análise do desempenho de equações de infiltração e de métodos ...

OLIVEIRA, MURIEL BATISTA DEAnálise do desempenho de equações deinfiltração e de métodos de determinação dacapacidade de campo para solos em uma baciahidrográfica de São José de Ubá-RJ. [Rio deJaneiro] 2005XXII, 198 p. 29,7 cm (COPPE/UFRJ,M.Sc., Engenharia Civil, 2005)Tese - Universidade Federal do Rio deJaneiro, COPPE1. Equações de infiltração2. Infiltrômetro duplo anel3. Umidade do solo4. Capacidade de campoI. COPPE/UFRJ II. Título ( série )ii

Aos meus pais Nery Simões de Oliveira e Elisabete Batista de Oliveira, por terem dedado o apoio e as condições necessárias para ser hoje quem sou e superar os desafiosque me foram propostos durante a elaboração desse trabalho.iii

AGRADECIMENTOSA Deus, por ter me dado energia e coragem para a realização deste trabalho.A COPPE/UFRJ, pela oportunidade concedida para a realização do curso.À Empresa Brasileira de Pesquisa Agropecuária – EMBRAPA Solos, napessoa de José Ronaldo de Macedo pelo apoio técnico e financeiro para a realização dostrabalhos de campo.Aos Professores Otto Corrêa Rotunno Filho e Theophilo Benedicto OttoniFilho, pela orientação, apoio dedicado, ensinamentos transmitidos e especialmente porterem me confiado a tarefa de execução deste trabalho.Ao Conselho Nacional de Desenvolvimento Científico e Tecnológico (CNPq),pela concessão de minha bolsa de estudo.Aos pesquisadores e técnicos da EMBRAPA Solos, nas pessoas de SilvioBhering; Adoildo S. Melo, pelo empréstimo dos infiltrômetros, Rachel B. Prado,Fabiano Araújo e ao bolsista Márcio Rangel pelo apoio nos trabalhos de campo.Aos laboratoristas da EMBRAPA Solos, em especial a Júlio Kornetz, peloeficiente trabalho na análise das amostras de solos.A Nelson Fernandes e Andréia da UFRJ, pelo auxílio e ensinamentos naconstrução dos tensiômetros.Em especial a Alex Guimarães Marinho, pela dedicação na realização dostrabalhos de campo e pelo apoio constante na fase final deste trabalho.A amiga Marta Vasconcellos Ottoni, pelos ensinamentos transmitidos, apoio eamizade durante todo o curso, e principalmente, pelo companheirismo na realização dostrabalhos de campo.iv

Aos amigos de São José de Ubá, em especial a Penha Faria, Sônia Marinho eAna Maria Marinho e Dalto Marinho, que contribuíram muito para a realização dostrabalhos de campo.A Prefeitura Municipal de São José de Ubá, na pessoa de José Hylen Ney, edos colegas do setor de Planejamento e Engenharia, pela compreensão, onde muitasvezes tive que deixar meu trabalho na Prefeitura para me dedicar a conclusão destapesquisa.Aos colegas, funcionários e professores da área de Recursos Hídricos daCOPPE/UFRJ e do DRHIMA/UFRJ, em especial aos amigos Carlos Jaime Bemfeito,Ana Sílvia Pereira, Betina Maciel e Iene Christie Figueiredo.Em especial, a Alexsandro Ferreira, pela oportunidade de poder realizar estetrabalho no estado Rio de Janeiro.A sempre amiga Mônica Santos Carrion, pela amizade sincera de sempre epelo companheirismo, mesmo com toda distância, nos momentos mais difíceis destacaminhada, bem como a Bárbara Nunes.Aos amigos Armando Roeda e Lúcia Roeda, pelo apoio dispensado.Aos meus pais, Nery Simões de Oliveira e Elisabete Batista de Oliveira, minhairmã, Valessa Batista de Oliveira, e minha vó Elda Batista que mesmo à distância,sempre deram apoio e estiveram presentes na realização deste trabalho.trabalho.A todos que, direta ou indiretamente, contribuíram para a realização do presentev

Resumo da Tese apresentada à COPPE/UFRJ como parte dos requisitos necessáriospara a obtenção do grau de Mestre em Ciências (M.Sc.).ANÁLISE DO DESEMPENHO DE EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO E DEMÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO PARA SOLOSEM UMA BACIA HIDROGRÁFICA DE SÃO JOSÉ DE UBÁ-RJMuriel Batista de OliveiraAgosto/2005Orientadores: Otto Corrêa Rotunno FilhoPrograma: Engenharia CivilTheophilo Benedicto Ottoni FilhoO conhecimento das curvas de infiltração é de grande importância na hidrologia,no manejo de solo e água em bacias hidrográficas e na engenharia de irrigação. No quese refere à capacidade de campo (CC), tanto seu conceito como determinação têm sidoamplamente investigados, de maneira a se obter um valor que represente, com um certonível de confiança, o limite máximo de água disponível no solo para uso vegetal. Nestetrabalho, foram realizados 51 testes de infiltração, com o emprego de infiltrômetros deduplo anel, e 26 testes de CC in situ, utilizando-se tabuleiros de 1 m², em treze solosrepresentativos de uma bacia hidrográfica, em São José de Ubá (RJ). A partir dos testesde infiltração, avaliou-se a adequação de 7 equações de infiltração (Philip, Kostiakov,Kostiakov-Lewis, Horton, Soil Conservation Service (SCS), Polinomial e Green-Ampt).Os testes de CC, por sua vez, permitiram a comparação do método in situ com o métodoque utiliza as umidades nas tensões de 0,006 MPa (microporosidade) e 0,033 MPa.Adicionalmente, comparou-se a umidade medida nos tabuleiros com a umidade sob osanéis, após 48 horas do término dos testes (CC no infiltrômetro), bem como com a CCcalculada por uma pedofunção linear a partir da microporosidade. Os resultadosindicaram que as equações que apresentaram um bom desempenho foram a Polinomial,SCS, Kostiakov, Kostiakov-Lewis e Green-Ampt, sem diferenças significativas entre asqualidades médias de seus ajustes. Em relação aos 4 métodos de determinação da CC,os que melhor representaram a forma in situ foram, na ordem, o da pedofunção, daumidade na tensão de 0,033 MPa e da umidade nos infiltrômetros (subtraída de um fatorconstante de 3% de umidade volumétrica).vi

Abstract of Thesis presented to COPPE/UFRJ as a partial fulfillment of therequirements for the degree of Master of Science (M. Sc.).PERFORMANCE ANALYSIS OF INFILTRATION EQUATIONS AND OFMETHODS OF DETERMINATION OF FIELD CAPACITY FOR SOILS AT AWATERSHED IN THE SÃO JOSÉ DE UBÁ COUNTY (STATE OF RIO DEJANEIRO, BRAZIL)Muriel Batista de OliveiraAugust/2005Advisors: Otto Corrêa Rotunno FilhoTheophilo Benedicto Ottoni FilhoDepartment: Civil EngineeringThe knowledge of infiltration curves is of great importance in hydrology, forsoil and water management at the watershed scale and in the irrigation engineering. Inaddition, with respect to field capacity, both its concept and determination have beenextensively addressed in the literature, in such a way to define the value whichcorresponds to the maximum threshold of soil water content for vegetation use at aaccepted confidence level. In this work, 51 infiltration tests were accomplished, bymeans of the use of double ring infiltrometers, and 26 tests of field capacity weredeveloped in situ, using boards of 1 m², at thirteen representative soils of a watershed, inSão José of Ubá county (RJ). The performance of 7 infiltration equations was evaluated(Philip, Kostiakov, Kostiakov-Lewis, Horton, Soil Conservation Service (SCS),Polinomial and Green-Ampt). On the other hand, the field capacity experiment allowedto compare the in situ method with the method which uses the soil moisture at thetensions of 0,006 MPa (microporosity) and 0,033 MPa. Moreover, the soil moisturemeasurements obtained in the boards were compared with the soil moisture informationdefined by the rings, after 48 hours of the end of the tests (field capacity in theinfiltrometer). In addition, the field capacity was defined by a linear pedofunction basedon microporosity. The results indicated that the equations that presented a goodperformance were the Polinomial, SCS, Kostiakov, Kostiakov-Lewis and Green-Ampt,without significant differences among the average qualities of their adjustments. Whencomparing the four field capacity methods with the in situ method, the best results in adecreasing order, were those corresponding to the pedofunction, to the soil moisture atthe tension of 0,033 MPa, and to the soil moisture measured in the infiltrometer reducedby a constant factor of 3% of volumetric water content.vii

SUMÁRIO1 - INTRODUÇÃO ........................................................................................................................................12 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICA .........................................................................................................72.1 - DISTRIBUIÇÃO DA ÁGUA NO TERRENO ...............................................................................................72.2 - O SOLO ..............................................................................................................................................112.2.1 - Textura do Solo.........................................................................................................................122.2.2 - Estrutura do Solo......................................................................................................................132.3 - ÍNDICES CARACTERÍSTICOS DE UM SOLO..........................................................................................142.3.1 - Densidade de Sólidos (ρ s ) ........................................................................................................162.3.2 - Densidade Global ou Densidade do Solo (ρ b ).........................................................................162.3.3 - Índice de Vazios (ε) e Porosidade (η)......................................................................................172.3.4 - Índices Relativos ao Conteúdo de Água do Solo .....................................................................192.4 - O ESTADO ENERGÉTICO DA ÁGUA NO SOLO.....................................................................................222.4.1 - Potencial Gravitacional ...........................................................................................................242.4.2 - Potencial de Pressão ................................................................................................................252.4.3 - Potencial Matricial...................................................................................................................262.4.4 - Outros Potenciais .....................................................................................................................302.5 - ESCOAMENTO DA ÁGUA ATRAVÉS DO SOLO.....................................................................................312.5.1 - A lei de Darcy ...........................................................................................................................312.5.2 - Condutividade Hidráulica e Permeabilidade..........................................................................33viii

2.5.3 - Equação Geral do Fluxo para Meios Saturados.....................................................................342.5.4 - Escoamento em Meio Não Saturado........................................................................................362.5.5- Relações entre Condutividade, Tensão e Umidade ..................................................................393 – REVISÃO BIBLIOGRÁFICA.............................................................................................................423.1 - INFILTRAÇÃO – PENETRAÇÃO DA ÁGUA NO SOLO COM INUNDAÇÃO...............................................423.1.1 - Considerações Gerais ..............................................................................................................423.1.2 - Comportamento da Infiltração.................................................................................................433.1.3 - Infiltração Básica .....................................................................................................................463.1.4 - Relações entre Infiltração de Chuva, Precipitação e Escoamento Superficial ......................473.1.5 - Medições de Infiltração............................................................................................................513.1.6 - Principais Causas da Variação da Infiltração........................................................................573.1.7 - Equações de Infiltração............................................................................................................633.2 - ÁGUA DISPONÍVEL E CAPACIDADE DE CAMPO .................................................................................733.2.1 - Considerações Gerais ..............................................................................................................733.2.2 - Capacidade de Campo .............................................................................................................743.3 - VARIABILIDADE ESPACIAL................................................................................................................834 - MATERIAL E MÉTODOS...................................................................................................................884.1 - DESCRIÇÃO DA ÁREA E DOS LOCAIS PARA OS TESTES DE CAMPO....................................................884.2 - TESTES DE INFILTRAÇÃO ...................................................................................................................934.2.1 -Plano Experimental ...................................................................................................................944.2.2 -Execução dos Testes..................................................................................................................94ix

4.3 - TESTES DE CAPACIDADE DE CAMPO IN SITU......................................................................................974.4 - MANUSEIO DAS AMOSTRAS.............................................................................................................1074.4.1 - Amostras Deformadas ............................................................................................................1074.4.2 - Amostras Indeformadas..........................................................................................................1074.5 - MÉTODOS DE ANÁLISE DE SOLO .....................................................................................................1084.6 - ANÁLISES ESTATÍSTICAS.................................................................................................................1094.6.1 - Equações de Infiltração..........................................................................................................1094.6.2 - Métodos de Determinação da Capacidade de Campo ..........................................................1105 - RESULTADOS E DISCUSSÃO.........................................................................................................1135.1 – DESEMPENHO DAS EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO............................................................................1135.1.1 - Desempenho Operacional do Método do Infiltrômetro de Duplo Anel................................1135.1.2 - Comportamento Geral das Curvas de Infiltração .................................................................1135.1.3 - Equações de Infiltração..........................................................................................................1185.2 - COMPARAÇÃO DOS MÉTODOS DE DETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO ..........................1405.2.1 - Análise dos Métodos de Determinação da Capacidade de Campo ......................................1405.2.2 - Avaliação dos Métodos para Outros Solos............................................................................1596 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES.........................................................................................1636.1 - CONCLUSÕES ...................................................................................................................................1636.2 - RECOMENDAÇÕES............................................................................................................................1647 - REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS...............................................................................................166APÊNDICES ..............................................................................................................................................184x

