Para que ocorra crescimento a diferença P Y tem que ser positiva. Para manter a rigidez das células e a forma dos tecidos não lignificados. Por exemplo, as folhas podem murchar se a pressão de turgescência ficar abaixo de zero. Enquanto a solução dentro da célula pode ter um valor positivo de pressão, fora dela pode ter valor negativo. Por exemplo, no xilema de plantas transpirando, desenvolve-se uma pressão negativa que pode atingir valores de 1,0 MPa ou menor. A magnitude dessa pressão negativa nas paredes celulares e no xilema varia consideravelmente, dependendo da taxa de transpiração e da altura da planta. Durante o meio dia, quando a transpiração é máxima, a pressão negativa no xilema alcança o menor valor (mais negativo). Durante a noite, quando a transpiração é baixa e a planta se re-hidrata, o valor tende a ser relativamente maior. Essa pressão negativa no xilema é de fundamental importância para o transporte de água das raízes até a parte aérea. Ela também garante o equilíbrio dinâmico, em termos de Ψ w, entre o interior e o exterior das células das folhas. É importante destacar que os valores de Ψ p, positivo dentro da célula e negativo no apoplasto, são desvios para cima ou para baixo, em relação à pressão atmosférica reinante. A exposição de protoplastos e do xilema ao ar exterior significará que o valor de Ψ p atingirá o equilíbrio com a pressão atmosférica externa (cerca de 1,0 atm ou 0,1 MPa) e seu valor será zero. Mátrico O potencial mátrico (Ψ m ) é o componente do potencial hídrico que define as influências que as forças superficiais e espaços intermicelares exercem sobre o potencial químico da água O potencial mátrico é devido primariamente à pressão negativa local, causada pela capilaridade, e pela interação da água com as superfícies sólidas (partículas do solo, macromoléculas coloidais, etc.). O Ψ m é, em geral negativo, podendo ser zero em sistemas isentos de partículas coloidais. Seu valor é desprezível em células diferenciadas que apresentam grandes vacúolos. O Ψ m é importante na caracterização do processo de embebição de sementes e nas relações hídricas de solos. A tensão negativa formada nas paredes celulares das células das folhas é também referida como potencial mátrico. Gravidade O Ψ g representa o potencial gravitacional e expressa a ação do campo gravitacional sobre a energia livre da água. Ele é definido como o trabalho necessário para manter a água suspensa em determinado ponto em relação à atração da gravidade. O efeito da gravidade sobre o Ψ w depende da densidade da água ( w ), da aceleração da gravidade (g) e da altura (h) em relação a um ponto de referência. Pode ser calculado pela equação: Ψ g = w. g. h 13

15 Normalmente, a superfície do solo é tomada como referência, h = 0 e, portanto, Ψ g = 0. O potencial gravitacional (Ψ g ) é positivo acima e negativo abaixo da superfície do solo (ponto de referência). Baseado na equação acima é possível estimar um Ψ g = 0,01 MPA para cada metro acima do solo. Desta forma, uma distância vertical de 10 m introduz um Ψ g de 0,1 MPa na equação do Ψ w. Portanto, o Ψ g deve ser considerado no transporte a longa distância, pelo menos acima de 10 m (árvores de grande porte). No solo, ele é importante na percolação de água, notadamente quando o conteúdo de água do solo é alto. É importante destacar que o potencial hídrico representa a força total que determina a direção do movimento da água. Isto quer dizer que a direção do movimento de água é determinada somente pela diferença de Ψ w entre dois pontos (células adjacentes, por exemplo), e não pela diferença de um dos seus componentes isolado. 14