APÊNDICE A - DESCRIÇÃO DOS SOLOS REPRESENTATIVOS DAS BACIAS DE SANTA MARIA E CAMBIOCÓ.................................................................................................................................................................184APÊNDICE B - DESCRIÇÃO PEDOLÓGICA DAS ORDENS DE SOLO QUE APARECEM NAS BACIAS DE SANTAMARIA E CAMBIOCÓ................................................................................................................................185APÊNDICE C - DESCRIÇÃO DOS HORIZONTES DOS 13 SOLOS ESTUDADOS, COM A PROFUNDIDADE DERETIRADA DAS AMOSTRAS NOS TESTES DE INFILTRAÇÃO E CAPACIDADE DE CAMPO IN SITU..................186APÊNDICE D - MAPA DE SOLOS DA REGIÃO ESTUDADA ..........................................................................187APÊNDICE E - DADOS DOS 51 TESTES DE INFILTRAÇÃO ..........................................................................188APÊNDICE F - VALORES DOS PARÂMETROS DAS SETE EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ...............................195APÊNDICE G - DADOS DE UMIDADE VOLUMÉTRICA (CM³/CM³) UTILIZADOS NO ESTUDO 1 DOS MÉTODOSDE COMPARAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO ........................................................................................196APÊNDICE H - DADOS DE UMIDADE VOLUMÉTRICA (CM³/CM³) UTILIZADOS NO ESTUDO 2 DOS MÉTODOSDE COMPARAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO ........................................................................................197APÊNDICE I - LÂMINAS DE INFILTRAÇÃO (CM) NOS INFILTRÔMETROS CONSIDERANDO AS ADIÇÕES DEÁGUA........................................................................................................................................................198xi

LISTA DE FIGURASFIGURA 2.1 – OCORRÊNCIA DE ÁGUA SUB-SUPERFICIAL..................................................................................8FIGURA 2.2 – AQÜÍFERO FREÁTICO ................................................................................................................10FIGURA 2.3 – AQÜÍFERO ARTESIANO..............................................................................................................11FIGURA 2.4 – MATRIZ POROSA DO SOLO ........................................................................................................12FIGURA 2.5 – CLASSIFICAÇÃO TEXTURAL DO SOLO EM FRAÇÕES DE ACORDO COM O TAMANHO DASPARTÍCULAS. .........................................................................................................................................13FIGURA 2.6 – O SOLO COMO UM SISTEMA TRIFÁSICO.....................................................................................15FIGURA 2.7 – FENÔMENOS DE CAPILARIDADE E DE ADSORÇÃO.....................................................................26FIGURA 2.8 – CURVAS DE RETENÇÃO DE ÁGUA NO SOLO...............................................................................28FIGURA 2.9 – HISTERESE ................................................................................................................................29FIGURA 2.10 – RELAÇÃO ENTRE TEOR DE UMIDADE, POTENCIAL MATRICIAL E CONDUTIVIDADE HIDRÁULICARELATIVA..............................................................................................................................................39FIGURA 3.1 – PERFIL DE UMEDECIMENTO DO SOLO DURANTE A INFILTRAÇÃO .............................................44FIGURA 3.2 – TAXA DE INFILTRAÇÃO E INFILTRAÇÃO ACUMULADA EM FUNÇÃO DO TEMPO PARA UM MESMOSOLO, SOB DUAS CONDIÇÕES INICIAIS DE UMIDADE: SECO E ÚMIDO ....................................................45FIGURA 3.3 – ESQUEMA DE DECOMPOSIÇÃO DE UMA CHUVA ENTRE OS COMPONENTES DO CICLOHIDROLÓGICO........................................................................................................................................48FIGURA 3.4 – INFILTRAÇÃO PARA UMA CHUVA DE INTENSIDADE CONSTANTE..............................................50FIGURA 3.5 – DISTRIBUIÇÃO DA UMIDADE AO LONGO DO PERFIL DO SOLO DURANTE A INFILTRAÇÃO.........69FIGURA 4.1 – LOCALIZAÇÃO GERAL DA ÁREA DE ESTUDO.............................................................................89FIGURA 4.2 – BACIA HIDROGRÁFICA DO RIO SÃO DOMINGOS, SÃO JOSÉ DE UBÁ - RJ .................................90xii

FIGURA 4.3 – BACIA HIDROGRÁFICA DE SANTA MARIA E CAMBIOCÓ, SÃO JOSÉ DE UBÁ - RJ ....................90FIGURA 4.4 – LOCALIZAÇÃO DOS PERFIS DE SOLOS, NA BACIA DE SANTA MARIA (AZUL) E CAMBIOCÓ(VERMELHO), SÃO JOSÉ DE UBÁ - RJ ...................................................................................................91FIGURA 4.5 – CONFIGURAÇÃO ESQUEMÁTICA DOS TESTES REALIZADOS ......................................................92FIGURA 4.6 – TESTES REALIZADOS EM CAMPO ..............................................................................................92FIGURA 4.7 – ASPECTO DO INFILTRÔMETRO DUPLO ANEL .............................................................................95FIGURA 4.8 – RETIRADA DE AMOSTRAS INDEFORMADAS COM O USO DO ANEL DE KOPECKY.......................97FIGURA 4.9 – ASPECTO DO TABULEIRO ..........................................................................................................98FIGURA 4.10 – VISTA GERAL DE UMA SUBÁREA (P27, SITE 2), DEPOIS DE ENCERRADO OS TESTES DEINFILTRAÇÃO E DE CAPACIDADE DE CAMPO .........................................................................................99FIGURA 4.11 – SOLO P04. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................100FIGURA 4.12 – SOLO P05. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................100FIGURA 4.13 – SOLO P06. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DE UM TESTE EXTRA (OTTONI, ET AL.,2004)...................................................................................................................................................101FIGURA 4.14 – SOLO P15. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................101FIGURA 4.15 – SOLO P20. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................102FIGURA 4.16 – SOLO P21. (A)VISTA GERAL DA ÁREA, (B) PERFIL ABERTO (LEVANTAMENTO DOSHORIZONTES) ......................................................................................................................................102FIGURA 4.17 – SOLO P22. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES (C) PERFIL ABERTO(LEVANTAMENTO DOS HORIZONTES)..................................................................................................103FIGURA 4.18 – SOLO P24. (A) VISTA GERAL DA ÁREA, (B) EXECUÇÃO DOS TESTES, (C) RETIRADA DEAMOSTRAS ..........................................................................................................................................104FIGURA 4.19 – SOLO P27. (A) VISTA GERAL DA ÁREA E EXECUÇÃO DOS TESTES (B) ÁREA COBERTA APÓS OTÉRMINO DOS TESTES..........................................................................................................................105xiii

FIGURA 4.20 – SOLO P32. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................105FIGURA 4.21 – SOLO P34. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES.....................................106FIGURA 4.22 – SOLO P36. VISTA GERAL DA ÁREA.......................................................................................106FIGURA 4.23 – SOLO PE. (A) VISTA GERAL DA ÁREA (B) EXECUÇÃO DOS TESTES ......................................107FIGURA 5.1 – VELOCIDADE DE INFILTRAÇÃO BÁSICA (VIB) DOS SOLOS ESTUDADOS (CM/H).....................115FIGURA 5.2 – CURVAS MÉDIAS DE INFILTRAÇÃO INTERPOLADAS PELA EQUAÇÃO DE KOSTIAKOV-LEWIS,PARA OS SOLOS COM MÁXIMO E MÍNIMO VIB, BEM COMO CURVA DE INFILTRAÇÃO MÉDIA GLOBAL,CONSIDERANDO TODOS OS SOLOS REPRESENTATIVOS TESTADOS NA BACIA HIDROGRÁFICA DE SANTAMARIA E CAMBIOCÓ...........................................................................................................................116FIGURA 5.3 – (A) DADOS E CURVAS DE INFILTRAÇÃO (EQUAÇÕES DE KOSTIAKOV-LEWIS) ACUMULADAPARA O SOLO COM MÁXIMO COEFICIENTE DE VARIAÇÃO DA VIB - P20 E, (B) IDEM PARA O SOLO COMMÍNIMO COEFICIENTE DE VARIAÇÃO DA VIB - P36............................................................................117FIGURA 5.4 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 04, INFILTRÔMETRO 3. .........................................................................127FIGURA 5.5 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 05, INFILTRÔMETRO 4. .........................................................................128FIGURA 5.6 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 06, INFILTRÔMETRO 3. .........................................................................129FIGURA 5.7 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 15, INFILTRÔMETRO 1. .........................................................................130FIGURA 5.8 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 20, INFILTRÔMETRO 2. .........................................................................131FIGURA 5.9 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 21, INFILTRÔMETRO 4. .........................................................................132FIGURA 5.10 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 22, INFILTRÔMETRO 3. .........................................................................133xiv

FIGURA 5.11 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 24, INFILTRÔMETRO 4. .........................................................................134FIGURA 5.12 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 27, INFILTRÔMETRO 2. .........................................................................135FIGURA 5.13 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 32, INFILTRÔMETRO 1. .........................................................................136FIGURA 5.14 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 34, INFILTRÔMETRO 1. .........................................................................137FIGURA 5.15 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL 36, INFILTRÔMETRO 2. .........................................................................138FIGURA 5.16 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA AJUSTANDO OS DADOS DE UM TESTE DEINFILTRAÇÃO PARA O PERFIL E, INFILTRÔMETRO 3. ...........................................................................139FIGURA 5.17 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO ..............................................143FIGURA 5.18 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 1%......................................143FIGURA 5.19 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 2%......................................144FIGURA 5.20 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 3% .....................................144FIGURA 5.21 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 4%......................................145FIGURA 5.22 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 5% .....................................145FIGURA 5.23 – CC IN SITU X UMIDADE À 0,006 MPA ...................................................................................146FIGURA 5.24 – CC IN SITU X UMIDADE À 0,033 MPA ...................................................................................146FIGURA 5.25 (A) – PEDOFUNÇÃO LINEAR DA CAPACIDADE DE CAMPO À PARTIR DA UMIDADE À TENSÃO DE0,006 MPA..........................................................................................................................................147FIGURA 5.25 (B) – CC IN SITU X PEDOFUNÇÃO À PARTIR DA MICROPOROSIDADE........................................147FIGURA 5.26 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO ..............................................150xv

FIGURA 5.27 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 1%......................................150FIGURA 5.28 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 2%......................................151FIGURA 5.29 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 3%......................................151FIGURA 5.30 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 4%......................................152FIGURA 5.31 – CC IN SITU (TABULEIRO) X CC MEDIDA NO INFILTRÔMETRO – 5%......................................152FIGURA 5.32 – CC IN SITU X UMIDADE À 0,006 MPA ...................................................................................153FIGURA 5.33 – CC IN SITU X UMIDADE À 0,033 MPA ...................................................................................153FIGURA 5.34 (A) – PEDOFUNÇÃO LINEAR DA CAPACIDADE DE CAMPO À PARTIR DA UMIDADE À TENSÃO DE0,006 MPA..........................................................................................................................................154FIGURA 5.34 (B) – CC IN SITU X PEDOFUNÇÃO À PARTIR DA MICROPOROSIDADE........................................154FIGURA 5.35 – CC IN SITU X PEDOFUNÇÃO OU X UMIDADE À 0,033 MPA OU X CC NO INFILTRÔMETRO – 3%DE UMIDADE, NOS 13 SOLOS ESTUDADOS ...........................................................................................159FIGURA 5.36 – CC IN SITU (SEROPÉDICA) X PEDOFUNÇÃO (SÃO JOSÉ DE UBÁ) ..........................................161FIGURA 5.37 – CC IN SITU (SEROPÉDICA) X UMIDADE À 0,033 MPA ...........................................................161FIGURA 5.38 – CC IN SITU (FORMAÇÃO BARREIRAS) X PEDOFUNÇÃO (SÃO JOSÉ DE UBÁ) ........................162FIGURA 5.39 – CC IN SITU (FORMAÇÃO BARREIRAS) X UMIDADE À 0,033 MPA .........................................162xvi

LISTA DE TABELASTABELA 3.1 - CLASSIFICAÇÃO DAS CLASSES DE DRENAGEM .........................................................................47TABELA 4.1 – DESCRIÇÃO GERAL DOS SOLOS ESTUDADOS............................................................................93TABELA 4.2 – EQUAÇÕES DE INFILTRAÇÃO .................................................................................................109TABELA 5.1 – INFILTRAÇÃO ACUMULADA (I) AO FIM DO EXPERIMENTO COM DURAÇÃO T E VELOCIDADE DEINFILTRAÇÃO BÁSICA (VIB) NOS PERFIS DE SOLO ESTUDADOS (MÉDIAS DE 4 REPETIÇÕES, COMEXCEÇÃO DO PE, ONDE HOUVE 3 REPETIÇÕES) ..................................................................................114TABELA 5.2 – VALORES MÉDIOS DOS 51 ERROS MÉDIOS QUADRÁTICOS (EMQ), EM CENTÍMETROS DELÂMINA DE INFILTRAÇÃO, PARA AS SETE EQUAÇÕES ESTUDADAS .....................................................119TABELA 5.3 – VALORES MÉDIOS DOS ERROS MÉDIOS QUADRÁTICOS (EMQ), EM CENTÍMETROS DE LÂMINADE INFILTRAÇÃO, POR PERFIL DE SOLO E PARA AS SETE EQUAÇÕES ESTUDADAS...............................121TABELA 5.4 – INFILTRAÇÃO ACUMULADA E ERROS RELATIVOS (%) DE INFILTRAÇÃO ACUMULADA, PORPERFIL DE SOLO, PARA AS SETE EQUAÇÕES ESTUDADAS.....................................................................124TABELA 5.5 – VALORES DA MÉDIA E DOS COEFICIENTES DE VARIAÇÃO (%) DOS PARÂMETROS DAS SETEEQUAÇÕES ESTUDADAS. AS UNIDADES SÃO PARA I (CM), T (MIN) E VIB (CM/MIN)...........................125TABELA 5.6 – RESULTADOS DO TESTE DE WILCOXON E DAS ESTATÍSTICAS R² E EMQ PARA TODOS OSDADOS DE UMIDADE (ESTUDO 1), VISANDO A COMPARAÇÃO DOS DIFERENTES MÉTODOS DEDETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO COM O MÉTODO IN SITU ...............................................142TABELA 5.7 – RESULTADOS DO TESTE DE WILCOXON E DAS ESTATÍSTICAS R² E EMQ, APENAS PARA OSCASOS ENVOLVENDO OS LOCAIS ONDE OS INFILTRÔMETROS RECEBERAM UMA LÂMINA SIGNIFICATIVADE ÁGUA (SUPERIOR A 15 CM), VISANDO A COMPARAÇÃO DOS DIFERENTES MÉTODOS DEDETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO COM O MÉTODO IN SITU ...............................................149TABELA 5.8 – ERROS MÉDIOS QUADRÁTICOS NA DETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO IN SITU NOPERFIL POR 3 MÉTODOS DISTINTOS .....................................................................................................157xvii

TABELA 5.9 – RESULTADOS DO TESTE DE WILCOXON E DAS ESTATÍSTICAS R² E EMQ PARA OS DADOS DESOLOS DE SEROPÉDICA E DA FORMAÇÃO BARREIRAS, VISANDO A COMPARAÇÃO DE DOIS MÉTODOS DEDETERMINAÇÃO DA CAPACIDADE DE CAMPO COM O MÉTODO IN SITU ...............................................160xviii

LISTA DE SÍMBOLOSMINÚSCULAS ROMANASα - Constante da equação de Horton [L 3 T -1 ]ϑ - Constante da equação de Horton [T -1 ]c - Constante da equação do SCS [L]c 1 - Constante da equação de Green-Ampt [LT -1 ]d - Diâmetro efetivo dos poros [L3/L 3 ]i - Taxa de infiltração [LT -1 ]i c - Capacidade de infiltração de equilíbrio [LT -1 ]i o - Capacidade de infiltração inicial [LT -1 ]i p - Capacidade de infiltração [LT -1 ]g - Aceleração da gravidade [LT -2 ]h - Teor de umidade em relação à massa [M/M]f - Intensidade de chuva [LT -1 ]k - Permeabilidade intrínseca [L 2 ]k i - Permeabilidade efetiva em relação a fase i [L 2 ]k a - Permeabilidade efetiva em relação ao ar [L 2 ]k w - Permeabilidade efetiva em relação à água [L 2 ]k ri - Permeabilidade relativa [L 2 /L 2 ]k ra - Permeabilidade relativa ao ar [L 2 /L 2 ]k rw - Permeabilidade relativa à água [L 2 /L 2 ]m a - Massa de ar em uma amostra de solo[M]m s - Massa de sólidos em uma amostra de solo [M]m t - Massa total de uma amostra de solo [M]m v - Massa de vazios[M]m w - Massa de água em uma amostra de solo[M]p - Pressão relativa [ML -1 T -2 ]q - Densidade de fluxo ou fluxo darciano [LT -1 ]xix

q x - Componente no eixo x da densidade de fluxo [LT -1 ]q y - Componente no eixo y da densidade de fluxo [LT -1 ]q z - Componente no eixo z da densidade de fluxo [LT -1 ]r e - Excesso de chuva [LT -1 ]t - Tempo [T]t 0 - Instante inicial [T]t f - Instante final de chuva [T]t p - Instante de saturação da superfície [T]v - Velocidade média real do escoamento [LT -1 ]z - Profundidade; potencial gravitacional. [L]z f - Profundidade da frente úmida [L]MAIÚSCULAS ROMANASA s - Área da seção transversal de uma coluna de água [L 2 ]D - Difusividade do solo [L 2 T -1 ]E g - Energia potencial gravitacional [ML 2 T -2 ]E p - Energia potencial devida à pressão [ML 2 T -2 ]H 0 - Carga hidráulica na superfície [L]H - Lâmina d’água acumulada sobre a superfície [L]I - Volume de infiltração acumulado [L]K - Condutividade hidráulica [LT -1 ]K r- Condutividade hidráulica relativaK sat - Condutividade hidráulica à saturação natural [LT -1 ]L - Altura da coluna [L]Q - Taxa volumétrica de água [L 3 T -1 ]R e- Número de ReynoldsS - Grau de saturação [L 3 /L 3 ]S e - Saturação efetiva [L 3 /L 3 ]S ref - Saturação residual [L 3 /L 3 ]V a - Volume de ar contido numa amostra de solo [L 3 ]xx

V s - Volume de sólidos de uma amostra de solo [L 3 ]V t - Volume total de amostra de solo [L 3 ]V v - Volume vazio [L 3 ]V w - Volume de água de uma amostra de solo [L 3 ]MINÚSCULAS GREGASγ w - Peso específico da água [M L -2 T 2 ]ε - Índice de vazios [L 3 / L 3 ]η - Porosidade [L 3 / L 3 ]η e - Porosidade efetiva [L 3 / L 3 ]θ - Teor de umidade do solo [L 3 / L 3 ]θ a - Conteúdo volumétrico de ar [L 3 / L 3 ]θ i - Teor de umidade inicial [L 3 / L 3 ]θ res - Teor de umidade residual [L 3 / L 3 ]θ sat - Teor de umidade à saturação natural [L 3 / L 3 ]θ t - Umidade para o solo totalmente saturado [L 3 / L 3 ]λ - Índice de distribuição de tamanho dos poros [L]µ - Viscosidade dinâmica do fluido [M L -1 T -1 ]ρ a - Massa específica do ar [M L -3 ]ρ b - Densidade global [M L -3 ]ρ s - Densidade de sólidos [M L -3 ]ρ w - Massa específica da água [M L -3 ]ψ - Potencial matricial ou tensão de umidade [L]ψ a - Pressão de entrada de ar [L]ψ b - Pressão de borbulhamento [L]ψ w - Pressão de entrada da água[L]φ g - Potencial gravitacional [L]φ m - Potencial matricial [L]φ o - Potencial osmótico [L]xxi

φ p - Potencial de pressão [L]φ f - Potencial matricial na frente de umedecimento [L]MAIÚSCULAS GREGASΦ - Potencial total [L]xxii

1 - INTRODUÇÃOO solo é o reservatório natural de água para as plantas e todas as práticas demanejo na agricultura visam promover condições ideais para o crescimento das culturas.Por ser um reservatório aberto para a atmosfera e para os horizontes e camadas maisprofundas do terreno, muitos investigadores têm procurado quantificar a capacidade dearmazenamento desses reservatórios (retenção de água), como também os fluxos queocorrem tanto na superfície (infiltração e evaporação), quanto no interior do solo(redistribuição de umidade e drenagem interna). Esses fluxos que ocorrem dentro dosolo fazem parte de importantes processos do ciclo hidrológico. Findado o processo dainfiltração, por exemplo, o movimento da água dentro do perfil de solo não cessaimediatamente e pode persistir por muito tempo. Esse movimento pós-infiltração édenominado drenagem interna ou redistribuição de umidade e se caracteriza emaumentar a umidade das camadas mais profundas pela água contida nas camadassuperficiais inicialmente umedecidas (JURY et al., 1991, citados por LOYOLA ePREVEDELLO, 2003).A compreensão e a avaliação dos processos de movimentação de água nosperfis de solo são muito úteis para a ciência do solo e engenharia civil, particularmenteem assuntos relacionados com a irrigação, drenagem, erosão, biologia da fauna e florado solo, lixiviação de elementos orgânicos e inorgânicos, poluição do solo e da água,dentre outros, porque a água que drena do perfil de solo pode ser um importante fatorcausador de vários problemas ambientais (PINTO, 2000).As estimativas da taxa e quantidade de água de drenagem que contribuem paraas camadas mais profundas do solo são muito investigadas e o conhecimento de fatoresque determinam as perdas de água do solo por drenagem interna pode permitir a adoçãode técnicas que objetivem controlá-las. Outra questão importante é um melhorentendimento das taxas de recarga de aqüíferos, a partir da avaliação das taxas dedrenagem interna. Além disso, essas estimativas constituem poderosos instrumentos de1

estudos para técnicos de áreas afins ou interessados em estudos hidrológicos, medianteuso em programas de computação.A água, que pode tornar-se um fator limitante na produção agrícola,principalmente nas épocas secas, deve merecer a atenção dos pesquisadores para queseja usada o mais racionalmente possível. Tanto a escassez, quanto o excesso de águapode ocasionar uma redução na produção vegetal.O vegetal, através de seu sistema radicular, absorve a água do solo, utilizado-aem processos metabólicos e em transpiração. Assim, é necessário que o solo contenhaágua em quantidade suficiente para satisfazer as necessidades dos vegetais. Por outrolado, os solos recebem essa água através das chuvas ou de irrigações. Tratando-se deirrigações, é conveniente saber, com relativa segurança, quando e quanto de água sedeve adicionar ao solo para que seu uso seja tão econômico e sustentável quantopossível. Contudo, para isto, há necessidade de que se tenha conhecimento dadisponibilidade de água no solo para a planta.Na relação solo-água-planta, dois níveis de umidade do solo são importantes: oteor máximo de água prontamente disponível no solo, e o teor mínimo armazenadodisponível à planta. Esses dois níveis de água no solo são denominados capacidade decampo e ponto de murcha, respectivamente.O conhecimento do processo de infiltração tem grande valor para a hidrologia epara a engenharia de água e solo. A infiltração pode ser definida como a passagem deágua da superfície para o interior do solo, constituindo-se num dos mais importantesprocessos que compõem o ciclo hidrológico, por ser fator determinante dadisponibilização de água para as culturas, da recarga dos aqüíferos subterrâneos, daocorrência e magnitude do escoamento superficial e do manejo e conservação do solo eda água.Segundo SKAGGS e KHALEEL (1982), uma boa modelagem do movimento daágua no solo só pode ser conseguida a partir de uma modelagem adequada do processo2

de infiltração. O mesmo ocorre com a modelagem do excesso de água precipitada emuma bacia hidrográfica, que é convertido em escoamento superficial.Caracterizar todas as variáveis que influenciam a infiltração é um processodemorado e difícil. A intensidade com que algumas variáveis afetam o processo deinfiltração, ainda hoje, não é bem definida. Sendo assim, diversos modelos, teóricos ouempíricos, têm sido propostos com o objetivo de simplificar o estudo desses processos.Os solos apresentam grande variabilidade espacial, ainda que dentro de pequenas áreas.Como resultado disso e também das variações temporais das propriedades superficiaisdo solo, a infiltração é um processo muito complexo, que pode ser descrito apenas deforma aproximada, mediante, principalmente, o uso de equações matemáticas quecalculam a variação da lâmina infiltrada com o tempo, como aborda-se no decorrerdeste trabalho.É sabido que o fluxo e a taxa de variação da umidade do solo decrescem com otempo, após o processo de infiltração. Verifica-se que o fluxo nos perfis de solo deprofundidade compatível com o comprimento da zona radicular efetiva, da maioria dasculturas (cerca de 1,00 m), torna-se desprezível, depois de alguns dias, caso seja inibidoo processo de evapotranspiração do solo. Esse fato permitiu que o conceito decapacidade de campo fosse sugerido.Em 1931, VEIHMEYER e HENDRICKSON definiram a capacidade de campocomo “a quantidade de água retida pelo solo após a drenagem de seu excesso, quandoa velocidade do movimento descendente praticamente cessa, o que ocorre geralmentede dois a três dias após a chuva ou irrigação, em solos permeáveis de estrutura etextura uniformes”. Recentemente, com o desenvolvimento das teorias do movimentoda água do solo e com as técnicas experimentais mais precisas, esse conceito tem sidoconsiderado arbitrário e não uma propriedade intrínseca do solo, independente do modode sua determinação (REICHARDT, 1985).A definição prática de capacidade de campo (teor de água da camadainicialmente umedecida alguns dias após a infiltração, não havendo extrações porevapotranspiração) não leva em conta fatores como a umidade do solo antes da3