16 UNIDADE 3 ATRIBUTOS FÍSICOS E QUANTIFICAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO 1. ATRIBUTOS FÍSICOS DO SOLO FASES DO SOLO O solo é um sistema complexo formado de três fases: sólida, líquida e gasosa. O arranjo das partículas sólidas deixa espaços vazios de diferentes tamanhos, denominados de poros, os quais têm a capacidade de armazenar líquidos e gases. O solo, portanto, pode ser visto como um grande reservatório de água para as culturas, sendo necessária a reposição periódica da água para garantir uma produção vegetal adequada. A parte sólida é formada pela matéria mineral e matéria orgânica, com predominância da parte mineral. A porção mineral consiste de partículas de vários tamanhos, resultante da decomposição das rochas que deram origem ao solo. A fração orgânica tem se origina a partir do acúmulo de resíduo vegetais e animais, ocorrendo no solo em diferentes estágios de decomposição. A matéria orgânica é fundamental para a atividade dos microorganismos, sendo, portanto, importante para a manutenção da vida do solo. A parte líquida do solo é chamada de solução do solo e consiste essencialmente de água e materiais solúveis dissolvidos (minerais e moléculas orgânicas). Ela ocupa parte dos poros do solo, podendo ocupar praticamente todos os espaços vazios em solos saturados. A medida que o solo vai secando, os poros maiores (macroporos) vão se esvaziando e a água passa a ocupar apenas os poros menores (microporos), os quais possuem maior poder de retenção de água. A parte gasosa ocupa os espaços vazios não ocupados pela água, sendo a principal fonte de oxigênio para a respiração das plantas e dos organismos vivos do solo. O ar do solo possui evidentemente os mesmos componentes do ar da atmosfera, porém alguns gases são encontrados em concentrações mais elevadas ou mais baixas no solo, dependendo do nível de atividades dos organismos do solo (raízes de plantas, microorganismos e outros organismos vivos do solo) e da sua compactação. Em geral, o ar do solo apresenta maiores concentrações de CO 2 e menores de oxigênio, quando comparado com o ar atmosférico. Essas diferenças serão menores quanto menos compacto for o solo. Em geral, se considera que o solo ideal deve ter 50% dos seus espaços preenchidos pela parte sólida, 30% pela solução do solo e 20% pelo ar do solo. Essas proporções, entretanto, são bastante vaiáveis, dependendo do tipo de solo e de suas propriedades físicas (principalmente textura, estrutura e densidade). TEXTURA DO SOLO A textura do solo refere-se à distribuição das partículas minerais do solo em termos de tamanho, sendo uma propriedade indicadora da capacidade de armazenamento de água no solo. A textura é estudada pela análise granulométrica, a qual permite encontrar a proporção das seguintes partículas: areia (partículas com diâmetro de 2 a 0,02 mm), silte (partículas com diâmetro variando de 0,02 a 0,002) e argila (partículas com diâmetro menor que 0,002 mm). A textura do solo pode diferir entre as diferentes camadas ou horizontes, porém, para cada horizonte ela normalmente não sofre modificações em uma escala de tempo relativamente longa. As proporções das partículas do solo, fornecidas pela análise granulométrica, permite classificar o solo em termos de textura utilizando-se o triângulo textural (Figura 2.1). Nesse triângulo são encontradas 13 classes texturais possíveis, podendo se encontrar solos com mais de 85% de areia (classe textural areia) e solos com mais de 40% de argila (classes texturais argila e argila pesada). Entre as classes extremas encontramos várias classes intermediárias, 15

17 sendo que os solos de textura franca (textura média) apresentam proporções mais ou menos equilibradas das frações areia, silte e argila. Figura 2.1 Triângulo para classificação das classes texturais (Kiehl, 1979) Em geral, quanto maiores forem as partículas do solo maior é a proporção de macroporos. Isso indica que os solos com textura arenosa têm menor capacidade de retenção e armazenamento de água e de nutrientes do que os solos de textura argilosa. ESTRUTURA DO SOLO A estrutura do solo refere-se ao arranjo das partículas e à adesão de partículas menores na formação de partículas maiores denominadas agregados. Essa estruturação é mais comum em solos que contêm partículas menores como a argila, sendo os solos arenosos considerados como solos de estrutura de grãos simples. Trata-se de um conceito bastante qualitativo, podendo se considerar um solo bem estruturado ou mal estruturado. Em geral, solos bem estruturados apresentam muitos agregados, de forma angular, que se esboroa com relativa 16