infiltração, profundidade de molhamento, quantidade de água aplicada, heterogeneidadedo perfil, entre outros, que podem intervir no processo de drenagem interna do perfil(REICHARDT, 1985). Apesar de tudo, o conceito de capacidade de campo éconsiderado por muitos como um critério prático e útil para o limite superior de águaque um solo pode reter para uso vegetal. Nessas condições, a capacidade de campodeve, necessariamente, ser determinada no campo e o interessado deve estar ciente daslimitações dos métodos.Como a metodologia padrão para a determinação da capacidade de campo é insitu (OLIVEIRA e MELO, 1971), além de demandar exaustivos trabalhos de campo erequerer a aplicação de um volume apreciável de água, o que dificulta sua operação,também requer que os testes de campo sejam repetidos para outros locais do mesmosolo, devido à questão da variabilidade espacial das propriedades pedológicas. Talvariabilidade pode levar a elevados erros se o número de repetições não for suficientenas determinações de características e propriedades pedológicas. Todos esses fatores,são usados para justificar a pouca freqüência com que os testes de capacidade de campoin situ são realizados.Devido a todos os inconvenientes que a medição da capacidade de campo in situapresenta, diversos procedimentos alternativos têm sido desenvolvidos em laboratório,visando obter resultados que se aproximem dos obtidos em condições de campo. Poroutro lado, as determinações em laboratório, por envolverem fluxos em pequenasamostras independentes de solo, não representam integralmente o processo de drenageminterna do perfil, que é o que determina a capacidade de campo, fazendo com queinexista um método padrão, bem sucedido, de determinação laboratorial.O presente estudo é baseado em testes de infiltração e de capacidade de campoin situ, realizados em treze solos no município de São José de Ubá – RJ, visandocomplementar as ações do Projeto “Planejamento Participativo da Sub-bacia do Rio SãoDomingos”, RJ (GEPARMBH, 2003), que desenvolve ações integradas e participativascom a comunidade local em nível de microbacia hidrográfica, introduzindo técnicas4

conservacionistas e conscientizando-a dos problemas de degradação ambiental devidoas inadequadas técnicas de manejo e conservação do solo e água usadas na região.Nesse contexto, este trabalho tem dois objetivos: o primeiro é fazer uma análisedo desempenho de sete equações de infiltração, a saber, Philip, Kostiakov, Kostiakov-Lewis, Horton, Soil Conservation Service – SCS, Polinomial e Green-Ampt. O segundoobjetivo é comparar a capacidade de campo in situ com as umidades obtidas emlaboratório nas tensões de 0,006 MPa e 0,033 MPa, bem como com os dados da função(pedofunção) linear a partir da umidade na tensão de 0,006 MPa e, também, com osdados de capacidade de campo obtidos a partir dos testes de infiltração, usandometodologia desenvolvida neste trabalho. Essa última análise comparativa justifica-sepelo fato do teste de infiltração ser muito mais corriqueiro e operacional que os testes insitu da capacidade de campo.A estrutura do trabalho está apresentada na seqüência:No Capítulo II, Fundamentação Teórica, é feita uma revisão quanto aosprincípios físicos do escoamento da água através do solo, sendo abordadas algumaspropriedades do solo e as equações utilizadas para descrever o fenômeno de infiltraçãoem meios saturados e não saturados.No Capítulo III, é mostrada uma revisão bibliográfica sobre infiltração,incluindo as equações que serão utilizadas para análise do processo. São feitas, também,algumas considerações sobre água disponível, dando-se ênfase à capacidade de campo.Por último, neste capítulo, será abordada a questão da variabilidade espacial daspropriedades hídricas do solo, em particular, do processo de infiltração.No Capítulo IV, faz-se uma caracterização geral da região escolhida, a baciahidrográfica do rio São Domingos, afluente do rio Muriaé. Nessa bacia localiza-se omunicípio de São José de Ubá (RJ) e as localidades de Santa Maria e Cambiocó, ondeforam realizadas quatro campanhas de campo entre os meses de abril e novembro de2004. Apresenta-se também a metodologia para os testes de infiltração e de capacidadede campo in situ. Serão abordados, também, o tratamento e os métodos de análise das5

amostras de solos e as análises estatísticas feitas para se avaliar o desempenho dasequações de infiltração, bem como a comparação dos métodos de medição dacapacidade de campo.No Capítulo V, são apresentados os resultados da aplicação da metodologia aostestes de infiltração e capacidade de campo, e feitas a análise e discussão do trabalho.No Capítulo VI, serão feitas as considerações finais deste trabalho, sendosugeridas algumas proposições para estudos futuros.O presente trabalho inclui também apêndices onde estão apresentados adescrição dos perfis de solo estudados, o mapa de solos da região, os dados dos testes deinfiltração, os valores dos parâmetros das sete equações de infiltração, os dadosutilizados nos estudos 1 e 2 dos métodos de comparação da capacidade de campo, aslâminas de água infiltradas nos infiltrômetros de duplo anel, e o mapa de solos daregião.6

2 – FUNDAMENTAÇÃO TEÓRICAO solo e a água são dois recursos fundamentais da agricultura. Para um bomdesenvolvimento das culturas é necessário que um solo possuidor de fertilidadequímica 1 seja capaz de manter uma quantidade ideal de ar e água, bem como adequadaspropriedades mecânicas do solo e regime térmico. Assim, é cada vez mais importanteque se aprofundem e disseminem os conhecimentos relativos às propriedades do solo esuas interações com a água, planta e atmosfera.Neste capítulo, serão apresentadas algumas propriedades do solo, bem como asequações que descrevem o escoamento em meios saturados e não saturados.2.1 - Distribuição da Água no TerrenoA expressão águas sub-superficiais é geralmente empregada para designar a águaexistente na porção subterrânea da terra (BEAR, 1979; CLEARY, 1989). Na Figura 2.1,pode-se observar sua distribuição num perfil homogêneo de uma bacia hidrográfica.1Pode-se dizer que um solo é possuidor de fertilidade química quando ele contém quantidades adequadas das váriassubstâncias necessárias à nutrição das plantas. Tal fertilidade, embora essencial, por si só não assegura o sucesso doscultivos ou o crescimento ótimo das raízes das plantas nele cultivadas (HILLEL,1980).7

Figura 2.1 – Ocorrência de água sub-superficial(Fonte: LINSLEY et al., 1982)Essencialmente, a água existente abaixo da superfície pode ser encontrada nazona saturada, onde os vazios do solo estão totalmente preenchidos por água, ou na zonanão saturada 2 , ou zona de aeração, onde os vazios contêm água e/ou ar.A zona não saturada é subdividida em outras três regiões distintas quanto àocorrência de água. A primeira, e mais superficial, é a zona das raízes, sujeita a grandesalterações em seu conteúdo de água em função dos processos de infiltração,transpiração vegetal e evaporação. Sua extensão é determinada pela máximaprofundidade da qual a água ainda pode retornar à superfície através das raízes ou porefeito de capilaridade. Por simplicidade, a espessura dessa região é admitida comosendo igual ao comprimento médio das raízes, hipótese também utilizada por alguns2Procura-se evitar a expressão zona não saturada, substituindo-a por zona de aeração ou zona vadosa, já que épossível a ocorrência de camadas impermeáveis ou semipermeáveis, em seu interior, fazendo surgir regiões saturadasdentro da zona não saturada.8

modelos hidrológicos (CANEDO, 1974; CORREIA, 1984), podendo variar de cerca de20 centímetros (vegetação rasteira) até 10 metros (florestas).A segunda região da zona não saturada, a zona intermediária, surge onde olençol freático é profundo e separa a zona das raízes da franja capilar. Ela écaracterizada por uma menor variabilidade dos níveis de umidade, geralmente seencontrando com teores próximos à capacidade de campo. Ainda que, às vezes, possanão existir, a zona intermediária pode alcançar profundidades superiores a 300 metros,em regiões áridas.A terceira região da zona não saturada, a franja capilar, situa-se imediatamenteacima do lençol freático, onde a pressão absoluta é inferior à atmosférica. A elevação dafranja capilar depende da estrutura e da granulometria do material que constitui o solo:quanto mais fino o solo, maior o efeito capilar e, conseqüentemente, maior a alturaatingida. De um modo geral, a ascensão capilar é da ordem de centímetros em areias,chegando a alguns metros em solos argilosos (BEAR, 1979).Separando a zona não saturada da zona saturada, o lençol freático, ou superfíciefreática, constitui-se em uma superfície irregular, saturada e livre 3 . De modo maispreciso, é definido como o local dos pontos onde a pressão absoluta é igual àatmosférica, isto é, a pressão relativa é igual a zero (BEAR, 1979; CLEARY, 1989).A zona saturada inicia-se imediatamente abaixo do lençol freático.Diferentemente da franja capilar, a pressão absoluta nessa faixa é igual ou superior àatmosférica. DAVIS e DE WIEST (1966) preferem chamá-la de zona freática,definindo-a como a região onde a água pode ser captada através de poços. A Figura 2.2mostra como a água pode ocorrer no subsolo no caso de um aqüífero freático.3O lençol freático é considerado uma superfície livre por permanecer em contato direto com a atmosfera através dosvazios do material permeável acima dele (CLEARY, 1989).9

Figura 2.2 – Aqüífero freático(Fonte: VILLELA e MATTOS, 1975)É na zona saturada que surgem os aqüíferos, formações geológicas que contêmágua, e esta pode mover-se em quantidades suficientes para permitir o aproveitamentoeconômico (LINSLEY, 1958). Em função da presença ou não de uma superfíciefreática, os aqüíferos podem ser classificados como não confinados ou confinados. Umaqüífero não confinado, também chamado de freático ou livre, é aquele que está emcontato com o ar atmosférico e cujo limite superior, portanto, é uma superfície freática.O nível de água em um poço que penetre um aqüífero livre é igual à posição dasuperfície freática naquele ponto.Por sua vez, os aqüíferos confinados, ou artesianos 4 (Figura 2.3), são limitadospor camadas de material impermeável. Quando um poço perfura a camada confinantedo aqüífero, o nível da água eleva-se até a superfície piezométrica, superfície imagináriaonde a pressão iguala-se à atmosférica, situada acima do limite físico superior doaqüífero 5 . Os chamados poços artesianos surgentes ou jorrantes ocorrem quando a4Em muitos textos, o termo artesiano é usado apenas para descrever poços surgentes (BEAR, 1979).5Utiliza-se a expressão superfície potenciométrica de um aqüífero (CLEARY, 1989) para se referenciar ao local dospontos onde a pressão se iguala à atmosférica, podendo ser verificada através do nível de água de poços penetrantesno aqüífero. Em aqüíferos livres, a superfície potenciométrica é o próprio lençol freático.10

superfície piezométrica está acima do nível do solo, fluindo naturalmente, semnecessidade de bombeamento.Figura 2.3 – Aqüífero artesiano(Fonte: VILLELA e MATTOS, 1975)2.2 - O SoloO conceito de solo varia de acordo com a sua utilização: para o agrônomo, solo éo meio necessário para o desenvolvimento da planta; para o engenheiro, é o materialque serve de base ou fundação para obras civis; para o geólogo, é o produto de alteraçãodas rochas da superfície; e para o hidrólogo, o solo é o meio poroso que abriga a águasubterrânea e a água para uso vegetal.O solo consiste na camada mais externa da crosta terrestre e está sujeito à açãodo clima, da fauna, da flora e da espécie humana. O solo é um sistema disperso, trifásicoe heterogêneo (HILLEL, 1970), portanto, um sistema complexo, constituído deminerais, matéria orgânica, líquidos e gases, os quais interagem permanentemente,causando alterações em suas propriedades, e conseqüentemente, nas propriedades dosolo.11