18 facilidade quando úmida. Esta boa estrutura melhora a permeabilidade do solo à água e garante melhores condições de aeração e penetração de raízes. Solos mal estruturados apresentam problemas para serem trabalhados e dificultam a penetração de raízes e de água. Nas áreas cultivadas, a estrutura do solo é bastante afetada pelo manejo do solo, principalmente a camada superficial. Essa estrutura, portanto, pode ser modificada para melhor ou para pior, dependendo das práticas agrícolas utilizadas. Práticas agrícolas como rotação de cultura, incorporação de resíduos orgânicos, preparo de solo quando a umidade é adequada (aração e gradagem em solos muitos secos ou muito úmidos), dentre outras, prejudicam a estrutura do solo. A destruição da estrutura pode também ocorrer em solos agrícolas irrigados com água ricas em sódio. Esse elemento tende a dispersar a argila, destruindo os agregados e impermeabilizando o solo. DENSIDADE DO SOLO E POROSIDADE A densidade global de um solo (ds) é definida pela relação entre a massa de uma amostra de solo seca a 110 ºC e o volume ocupado pelas partículas e poros do solo. Ela deve ser preferencialmente medida a partir de amostras retiradas sem destruir sua estrutura, mas nas análises de rotina ela é medida com terra fina seca ao ar (solo desestruturado). A densidade é considerada um bom indicador do grau de compactação do solo. A densidade do solo varia de 1,1 a 1,6 g cm -3, dependendo da textura, da estrutura e dos teores de matéria orgânica do solo. Solos com elevados teores de matéria orgânica têm menores valores de densidade e solos argilosos apresentam menores valores de densidade do que os solos arenosos. Solos com densidade acima de 1,7 g cm -3 já dificultam a penetração de raízes. A densidade do solo difere da densidade das partículas do solo. A densidade das partículas refere-se à relação entre a massa de uma amostra de solo seca e o volume das partículas, sem considerar os poros do solo. Em geral, se considera o valor de 2,65 g cm -3 para fins de cálculo, admitindo que os minerais predominantes são o quartzo, os feldspatos e os silicatos alumínio. Esse valor, no entanto, pode apresentar variações em virtude de predominância de determinados minerais no solo (por exemplo, 10% de hamatita pode elevar a densidade das partículas para 2,77) e dependendo do teor de matéria orgânica no solo. A porosidade total de um solo é definida pela relação entre o volume ocupado pelos poros e o volume total do solo. Como é difícil medir o volume de poros, na prática utiliza-se a seguinte relação: α = [1- ds/2,65] x 100 De acordo com a expressão acima, quanto maior for a densidade do solo, menor será a porosidade total do solo. Essa porosidade total é dividida em macroporosidade e micriporosidade. A macroporidade é considerada como porosidade de aeração, ou seja, ela corresponde aos poros vazios após o solo ter sido saturado e o excesso de água ter percolado pela ação da força gravitacional (esse solo, como veremos adiante, se encontra na capacidade de campo). A quantidade de microporos será maior, quanto menores forem as partículas do solo (em solos bem estruturados), sendo um bom indicador da capacidade de retenção de água pelo solo. 17

19 2. QUANTIFCAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO 2.1 Teor de Umidade do Solo Método direto (gravimétrico) A determinação da umidade do solo é de grande importância no monitoramento hídrico de áreas agrícolas, bem como em estudos que enfoquem a relação solo-água-planta. Existem vários métodos diretos e indiretos para essa determinação, os quais apresentam diferentes vantagens e limitações. Dentre os métodos diretos pode-se ressaltar o método gravimétrico, por ser bastante usual enormemente utilizado como padrão para calibrações de métodos indiretos na medição da umidade de um determinado solo. A umidade à base de peso u é a mais facilmente medida, pois ela necessita apenas do uso de uma balança de precisão e pode se utilizar amostras de solo desestruturadas. O instrumento mais utilizado nas coletas de material é o trado, o qual permite retirar amostras em diferentes profundidades. Uma vez coletada a amostra deve-se ter o cuidado de não permitir perdas de água por evaporação. É comum o uso de latinhas de alumínio, as quais devem ter tampas justas e seladas com fita adesiva. Sacos plásticos também podem ser utilizados. No laboratório toma-se a massa úmida (m u ) e, em seguida, coloca-se o material para secar em estufa a 105 o C, até peso constante. O material então é novamente pesado, obtendo-se a massa seca (m s ). A percentagem de umidade na base de peso é dada pela expressão: u = 100 x (m u m s )/m s Embora a medição da umidade na base de peso seja mais facilitada, a umidade na base de volume é bem mais utilizada nos cálculos que envolvem água no solo. Porém, quando se pretende expressar o valor da umidade na base de volume (θ), deve se coletar as amostras em anéis volumétricos de volumes conhecidos (V). Em seguida, são obtidas as massas úmidas e secas e calcula-se a percentagem de umidade na base de volume pela expressão: θ = 100 x (m u m s )/V Alternativamente, pode se calcular a umidade na base de volume multiplicando-se a umidade na base e peso (u) pela densidade do solo (ds): θ = u x ds Os valores de umidade do solo são extremamente variáveis, em relação ao tempo. Os valores extremos são a umidade do solo seco a 105 o C e o solo saturado, no qual todos os poros são ocupados com água. A umidade do solo seco a 105 o C é considerada como zero, apesar dessas amostras ainda conterem a água de cristalização. Com os dados de umidade do solo na base de volume pode-se estimar a quantidade de água armazenada em determinado volume de solo. Por exemplo: qual seria a quantidade de água armazenada em um hectare, considerando a profundidade de 20 cm (L) e a umidade média (θ) de 0,326 cm 3 de água/cm 3 de solo? Nesse caso temos: A L = θ x L = 0,326 cm 3 /cm 3 x 20 cm = 6,52 cm ou 65,2 mm 18

20 Como uma lâmina de 1 mm corresponde a 1 litro/m 2, temos 65,2 litros/m 2 ou litros por hectare: Métodos indiretos (Sonda de Nêutrons, TDR, etc.) Muitos tipos de sensores são fabricados e utilizados para medição da umidade do solo, os quais necessitam de testes para calibração. Para se obter bons resultados com os métodos indiretos de quantificação da água no solo, tornam-se necessários, além da calibração, que os sensores sejam convenientemente instalados no solo. Alguns cuidados especiais no manejo de tais sensores são listados abaixo: - O local de instalação dos sensores deve ser representativo do desenvolvimento da lavoura e do tipo de solo da área cultivada. - Instalar cuidadosamente os sensores para permitir um perfeito contato do instrumento com o solo, garantindo bom funcionamento especialmente em solos arenosos. - Instalar os sensores em várias profundidades para avaliação do perfil de umidade do solo. O momento da irrigação deve ser avaliado pelos sensores instalados no terço superior e/ou na metade da profundidade efetiva das raízes (80% das raízes finas). O acompanhamento de aplicações excessivas ou deficientes de água deve ser feito por sensores próximos ao limite da profundidade explorada pelas raízes. - Instalar sempre mais de uma estação de controle em cada área representativa da cultura. Dois ou três sensores são instalados a 1/3 ou na metade da profundidade efetiva das raízes e outro no limite inferior. Dentre os métodos indiretos, a utilização da sonda de nêutrons se destaca por permitir a aferição da umidade do solo com o mínimo de alteração no perfil, e a qualquer momento, de forma extremamente rápida e prática. Nesse método, o aparelho (moderador ou sonda de nêutrons) é constituído de uma fonte radioativa que emite feixes de nêutrons rápidos e de um contador de neutros lentos. Os primeiros se chocam com núcleos de outros átomos até atingir a energia de neutros lentos, ou moderados. A moderação é eficiente quando existem átomos na matéria de massa equivalente às massas dos nêutrons emitidos. Estudos mostram que o átomo mais eficiente nesse processo é o H, o que explica a moderação de neutros pela água do solo. Para a realização da leitura, são inseridos no solo, em locais típicos do terreno e nas profundidades desejadas, tubos de acesso, onde se introduz a fonte de neutros