A disposição e o arranjo ou a organização das partículas sólidas do solodeterminam as características dos vazios ou poros, interligados por capilares, nos quaisa água e o ar serão armazenados e movimentados. A Figura 2.4 mostra essa estruturageometricamente indefinida e permeável, denominada matriz porosa do solo.Figura 2.4 – Matriz porosa do solo(Fonte: CANEDO, 1989)2.2.1 - Textura do SoloA textura refere-se à distribuição das partículas do solo quanto ao seu tamanho,envolvendo conotações quantitativas e qualitativas. As proporções de partículasgrosseiras, médias e finas, que são denominadas respectivamente, de areia, silte e argila,determinam combinações que serão utilizadas para classificar o solo segundo a suatextura ou granulometria. Na Figura 2.5 são mostradas a nomenclatura e as faixasgranulométricas, segundo dois critérios comumente aceitos na literatura. No Brasil, éadotado o critério do Departamento de Agricultura dos Estados Unidos.Para a determinação do tamanho das partículas existentes em um dado solo,procede-se a análise granulométrica ou textural, que é realizada por peneiramentossucessivos até que restem apenas partículas iguais ou menores ao diâmetro de 0,05 mmou 0,02 mm. Para separar partículas de diâmetro menor (silte e argila), utiliza-se,geralmente, o método de sedimentação em água. A determinação tradicional da textura12

do solo fornece uma indicação da fração de argila presente no solo, mas nada revelaquanto às suas características químicas.Classificação da Sociedade Internacional de Ciência do Solo2,0 0,20,02 0,002GrossaFinaCascalhoSilte ArgilaAreiammAreiaCascalhoMuitogrossaGrossa Média FinaMuitoFinaSilteArgila2,0 1,0 0,5 0,25 0,1 0,050,002mmClassificação do Departamento de Agricultura dos Estados UnidosFigura 2.5 – Classificação textural do solo em frações de acordo com o tamanho daspartículas.(Fonte: HILLEL, 1970)2.2.2 - Estrutura do SoloA estrutura do solo é, em geral, definida como o arranjo relativo, a organizaçãoou a orientação das partículas no solo. Não existe meio de avaliar a estrutura do solo porprocesso direto único, pois a distribuição das partículas dentro da matriz porosa é pordemais complexa para possibilitar qualquer caracterização geométrica simples(HILLEL, 1970; KLAR, 1984; REICHARDT, 1985).Dessa forma, o conceito de estrutura é bastante qualitativo e descritivo. Fala-se,portanto, em solo bem estruturado e solo mal estruturado, sendo considerado de boaestrutura aquele que é constituído por vários agregados, geralmente de forma granular eque se esboroa com extrema facilidade quando úmido. Solo sem estrutura é geralmente,13

massivo, pesado para ser trabalhado, com problemas de penetração de água e de raízes(REICHARDT, 1990).A estrutura dos solos pode agrupar-se em três tipos principais: grãos simples –partículas completamente desunidas umas das outras; maciça ou massiva – as partículassão unidas entre si, formando grandes blocos, sendo comuns aos subsolos pesados,encontrados em regiões úmidas e onde a água se move muito lentamente; agregada – éum tipo intermediário entre os dois anteriores e, dentro dos agregados, de várias formase tamanhos, as partículas são unidas de forma mais ou menos estável entre si. Algunsautores descrevem esse tipo de estrutura subdividindo-a de acordo com a forma cúbica,granular, laminar ou prismática dos agregados, ou ainda, de forma quantitativa, atravésda medição dos tamanhos dos agregados. Há outros métodos de separação edeterminação, em que se usa a distribuição do tamanho dos poros, mas nenhum é aceitouniversalmente.A estrutura é altamente dinâmica, podendo variar muito no tempo, em resposta amudanças nas condições naturais ou nas práticas de manejo do solo. Tem importânciadecisiva na determinação da produtividade do solo, uma vez que ela pode afetaracentuadamente os regimes da água, do ar e do calor, no campo. A estrutura exerceinfluência, também, sobre as propriedades mecânicas do solo, que, por sua vez, afetam agerminação e o desenvolvimento das raízes dos vegetais, além da eficiência dostrabalhos de campo, tais como a aradura, a semeadura, a irrigação, a drenagem, entreoutros.2.3 - Índices Característicos de um SoloAs três fases normais da matéria estão presentes em um solo: a fase sólida,constituída pelas partículas de solo; a fase líquida, constituída pela água ou pela soluçãodo solo; e a fase gasosa, constituída pelo ar contido no solo. Diversas relações sãoempregadas para expressar as proporções entre elas. A Figura 2.6 apresentaesquematicamente o diagrama da constituição de um solo, a fim de definir as relaçõesentre massa e volume das três fases do solo.14

V wV tV vV aARÁGUAm a ≅ 0m wm tV sSÓLIDOSm sFigura 2.6 – O solo como um sistema trifásico(Fonte: HILLEL, 1971)No diagrama, as três fases estão separadas proporcionalmente aos volumes queocupam, facilitando a determinação das relações entre elas. Os volumes (V) de cadafase estão representados à esquerda e as massas (m) à direita. A quantidade V t é ovolume total de uma amostra de solo; V v é o volume de vazios, volume igual aoocupado pelos poros do solo, isto é, a soma dos volumes ocupados pelo ar e pela água;V a é o volume de ar contido numa amostra de solo; V w é o volume de água de umaamostra de solo; e, V s é o volume de sólidos de uma amostra de solo. Da mesma forma,m t é a massa total de uma amostra de solo; m a é a massa de ar em uma amostra de solo;m w é a massa de água em uma amostra de solo; e, m s é a massa de sólidos em umaamostra de solo.Em princípio, as quantidades de água e do ar podem variar. A evaporação podefazer diminuir a quantidade de água, substituindo-a por ar, e a compressão do solo podeprovocar a saída de ar e de água, reduzindo o volume de vazios. O solo, no que se refereàs partículas que o constituem, permanece o mesmo, mas o seu estado se altera. Asdiversas propriedades do solo dependem do estado em que se encontra.Com base no diagrama, pode-se definir os termos empregados usualmente paraexpressar as inter-relações quantitativas dos três constituintes primários do solo. Nos15

itens subseqüentes, serão apresentados os índices utilizados ao longo deste trabalhorelacionados com o estudo da água nos solos, pois esses desempenham um importantepapel no estudo das propriedades dos solos, uma vez que estas dependem dos seusconstituintes e das proporções relativas entre eles, assim como da interação de uma fasecom as outras.2.3.1 - Densidade de Sólidos (ρ s )mρs=Vss(2.1)Conhecida também como densidade média das partículas sólidas, pode serdefinida como sendo a relação entre a massa do solo seco 6 e o volume das partículas oude sólidos. A densidade de sólidos independe da estrutura e dos espaços porosos do soloocupados pela água e pelo ar, porém, depende da composição da fração sólida do solo.O conhecimento desse índice é importante para os cálculos de velocidade desedimentação das partículas, da porosidade total de um solo e do teor de umidade dosolo (KLAR, 1984). Sua determinação pode ser feita através do método do picnômetrocom água (EMBRAPA, 1979).2.3.2 - Densidade Global ou Densidade do Solo (ρ b )ρbm=Vts=Vsm+ Vsw+ Va(2.2)A densidade global ou simplesmente densidade do solo, relaciona a massa desólidos e o volume total de uma amostra. É um dado indispensável para a análise devários fatores físicos do solo. A densidade do solo é afetada pela estrutura, grau de6O termo solo seco refere-se ao que sofreu secagem, até o ponto de equilíbrio, em uma estufa a 105-110°C. O soloseco ao ar livre contém, em geral, uma porção de água maior do que aquele que sofreu secagem na estufa, fenômenoesse que é atribuído também, à higroscopicidade.16

compactação e pelas características de contração e expansão do solo que, por sua vez,são controladas pela umidade (KLAR, 1984; DIAS JUNIOR e MOZART, 1997).Quanto mais estruturado e maior o teor de matéria orgânica do solo, menor será suadensidade. Em solos expansivos (argilosos), a densidade global varia com o conteúdo deágua.É reconhecida também como massa especifica global (REICHARDT, 1990). Emtextos de mecânica dos solos, é comum designá-la como peso especifico aparente. Adensidade global é menor que a densidade de sólidos.A densidade do solo pode ser determinada por meio da utilização de métodosnão destrutivos, como a sonda de nêutrons, radiação gama e tomografiacomputadorizada, ou por meio de métodos destrutivos tais como o método do anelvolumétrico (cilindro de Uhland) e o método do torrão parafinado (DIAS JUNIOR eMOZART, 1997).A densidade global de um solo úmido é definida como a razão entre a massatotal (água e sólidos) e o volume total. É de pouca aplicação prática servindo para aprogramação de ensaios ou para a análise de depósitos de areia que possam vir a saturar(PINTO, 2000).2.3.3 - Índice de Vazios (ε) e Porosidade (η)Índice de vazios é a relação entre o volume de vazios e o volume das partículassólidas. Não pode ser determinado diretamente, mas é calculado a partir dos outrosíndices. Juntamente com o índice de vazios, a porosidade, porosidade total, volume totalde poros ou espaço poroso (porção do volume do solo não ocupado por sólidos), é umdos índices que pode traduzir a capacidade máxima do solo de reter água. Esses doisparâmetros são expressos por:17

ε =Vw+ VVsaVv=V −Vtv(2.3)eη =VVvtVw+ Va=V + V + Vswa(2.4)resultando em:εη = 1+ ε(2.5)A vantagem do índice de vazios sobre a porosidade é que qualquer alteração novolume dos poros modifica apenas o numerador, ao passo que uma alteração no volumede poros, expressa em termos de porosidade, modificará tanto o numerador quanto odenominador da equação de definição. Assim, ε é preferido na Mecânica dos Solos,enquanto que η é o índice usado com mais freqüência na Física do Solo com aplicaçãona área agrícola.A relação entre porosidade e densidade aparente pode ser escrita como:ηρ − ρs b= = 1ρsρb−ρs(2.6)As características do espaço poroso de um solo estão intimamente ligadas aosprocessos físicos-mecânicos e biológicos que ocorrem no solo. Os poros do solo, alémde serem importantes por controlar o regime hídrico, também interferem nos regimes dear, temperatura e nutrientes dos terrenos (KLAR, 1984).O tamanho, a forma e as combinações dos poros variam consideravelmente. Elesresultam das forças de penetração das raízes, água e organismos, da expansão de gases,da expansão e contração da matriz porosa e raízes, da organização e da própriaporosidade dos agregados. Basicamente, referem-se aos vazios inter e intra-agregados.18

Do ponto de vista da drenagem, o valor da porosidade em si pode não ser muitorelevante. A distribuição do tamanho dos poros, entretanto, influi diretamente no fluxode ar e água no solo. Regra geral, solos de textura mais grosseira apresentam baixovalor de porosidade e são mais permeáveis por apresentarem altos valores demacroporosidade. Por outro lado, solos com alto teor de argila e porosidade elevadapodem ser pouco permeáveis se a porcentagem de macroporosidade for baixa. Quantomaior a microporosidade, geralmente maior é a capacidade do solo em armazenar águapara uso vegetal. Assim, os solos de textura fina têm maior capacidade de retenção deágua disponível que os solos de textura mais grosseira.2.3.4 - Índices Relativos ao Conteúdo de Água do SoloO conhecimento da quantidade de água existente em um solo, ou umidade, éfundamental para as pesquisas de irrigação, erosão, hidrologia e drenagem. A umidadepode ser expressa de várias formas, normalmente sendo apresentada como a razão entrevolumes ou massas das três fases que constituem o solo. A adoção de um determinadoíndice em detrimento de outros reflete, geralmente, as facilidades e dificuldades parasua obtenção. A seguir, estão relacionados alguns dos índices mais empregados.• Teor de Umidade em Relação à Massa (h)mh =mws(2.7)Geralmente expressa em porcentagem, esta é a massa de água em relação àmassa de partículas de solo, sendo geralmente conhecida como conteúdo gravimétricode água, tendo sido a mais comumente empregada enquanto usado o métodogravimétrico 7 para a determinação da água do solo (HILLEL, 1970). Desde odesenvolvimento de novos métodos de determinação direta da água do solo, em basesvolumétricas, os físicos passaram a dar preferência a outros índices.7O método gravimétrico consiste na pesagem das amostras de solo antes e depois da secagem em estufa.19

• Teor de Umidade em Relação ao Volume (θ)θ =VVwt=VwVw+ Va+ Vs(2.8)Conhecido também como conteúdo volumétrico de água, θ é avaliado com ovolume total do solo em vez de ter como base apenas no volume das partículas. Emsolos argilosos expansivos, o conteúdo de água em volume, no ponto de saturação, podeexceder a porosidade do solo seco, uma vez que os poros aumentam de volume quandoúmidos. Em hidrologia, para expressar o conteúdo de água, é mais conveniente oemprego do teor de umidade em relação ao volume do que o teor de umidade emrelação a massa, por mostrar-se mais diretamente adaptável ao cálculo de quantidadesde água aplicadas ao solo pela chuva ou através de irrigação, ou das quantidades deleretiradas pela evapotranspiração ou pela drenagem (HILLEL, 1970).Alguns valores assumidos pelo teor de umidade devem ser destacados. O teor deumidade à saturação total, θ t , é atingido quando V w for igual a V t . O teor de umidade àsaturação natural, θ sat , é sempre menor que θ t , pois considera a permanência de umacerta quantidade residual de ar. Já o teor de umidade residual, θ res , refere-se aquantidade mínima de água no solo quando seco ao ar.• Grau de Saturação (S) e Saturação Efetiva(S e )VS =VwvVw=V + Vwa(2.9)Esse índice expressa o volume de água em relação ao volume de poros. O graude saturação varia de zero a um (100%), ou seja, de solo completamente seco, comtodos os poros ocupados por ar, à situação em que todos os poros encontram-sepreenchidos de água (solo saturado).Especialmente ao se trabalhar com solos expansivos, utiliza-se o grau desaturação no lugar do teor de umidade, pois esta é uma forma de se contornar problemas20

devidos à variação da porosidade (WARRICK, MULLEN e NIELSEN, 1977). Épossível calcular o grau de saturação a partir do teor de umidade atual e da porosidadedo solo, através da relação:θS =η(2.10)Conceitualmente equivalente ao teor de umidade residual, expressa-se comosaturação residual (S res ):S =resθ resη(2.11)A umidade do solo pode ser expressa ainda através da saturação efetiva (S e ),determinada por:S eθ −θ=η −θresres(2.12)ouSeS − S= 1 − Sresres(2.13)• Capacidade de Campo e Ponto de Murcha PermanenteCapacidade de campo é a quantidade de água retida pelo solo após a drenagemter ocorrido ou cessada em um solo previamente saturado por chuva ou irrigação(COUTO, 2002), sustada a evapotranspiração.Ponto de Murcha Permanente é o limite inferior da disponibilidade de água àsplantas (BOEDT e VERHEYE, 1985), ou seja, é o teor de umidade para o qual as raízesnão conseguem mais retirar água do solo.21