rápidos e o detector de neutros lentos, conectados ao registrado. Quanto maior o teor de umidade do solo, maior o freio que os átomos de H das moléculas de água exercem sobre os neutros rápidos emitidos, e maior a contagem de neutros lentos registrada. Uma das limitações da utilização do uso da sonda de nêutrons para estes fins diz respeito à exposição radioativa do operador, ao custo da aparelhagem e à necessidade de se obter curvas de calibração para cada tipo de solo dentro das profundidades desejadas. Estas curvas de calibração relacionam a contagem relativa da sonda com a umidade volumétrica do solo, o que, por exemplo, permite ao usuário a determinação da necessidade ou não de irrigar uma determinada área de forma rápida e precisa. Na determinação dessas curvas o tipo de tubo de acesso usado para introdução da sonda é um dos fatores que podem alterar a qualidade dos resultados obtidos, pois o tipo de material constituinte do tubo pode influenciar a contagem de nêutrons da sonda, como é o caso de materiais com alto teor de hidrogênio (PVC). O material recomendado para a confecção dos tubos de acesso é o alumínio por ser totalmente transparente aos nêutrons, no entanto, tem sido relatado que este material sofre problemas de corrosão em solos ácidos, predominante em regiões tropicais. Além da dificuldade na 19

21 aquisição de tubos de acesso em alumínio em áreas rurais, questões de ordem econômica podem inviabilizar o monitoramento de áreas muito amplas. As sondas de TDR (Time Domain Reflectometry) vem sendo largamente utilizadas para determinação da umidade do solo, devido a facilidade de operação e instalação das sondas no solo. A técnica baseia-se na medida do tempo de viagem de um sinal eletromagnético através de um meio. O TDR mede a constante dielétrica do solo (å), na faixa de freqüência de 10 MHz a 1 GHz. Esta variável no solo é principalmente dependente da umidade do solo(è), o que proporciona que sejam correlacionadas. 2.2 Medição do Potencial Hídrico do Solo A direção do movimento de água no sistema SPA é definida, primordialmente, pelo gradiente de potencial hídrico. No solo, como nos outros componentes do sistema, o Ψ w pode ser expresso em quatro componentes: Ψ w = Ψ s + Ψ p + Ψ m + Ψ g Para fins de simplificação, vamos considerar que o solo tem baixa condutividade elétrica (não salino) e o conteúdo de água será mantido abaixo da saturação. Nestas condições, nós podemos desprezar o Ψ p (não existe uma lâmina de água capaz de criar uma pressão hidrostática positiva), o Ψ s (a concentração sais na solução do solo é baixa) e o Ψ g (consideraremos um fluxo horizontal, não havendo diferença de altura). Neste caso, teremos: Ψ w = Ψ m (com sinal negativo) Como já destacamos, o potencial mátrico é conseqüência dos efeitos de capilaridade e da interação da água com as superfícies sólidas do solo (principalmente a argila). Veja a explicação que se segue: A água, como sabemos, possui uma alta tensão superficial que tende a minimizar as interfaces ar água. Quando o solo torna-se seco, a água é primeiramente removida dos espaços mais largos entre partículas e, em seguida, recede dentro dos interstícios entre partículas do solo e a superfície ar água fica na forma de menisco. A pressão negativa se desenvolve e pode ser expressa como: Ψ m = - 2T/r, em que T é a tensão superficial da água (7,28 x 10-8 MPa) e r é o raio de curvatura do menisco. Em solos secos, o valor de Ψ m na água do solo torna-se completamente negativo por que o raio de curvatura na superfície ar água torna-se muito pequeno. Na prática, o Ψ w dos solos normais é geralmente medido como sendo aproximadamente igual ao Ψ m. Em geral, para a determinação do potencial hídrico no solo, mede-se o potencial mátrico do solo e considera-o igual ao Ψ w, desprezando-se a contribuição do componente osmótico (em geral, a solução do solo é muito diluída). A determinação do Ψ m pode ser feita em laboratório (utilizando-se o Extrator de Richards) ou no campo (utilizando-se Tensiômetros, que permitem obter boas leituras até tensões de cerca de -0,08 MPa). 20

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