Definições mais precisas desses conceitos serão apresentadas no item 2.4.3 e nopróximo capítulo.2.4 - O Estado Energético da Água no SoloO estado de energia da água é, logo após a umidade, a característica maisimportante do solo, especialmente sob o ponto de vista do escoamento. As duasprincipais formas de energia hidráulica são a cinética e a potencial. Uma vez que omovimento da água no solo é muito lento, sua energia cinética, que é proporcional aoquadrado da velocidade é, em geral, considerada desprezível. Assim, é suficiente ocálculo da energia potencial da água do solo na determinação de seu estado e de seumovimento em cada ponto no solo.A energia potencial da água do solo varia dentro de amplos limites, sendo asdiferenças de energia potencial entre dois pontos o fator determinante da tendência daágua fluir dentro do solo. Na natureza, a tendência dos corpos é de se deslocar de umponto de energia potencial alta para um ponto de baixa energia potencial. A água dosolo segue essa tendência, procurando atingir um estado de equilíbrio em relação aomeio. Portanto, não é a quantidade absoluta de energia potencial existente na água que éimportante em si, mas sim o gradiente de energia que está presente nas diferentesregiões do solo.A energia potencial de um corpo é devida a sua posição em vários campos deforça, não só o gravitacional. Tratam-se de campos de força os responsáveis pelosfenômenos da tensão superficial, capilaridade e adsorção (REICHARDT, 1990). Essesfenômenos são o resultado da interação da matriz do solo com a água, da presença desolutos, entre outros.22

O conceito de potencial total da água do solo Φ expressa a energia potencial daágua de um dado ponto em relação a um estado conhecido de referência 8 , podendo serconsiderado como a soma de contribuições devidas a diferentes efeitos:Φ = φg+ φ + φpm+ φ + ...o(2.14)em que Φ é o potencial total, φ g é o potencial gravitacional, φ p é o potencial de pressão,φ m é o potencial matricial e φ o é o potencial osmótico. As reticências indicam apossibilidade de se incluir outros efeitos 9 no cálculo do potencial total, ainda que, namaioria das vezes, sejam irrelevantes.Nem todos os diferentes potenciais indicados acima atuam do mesmo modo.Seus gradientes podem nem sempre se mostrar igualmente efetivos no sentido deprovocar o fluxo de água.A energia é uma grandeza extensiva 10 , isto é, proporcional à extensão do sistemaao qual está associada. Por esta razão, representa-se o potencial total da água, bem comosuas componentes, por meio de unidades de energia por unidade de massa, volume oupeso. A energia por unidade de volume, dimensionalmente, equivale a uma pressão, e asunidades mais empregadas são atmosfera, bária e pascal. A energia por unidade de pesopode ser expressa na forma de pressão, em termos de altura da coluna de águaequivalente, isto é, sua carga hidráulica.Em textos de hidrologia (LINSLEY, KOHLER e PAULHUS, 1982; SOUZAPINTO et al., 1976), Águas Subterrâneas (BEAR, 1979) e Mecânica dos Solos(CAPPUTO, 1967), é comum deparar-se com referências às categorias assumidas pelaágua: água gravitacional, capilar ou higroscópica. Para os físicos de solos, no entanto, autilização do conceito de potencial total da água elimina esse tipo de classificação8O estado de referência usado geralmente, é o de um reservatório hipotético de água pura e livre, à pressãoatmosférica, à mesma temperatura da água do solo (ou qualquer outra temperatura especificada) e a uma constanteelevação (HILLEL, 1970).9Como exemplo de outros efeitos potenciais, pode-se citar o potencial térmico e o potencial elétrico.10São exemplos de grandezas extensivas a massa, o volume e o peso de um corpo. A densidade, pressão e atemperatura, são grandezas intensivas, ou seja, independentes da extensão do sistema.23

arbitrária e inadequada quanto aos fenômenos ocorridos no solo. Segundo HILLEL(1971) e REICHARDT (1985), com exceção das alterações de fase, a água é a mesmaem qualquer posição e tempo dentro do solo, não se distinguindo por sua forma, massim por seu estado de energia, ou seja, por seu potencial.2.4.1 - Potencial GravitacionalO potencial gravitacional da água em um ponto do solo depende da posiçãoocupada por ele em relação ao campo gravitacional, sendo determinado a partir de umplano de referência arbitrário. É comum tomar-se como referência de posição asuperfície do solo. Assim, o potencial gravitacional de todos os pontos localizados aonível do solo será igual a zero. Os pontos acima da superfície terão potencial positivo,enquanto os abaixo terão potencial negativo. Portanto, o potencial gravitacionalindepende das condições químicas e da pressão da água do solo, ou ainda da suaquantidade, dependendo ele, somente da elevação relativa.Embora esteja sempre presente, a importância do potencial gravitacional nadeterminação do potencial total da água será relativa, pois dependerá da magnitude dosdemais componentes. De modo geral, pode-se afirmar que o potencial gravitacionalassume máxima importância em solos saturados e próximos da saturação. Para solosnão saturados, a componente mais importante será a matricial, vista no item 2.4.3.A energia gravitacional de uma massa de água m w , de volume V w , a umaprofundidade z abaixo da superfície será:E= −m. g.z = −ρ. V . g zg ww w.(2.15)Expressando-se o potencial gravitacional em unidade de energia por unidade devolume (equivalente a uma pressão), tem-se:24

Egφg= = −ρw.g.zVw(2.16)Da mesma forma, expressando-se em termos da carga hidráulica:φgEg=ρ . V . gww= −z(2.17)sendo a última forma a mais utilizada para representar o potencial gravitacional.2.4.2 - Potencial de PressãoEsta componente é considerada apenas quando a pressão que atua sobre a águado solo é superior à atmosférica, isto é, para pressões manométricas positivas, o queocorre onde existe saturação de água. A existência de uma camada de solo saturado dealtura H sobre um dado ponto, provoca o surgimento de uma pressão hidrostática.Tendo como referencial a pressão atmosférica, a pressão atuante será:p = ρw. g.H(2.18)A energia potencial de um volume de água V w do solo será:E = p.pV w(2.19)Expressando o potencial por unidade de volume tem-se:pVφ = .Vwp=wp(2.20)que vem a ser a própria pressão. Representando-o na forma de carga hidráulica:25

pφ = ρ.gp=H(2.21)2.4.3 - Potencial MatricialO potencial matricial 11 da água no solo é resultante do efeito combinado dasforças capilares e de adsorção (HILLEL, 1971; REICHARDT, 1985), que, surgidasdevido à ação entre a água e as partículas sólidas, atraem e fixam a água no solo,diminuindo sua energia potencial em relação à chamada água livre.Além do fenômeno de capilaridade, o solo manifesta também o fenômeno deadsorção. A água nos meniscos capilares encontra-se em equilíbrio com a água dosfilmes de adsorção e a modificação do estado de um deles implica a modificação dooutro (Figura 2.7).Figura 2.7 – Fenômenos de capilaridade e de adsorção(Fonte: HILLEL, 1971)É importante salientar que, embora em hidrologia o termo mais usado sejapotencial capilar (BEAR, 1979; CHOW, MAIDMENT e MAYS, 1988; CANEDO,11O potencial matricial também é conhecido como tensão de umidade, potencial capilar, pressão capilar, tensão ousucção capilar, entre outros.26

1989), os físicos de solos (HILLEL, 1971; REICHARDT, 1985), julgam-noinadequado, preferindo empregar potencial matricial, uma referência ao efeitoresultante das interações água-matriz sólida.A textura, a estrutura e o teor de umidade do solo são fundamentais nadeterminação do potencial matricial. Para um solo saturado, fora da franja capilar, nãoexistem meniscos e a adsorção também é nula, sendo nula, nessas condições, acomponente matricial. Com a saída de água, o solo vai se tornando não saturado e o arrepõe a água inicialmente nos poros maiores. Aparecem meniscos e a capilaridadecomeça a atuar. Como conseqüência, a componente matricial torna-se cada vez maisnegativa. Para valores baixos de umidade, a água apresenta-se, principalmente, na formade filmes, cobrindo as partículas de solo e o fenômeno de capilaridade deixa de terimportância.Devido à complexidade em descrevê-lo matematicamente, o potencial matricialé determinado de forma experimental através de diversos equipamentos, sendo osprincipais os tensiômetros, os funis de placa porosa e a câmara de pressão de Richards.Os dois últimos equipamentos baseiam-se na aplicação de uma tensão ao solo, a fim deretirar da amostra de solo um volume de água. Para cada valor de potencial matricial φ m ,no equilíbrio, existe um valor de umidade no solo. Variando-se a pressão ou a tensão emedindo-se os correspondentes valores de potencial, torna-se fácil construir uma curvade retenção de umidade.A avaliação a partir da curva de retenção de água (ou curva característica deágua) permite uma estimativa da disponibilidade de água dos solos às plantas. A análiseda curva característica de umidade, revela com maior ou menor nitidez uma região naqual o potencial de matriz permanece mais ou menos constante, mesmo que hajavariação na umidade do solo. É nessa região da curva característica que se encontra oseu ponto de inflexão. O ponto de inflexão divide a curva em dois ramos, que diferemquanto à relação entre potencial matricial e teor de umidade (FERREIRA e MARCOS,1983).27

Como a curva é uma característica do solo, ela é determinada uma única vezapenas e, sempre que se precisar do valor do potencial matricial determina-se a umidadedo solo e, através da curva, estima-se o valor de φ m . É, porém importante lembrar daslimitações da curva de retenção. Ela varia bastante com pequenas variações de textura,variações de compactação, estrutura, entre outros fatores. Por isso, ela deve serdeterminada em laboratório, a partir de amostras indeformadas de solo. Variações dedensidade do solo e de textura de um horizonte para outro, dentro do mesmo perfil desolo, podem determinar a necessidade do uso de curvas distintas de retenção de águapara cada horizonte. Pode também ser levantada em ensaios de campo através dostensiômetros, porém esse levantamento não cobrirá valores altos de tensões, nemvalores próximos à saturação (φ m ≅0). A Figura 2.8 mostra curvas de retençãoesquemáticas para solos de textura bem distinta e solos compactados.Figura 2.8 – Curvas de retenção de água no solo(Fonte: REICHARDT, 1990)A retenção de água apresenta ainda o fenômeno de histerese (Figura 2.9), isto é,a curva não é unívoca, mas depende da história do molhamento ou secamento: para ummesmo teor de umidade, obter-se-á diferentes potenciais matriciais para o solo em28

processo de drenagem ou molhamento. O teor de umidade é mais elevado no secamentodo que quando o solo for submetido ao umedecimento, sob os mesmos valores depotencial. A própria ação física do umedecimento e secamento sobre o solo provocaalterações em outras variáveis do solo, tornando as superposições mais difíceis. Essefenômeno deu origem aos conceitos de pressão de entrada de água e pressão de entradade ar, os quais serão vistos a seguir.Figura 2.9 – Histerese(Fonte: REICHARDT, 1985)Pressão de entrada de água ψ w , é a pressão negativa para a qual o solo atinge seumáximo teor de umidade durante o processo de molhamento, e pressão de entrada do arψ a , é a pressão negativa para qual o teor de umidade do solo exibe seu primeirodecréscimo, durante o processo de drenagem (BOUWER, 1966; 1969). Naturalmente,se não houvesse histerese, ψ w e ψ a seriam iguais. A relação entre as duas é admitidacomo sendo igual a:(2.22)29

ψaψw=2É importante assinalar que, diferentemente do que está sendo adotado nestetexto, alguns físicos de solos preferem considerar as componentes de potencial depressão e matricial como um único potencial, visto que são mutuamente exclusivas 12(HILLEL, 1971). Sendo assim, é possível considerar o perfil de umidade em termos deum único potencial de pressão (positivo ou negativo), variando continuamente, acima eabaixo do lençol freático.Tendo-se a definição de φ m , torna-se mais fácil a compreensão dos conceitos decapacidade de campo e ponto de murcha. A capacidade de campo ocorre quando ogradiente do potencial gravitacional é igual ao gradiente do potencial matricial. Nesseinstante, a água do solo fica em equilíbrio e a drenagem cessa. Qualquer retirada deágua desse perfil só é possível através do processo de evapotranspiração. Verificou-seque, em muitas situações, o solo se encontra em capacidade de campo, quando φ m oscilaem torno de -1/3 atm (-33 KPa) e em ponto de murcha permanente, quando φ m oscilaem torno de -15 atm (-1500 KPa).2.4.4 - Outros PotenciaisConforme mencionado anteriormente, o potencial total da água no solo não sereduz a soma dos potenciais gravitacional, de pressão e matricial. Sempre quenecessário, outros efeitos devem ser considerados.O potencial osmótico, por exemplo, surge a partir da presença de íons e outrossolutos encontrados na água do solo. Quanto mais concentrada a solução, menor oestado de energia da água e, portanto, mais negativo o valor da componente osmótica.Diferenças de potencial osmótico não causam movimento significativo da água, mas12Um determinado ponto do solo poderá apresentar potencial matricial (negativo) ou potencial de pressão (positivo),porém, simultaneamente os dois nunca ocorrerão.30

sim de soluto. Porém, quando existem membranas semipermeáveis, que retêm ossolutos, e não a água, esse efeito é significativo. Portanto, deve-se sempre consideraresse potencial ao se analisar a interação das raízes com o solo.Por outro lado, o potencial térmico é de difícil determinação, sendo geralmentedesprezado. As pequenas variações de temperatura que ocorrem no solo implicam empequenas variações desse potencial.2.5 - Escoamento da Água através do Solo2.5.1 - A lei de DarcyExperiências realizadas com filtros de areia pelo engenheiro francês HenryDarcy, em 1856, mostraram que a taxa volumétrica de água Q através de uma colunahomogênea de um meio poroso saturado é proporcional à perda de carga hidráulica ∆H(carga gravitacional + carga de pressão) ao longo do trajeto, e inversamenteproporcional a altura L da coluna de água, ou:Q =Vt∝A .s∆LH(2.23)onde A s é a área da seção transversal da coluna. Definindo q como a densidade de fluxodarciano ou velocidade específica do fluido no meio poroso, tem-se:q =QA s(2.24)logo:31

∆Hq = KL(2.25)A constante de proporcionalidade K é denominada condutividade hidráulica. AEquação 2.25 é conhecida por Lei de Darcy, válida para escoamento unidimensional emmeios porosos homogêneos e saturados.Quando o escoamento é transiente (o fluxo se modifica no tempo), ou o solo nãoapresenta uniformidade, a carga hidráulica pode diminuir não linearmente no sentido doescoamento. Quando o gradiente hidráulico ou a condutividade é variável, devem-seconsiderar os valores localizados do gradiente, do fluxo e da condutividade, em vez devalores gerais para o solo como um todo. A lei de Darcy pode ser escrita de uma formamais exata e geral, em forma diferencial para uma dimensão:∂Hq = −K∂x(2.26)ou, estendendo-a para três dimensões:q = −K.∇H(2.27)O sinal negativo das duas últimas equações refere-se ao fato do fluxo ter sentidocontrário ao decréscimo de potencial. O fluxo darciano q, ou, simplesmente, fluxo,mesmo tendo dimensões de velocidade, é diferente da velocidade média real doescoamento, pois o escoamento não se efetua em toda a área da seção transversal, vistoque parte dela é obstruída pelas partículas de solo e somente a fração correspondente àsporosidades é que está aberta ao escoamento. Uma vez que a área real do escoamento émenor do que a área da seção transversal, a velocidade média real deve ser maior que ofluxo q.A equação de Darcy encontra-se teoricamente embasada nas equações deNavier-Stokes, existindo, naturalmente, certas limitações ao seu uso (PHILIP, 1969).Basicamente, sua validade, a partir dessa última equação, está vinculada às hipóteses deescoamento permanente e de que os termos inerciais das equações de Navier-Stokes são32

desprezíveis em relação aos termos devidos à viscosidade. Isso significa dizer que oscapilares e os poros do solo são bem pequenos e que a velocidade do escoamento não éalta, prevalecendo o regime laminar de escoamento. Para se determinar se o escoamentoé laminar ou turbulento, o critério quantitativo utilizado é o número de Reynolds R e :d.q.ρR e=µ(2.28)onde, d é o diâmetro efetivo ou médio dos poros, µ é a viscosidade dinâmica e ρ é amassa específica da água. Segundo BEAR (1979) e HILLEL (1971), é seguro assumir alinearidade na relação entre fluxo e gradiente hidráulico, para um meio poroso, apenasquando o número de Reynolds for menor que um.Em materiais siltosos e mais finos, prevalece o escoamento laminar, enquantoque em areias mais grossas e cascalhos, sujeitos a maiores fluxos q, é possível aocorrência de escoamento não laminar, e a conseqüente não aplicabilidade da lei deDarcy (HILLEL, 1971). Porém, de um modo geral, na maioria dos solos, o escoamentopode ser considerado laminar.2.5.2 - Condutividade Hidráulica e PermeabilidadeA condutividade hidráulica é a razão entre o fluxo e o gradiente hidráulico naequação de Darcy, sendo definida como o fluxo volumétrico de água através do solopara um gradiente hidráulico unitário. Assim: [q] = [K], sendo expressa em [LT -1 ].A condutividade hidráulica é um dos poucos parâmetros na natureza para o qualencontram-se variações de mais de doze ordens de grandeza, cerca de um trilhão devezes (CLEARY, 1989).A condutividade hidráulica é, naturalmente, afetada tanto pela estrutura quantopela textura, sendo maior em solos muito porosos e com abundância de aglomerados, doque em solos compactados.33

A condutividade hidráulica K não é uma propriedade que dependeexclusivamente do solo, pois ela depende simultaneamente dos atributos do solo e dolíquido que escoa. As características do solo que modificam o valor de K são: aporosidade total, a distribuição do tamanho dos poros e a tortuosidade 13 . Por sua vez, adensidade e a viscosidade são os atributos do fluido que afetam a condutividade. A fimde separar esses efeitos, a condutividade hidráulica pode ser determinada na forma de:ρ.gK = kµ(2.29)onde, µ é a viscosidade dinâmica e ρ é a massa específica, os quais são propriedades dofluido, sendo g a aceleração da gravidade. O valor de k é a permeabilidade intrínseca dosolo, idealmente, uma propriedade exclusiva do meio poroso.Geralmente, o termo permeabilidade é aplicado como sinônimo decondutividade hidráulica, gerando ambigüidade 14 . Também é utilizado para descrever deforma qualitativa a capacidade de um meio poroso transmitir água ou outros fluidos.Aqui neste texto, será adotado o termo permeabilidade como significado depermeabilidade intrínseca do meio, com o dimensional de comprimento ao quadrado.2.5.3 - Equação Geral do Fluxo para Meios SaturadosDenomina-se escoamento uniforme ao que apresenta fluxo constante no tempo eno espaço, permanecendo o teor da água constante em cada ponto do solo. Umescoamento dessa natureza pode ser caracterizado pela lei de Darcy sozinha. Aocorrência de escoamento uniforme, contudo, é rara e persiste por pouco tempo. Muitomais comum é o escoamento transiente e variado, no qual o fluxo varia no tempo e noespaço, bem como se apresenta variável o teor de água durante o escoamento.13O fator de tortuosidade é a relação existente entre a distância realmente percorrida pela água por entre os poros e ocomprimento da coluna de solo através da qual a água está escoando.14Um exemplo dessa ambigüidade pode ser vista em CAPUTO (1967), pág. 72, onde a condutividade hidráulica échamada de coeficiente de permeabilidade.34

A lei de Darcy é suficiente apenas para descrever o escoamento em estadopermanente. A fim de representar o comportamento transiente do escoamento, énecessário introduzir a lei da conservação de massa em sua análise, expressando-a naforma de equação da continuidade, que aplicada a um elemento de solo infinitesimal,assume a seguinte forma:∂(ρwθ) ∂(ρwq+∂t∂xx) ∂(ρwq+∂yy) ∂(ρwq+∂zz)= 0(2.30)ou:∂(ρwθ)+ ∇ρwq= 0∂t(2.31)portanto:Considerando a água um fluido incompressível, sua densidade será constante e,∂θ= −∇q∂t(2.32)Substituindo q pela equação de Darcy, obtém-se a equação geral paraescoamento em solos saturados:∂θ= ∇.K.∇H∂t(2.33)Essa equação é valida para a hipótese do meio poroso se comportar como ummeio contínuo, ou seja, todos os seus poros encontram-se interconectados. Assim,também admite-se que o solo é isotrópico, o que significa que a condutividadehidráulica é a mesma em toda as direções.Para escoamento em uma direção, a Equação (2.33) pode ser escrita na forma:35

∂θ=∂t⎛ ∂H⎜ Kz ⎝ ∂z∂∂⎞⎟⎠(2.34)2.5.4 - Escoamento em Meio Não SaturadoA maior parte dos processos que envolvem o escoamento de água no solo,incluindo o fenômeno de infiltração, ocorre estando o solo em condição não saturada.Nessa condição, os processos de escoamento são mais complicados e de mais difícildescrição quantitativa, uma vez que eles muitas vezes acarretam mudanças no estado eno teor de água do solo durante o escoamento. Além disso, envolvem relaçõescomplexas entre o teor de água, a sucção e a condutividade hidráulica, que podem serafetadas pela histerese.Em um meio contínuo saturado, o potencial total que atua sobre o escoamento éfundamentalmente o potencial de pressão (positivo) mais o potencial gravitacional. Noentanto, em um meio não saturado, surge a ação do potencial matricial (negativo) sobreo escoamento. O potencial matricial, ou tensão de umidade varia em função da umidadedo solo, que, por sua vez, pode se encontrar espacial e temporalmente distribuídas. Poroutro lado, deve-se notar que a relação φ m x θ está sujeita ao fenômeno de histerese eque, não apenas o potencial, mas a condutividade hidráulica está sujeita a variações emfunção da umidade. Assim sendo, verifica-se que as equações apresentadasanteriormente para meios saturados devem ser reavaliadas, principalmente no que serefere a condutividade hidráulica e potencial total de escoamento.Para o caso de um solo não saturado, desconsiderados outros efeitos, o potencialtotal Φ se resume na soma dos potenciais gravitacional (z) e matricial (Ψ), que assimserão representados. A equação de Darcy, de acordo com Richards (citado por HILLEL,1971), torna-se igual a:36

∂φ∂φ∂φq = −K(ψ ) ∇Φ = −K(ψ ) − K(ψ ) − K(ψ )∂x∂y∂z(2.35)e para o escoamento unidimensional vertical:∂Φ ∂(ψ + z)q = −K(ψ ) = −K(ψ )∂z∂z(2.36)Combinando-se a lei de Darcy, na forma da Equação (2.36), com a equação dacontinuidade, obtém-se:∂ φ∂K(ψ= −∇.[ K(ψ ) ∇Φ] = −∇.[ K(ψ ) ∇ψ] +)∂t∂z(2.37)ou:∂ φ ∂ ⎡ ∂ψ⎤ ∂ ⎡ ∂ψ⎤ ∂ ⎡ ∂ ⎤ ∂KKKK +t x x y⎢y⎥ − ψ ( ψ= − ⎢ ( ψ ) ⎥ − ( ψ )∂ ∂∂∂z⎢ ( ψ ))z⎥⎣ ∂ ⎦ ⎣ ∂ ⎦ ⎣ ∂ ⎦ ∂z(2.38)conhecida como equação de Richards ou equação do fluxo de umidade no solo (PHILIP,1969). Para escoamento unidimensional ao longo da profundidade, a equação deRichards passa a ser escrita na forma:∂ φ ∂ ⎡ ∂ψ⎤ ∂K(ψ= − K +t ∂z⎢ ( ψ ))∂z⎥⎣ ∂ ⎦ ∂z(2.39)Muito utilizada para a simulação do escoamento através de regiões não saturadasdo solo, a equação de Richards na forma (2.39) vem sendo empregada também nageração de dados de infiltração devido à chuva, (SMITH e WOOLHISER, 1971; MEINe LARSON, 1971; CANEDO, 1974; citados por SIMÕES, 1991), quando se podedesprezar o movimento lateral em relação àquele que se processa ao longo daprofundidade. Como a relação K x ψ é altamente sujeita a efeitos de histerese (menossujeita que a relação K x θ), é usual escrever-se a Equação (2.39) do seguinte modo(CHOW, MAIDMENT e MAYS, 1988):37

∂ φ ∂ ⎡ ∂ψ∂θ⎤ ∂K(θ= − K+t ∂z⎢ ( θ ))∂z⎥⎣ ∂θ∂ ⎦ ∂z(2.40)Para simplificar o tratamento experimental e matemático do escoamento emsolos não saturados, mostra-se, às vezes, vantajoso transformar as equações deescoamento, a fim de torná-las análogas às da difusão e de condução de calor, para asquais existem muitas soluções preparadas. Assim, em física dos solos (HILLEL, 1971;REICHARDT, 1985), é usual a utilização do conceito de difusividade hidráulica D dosolo, onde:∂ψD ( θ ) = K(θ )∂θ(2.41)Com a introdução desse conceito, as Equações (2.35) e (2.37) tornam-se,respectivamente:q = −D(θ ) ∇θ(2.42)e∂ θ∂K(θ= ∇.[ D(θ ) ∇θ] +)∂t∂z(2.43)Uma das vantagens apresentadas pelo uso das equações da difusividade está nofato de que a faixa de variação da difusividade é menor que a condutividade. Além,disso, o conteúdo da água e os gradientes de conteúdo de água são mais fáceis de medirna prática, e de se relacionar com os fluxos de volumes, do que a sucção e os gradientesde sucção. Por outro lado, as limitações dessas equações residem no fato de que sãoincapazes de caracterizar o escoamento quando este é causado por outros gradientes depotencial que não os de sucção e gravidade, ou quando há influência da histerese.38

2.5.5- Relações entre Condutividade, Tensão e UmidadeA relação entre o potencial matricial, o teor de umidade e a condutividadehidráulica pode ser observada na Figura 2.10.Figura 2.10 – Relação entre teor de umidade, potencial matricial e condutividadehidráulica relativa(Fonte: CANEDO, 1989)Para solos não saturados, define-se a condutividade hidráulica relativa K r(MOREL-SEYTOUX, 1979), como sendo:Kr=K(θ )Ksat(2.44)Quando o meio poroso é ocupado por mais de um fluido, usa-se o termopermeabilidade efetiva k i , para definir a permeabilidade do meio em relação ao volumeocupado pela fase i (BROOKS e COREY, 1977). De forma semelhante a K r , deriva-se39

daí o conceito de permeabilidade relativa k ri (BROOKS e COREY, 1977; MOREL-SEYTOUX, 1979), definida como:kri=kik(2.45)onde k é a permeabilidade intrínseca do meio, definida anteriormente no item 2.5.2.Dessa forma, para um solo não saturado, considerando-o ocupado por água e porar, define-se permeabilidade relativa à água, k rw , e permeabilidade relativa ao ar, k ra ,como sendo, respectivamente:kkrw =ra =kkkkwa(2.46)(2.47)Pode-se observar que, pela relação entre condutividade hidráulica epermeabilidade intrínseca, expressa pela Equação (2.29):ρ.gK = kµtem-se que:Kr= k rw(2.48)Essa igualdade permite que K r possa ser estimada pelas equações desenvolvidaspor BROOKS e COREY (1977), para a determinação da saturação efetiva S e , definidaanteriormente no item (2.3.4), e de k rw e k ra , apresentadas a seguir:40

Se⎡ψ b ⎤= ⎢ψ ⎥⎦⎣λ(2.49)krw⎡ψb ⎤= ⎢ ⎥⎣ ψ ⎦n(2.50)kra⎡ ⎛ψb ⎞= ⎢1− ⎜ ⎟⎢⎣⎝ ψ ⎠λ⎤⎥⎥⎦2⎡ ⎛ψb ⎞⎢1− ⎜ ⎟⎢⎣⎝ ψ ⎠2+λ⎤⎥⎥⎦(2.51)válidas para ψ ≥ ψ b , onde:n = 2 + 3λ(2.52)onde λ e ψ b , também conhecidos como parâmetros de BROOKS e COREY, sãorespectivamente, o índice de distribuição do tamanho dos poros, e a pressão deborbulhamento (bubbling pressure), e considerada este último, segundo os autores,como sendo igual a pressão de entrada do ar, já vista no item (2.4.3). Os valores λ e ψ bpodem ser determinados graficamente, plotando-se em escala logarítmica a relaçãoentre a saturação efetiva (S e ) e a tensão de umidade (ψ). Para a determinação dasaturação efetiva é necessária a determinação da saturação residual, a qual é estimadatambém graficamente, segundo a metodologia de BROOKS e COREY (1977).41

3 – REVISÃO BIBLIOGRÁFICA3.1 - Infiltração – Penetração da Água no Solo com Inundação3.1.1 - Considerações GeraisA infiltração da água no solo constitui um fenômeno complexo (ROY eGHOSH, 1982; AMERMAN, 1983; GHILDYAL e TRIPATHI, 1987). Neste trabalho,assume-se que a infiltração seja com potencial ligeiramente positivo, na superfície doterreno, ou seja, que exista uma pequena lâmina de inundação. A infiltração é definida,segundo RICHARDS (1960) e BAVER et al (1973), como sendo a entrada descendentede água no perfil de solo. Já SWARTZENDRUBER (1961), HILLEL (1970), PHILIP(1957, 1969) e REICHARDT, 1990, a definem como o processo pelo qual a água passapara dentro do solo através de sua superfície em função do gradiente potencial total daágua no solo. Depois que a água encontra-se no sistema solo, o seu movimento nosentido vertical é fundamentalmente regido pelas forças do potencial matricial e dogravitacional, que são os principais responsáveis pelo gradiente do potencial total(PARLANGE, 1971; CLEMMENS, 1983; GHILDYAL e TRIPATHI, 1987;REICHARDT, 1990). No inicio do processo, quando o solo encontra-se seco, ogradiente do potencial total da água é muito grande devido à ação do potencialmatricial. Durante o processo, o solo vai ganhando umidade, diminuindo a importânciado potencial matricial, que, na zona de saturação anula-se. Por outro lado, à medida quea frente de umedecimento avança no sentido dos extratos inferiores do solo,progressivamente aumenta a importância relativa do potencial gravitacional, tornandoseo componente de maior importância no gradiente do potencial total da água no solo(REICHARDT, 1990).TAYLOR (1972), citado por ARAUJO FILHO (1992), destaca que, para temposlongos, o potencial gravitacional é a força predominante que causa o movimentodescendente da água no solo. Para GERMMAN (1983), quando o movimento da águaocorre por meio de macroporos, o potencial matricial é desprezível e o gravitacional é a42

força que governa o movimento. De maneira geral, o potencial matricial é o maisimportante na fase inicial do processo, enquanto o gravitacional, destaca-se na fase finalda infiltração (GISH e STARR, 1983).3.1.2 - Comportamento da InfiltraçãoEm termos gerais, a infiltração é um processo desacelerado. Começa com umavelocidade alta que vai diminuindo gradativamente com o tempo até atingir umdeterminado nível relativamente constante. Essa diminuição de velocidade é função dodecrescimento do gradiente potencial total da água no solo na superfície. Depois de umcerto tempo, quando o gradiente tende a uma estabilidade, a velocidade torna-sepraticamente constante. Esta velocidade em tempos muito longos, converge para o valorda condutividade hidráulica saturada do solo superficial (PHILIP, 1957; KUNZE eKAR-KURI, 1983; REICHARDT, 1990).Durante o processo de infiltração, a distribuição da água em um perfil de solouniforme, submetido a uma pequena carga hidráulica na superfície (H 0 ), pode ser maisbem compreendida com a ajuda da Figura 3.1. No perfil de umedecimento do solo apósum longo tempo de infiltração, distinguem-se quatro zonas: de saturação, de transição,de transmissão e a de umedecimento. A zona saturada corresponde a uma fina camadasuperficial em torno de 1,5 cm de espessura em que o solo encontra-se saturado. Abaixodessa zona, há uma pequena faixa, em torno de 5 cm, onde a umidade sofre ligeirodecréscimo por aprisionamento de ar corresponde a zona de transição. A partir desta,segue a zona de transmissão, com grau de umidade uniforme, porém ligeiramenteabaixo da saturação. Enquanto todas as outras zonas permanecem com espessurapraticamente constante, esta é aumentada continuamente com a aplicação de água,constituindo a maior parte do perfil umedecido. Essa camada é também caracterizadapor pequena variação de umidade em relação ao espaço e tempo. A partir dessa zona,vem a outra onde o grau de umidade decresce rapidamente com a profundidade,formando a zona de umedecimento. Na transição da área úmida com a seca, define-se afrente de umedecimento, que, juntamente com a zona anterior, move-secontinuadamente para baixo durante o processo. A frente de umedecimento é o limite43

visível da movimentação de água no solo, na qual existe elevado gradiente hidráulicodevido à variação abrupta de umidade, sendo este mais acentuado em solos inicialmentemuito secos.Figura 3.1 – Perfil de umedecimento do solo durante a Infiltração(Fonte: BRANDÃO, 2003)De forma generalizada, o comportamento da taxa ou velocidade de infiltração (i)e da infiltração acumulada (I) em função do tempo (t), segue o esquema da Figura 3.2.Como pode-se notar, ao longo do tempo, a velocidade decresce até atingir um certovalor praticamente constante, enquanto que a infiltração acumulada cresce com taxasvariáveis e decrescentes até atingir taxas praticamente constantes, a partir do tempo emque a velocidade tende a estabilidade. Um solo mais úmido terá, inicialmente, menortaxa de infiltração, devido a um menor gradiente hidráulico, e mais rapidamente a taxade infiltração se tornará constante. Na realidade, a velocidade de infiltração é o mesmoque o fluxo da água da equação de Darcy na superfície do solo, correspondendo aovolume de água que infiltra na unidade de área e de tempo. Por sua vez, a infiltraçãoacumulada corresponde ao volume (por unidade de área) de água infiltrado ao longo dotempo. De outro modo, a velocidade de infiltração pode ser definida em função da44

infiltração acumulada, correspondendo a sua derivada em função do tempo(PHILIP, 1957, 1969).⎞⎜⎛ dIi = ⎟⎝ dt ⎠Figura 3.2 – Taxa de infiltração e infiltração acumulada em função do tempo para ummesmo solo, sob duas condições iniciais de umidade: seco e úmido(Fonte: BRANDÃO, 2003)Outra terminologia utilizada é a de capacidade de infiltração i p , que é a taxamáxima pela qual o solo tem a capacidade de absorver água através de sua superfície,que é equivalente ao conceito de taxa de infiltração com pequena lâmina de água sobreo terreno. Assim, ela é função do tipo de solo, do teor de umidade existente e,conseqüentemente do tempo. Decaindo à medida que o solo vai se tornando maisúmido, a capacidade de infiltração atinge seu valor mínimo quando se torna igual acondutividade hidráulica para o solo superficial saturado K (assumindo que o mesmoseja homogêneo). Na prática, como o solo no campo dificilmente está com todos os seusvazios repletos de água, sempre havendo uma quantidade residual de ar, esse valorlimite é menor que K e igual a K sat , a condutividade hidráulica à saturação natural.45

3.1.3 - Infiltração BásicaComo foi descrito anteriormente, a velocidade de infiltração decresce com otempo até atingir um certo equilíbrio. Nessas condições, quando a velocidadepraticamente não varia com o tempo, passa a ser chamada de velocidade de infiltraçãobásica (VIB) (BERNARDO, 1989; REICHARDT, 1990).O conhecimento da VIB é de grande importância para o manejo da irrigação. Asua magnitude serve de referência para a escolha dos métodos de irrigação e determinao fluxo máximo ou mínimo de água que pode acontecer, conforme o sistema adotado.Segundo REICHARDT (1990), as taxas de infiltração básica são subdivididasem cinco intervalos de classes de drenagem, onde os solos são considerados de muitoalta, alta, média, baixa e muito baixa infiltração básica. Já KLUTE (1965), subdivide astaxas de infiltração básica em sete classes, como pode ser observado na Tabela 3.1. Ainfiltração básica, conforme sua definição, representa a velocidade de infiltração que semantém praticamente estável ao longo do tempo, correspondendo aproximadamente àcondutividade hidráulica saturada do solo superficial (PHILIP, 1957; KUNZE e KAR-KURI, 1983; REICHARDT, 1990).A recomendação corrente é que a determinação da velocidade de infiltraçãobásica seja executada in situ, de forma mais representativa e precisa possível. Contudo,dada a grande variabilidade especial a que os solos estão submetidos, a observânciadesta recomendação tem tornado esta determinação uma tarefa laboriosa e cujosresultados são questionados. Em razão desses aspectos, SALES et al. (1999), comentamque pesquisadores têm procurado calculá-la teoricamente, a partir de outraspropriedades do solo de mais fácil medida. Estudos nessa direção foram desenvolvidospor AHUJA et al. (1984) e MIYAZAKI (1996), citados por SALES et al. (1999),utilizando respectivamente a macroposidade e a densidade do solo.46

Tabela 3.1 - Classificação das classes de drenagem(Fonte: KLUTE * , 1965; REICHARDT ** , 1990)Classe de Drenagem Intervalo (cm/h) * Intervalo (cm/h) **Muito lento < 0,125 25,0 >3,03.1.4 - Relações entre Infiltração de Chuva, Precipitação e Escoamento Superficial• Aspecto QualitativoA Figura 3.3 mostra esquematicamente como se comportam os diversosprocessos hidrológicos durante uma chuva de intensidade constante e uniformementedistribuída sobre uma dada bacia. O eixo vertical do diagrama representa a taxa pelaqual a água escoa, ou é armazenada em um dos reservatórios idealizados, sempre deforma relativa à taxa de precipitação. No eixo horizontal, encontra-se representado otempo transcorrido desde o início da chuva. A região sombreada assinala a porção dovolume total precipitado que poderá contribuir para o escoamento em calha medido noexultório da bacia.47

Figura 3.3 – Esquema de decomposição de uma chuva entre os componentes do ciclohidrológico(Fonte: LINSLEY et al., 1982)Observando-se a Figura 3.3, vê-se que:1) no início, a taxa de retenção superficial é alta, decrescendo de modosubstancial durante a chuva. Entende-se como retenção superficial a resultante dosprocessos de intercepção vegetal, evaporação e armazenamento nas depressões do solodurante uma chuva;2) a umidade do solo aumenta a medida em que se dá o processo de infiltração;parte da água infiltrada sofre um processo de retenção (CHOW, MAIDMENT e MAYS,1988), ou seja, é armazenada por um longo período de tempo, sendo deplecionada porevaporação e transpiração vegetal. Por sua vez, diz-se que o volume restante passa porum processo de detenção, isto é, trata-se apenas de um efeito do amortecimento doescoamento, já que contribuirá na formação do componente subsuperficial dohidrograma, ou na recarga do lençol subterrâneo;48

3) a contribuição da precipitação direta (PD) em calha permanece praticamenteconstante ao longo do tempo, aumentando proporcionalmente ao extravasamento dacalha do rio; já o escoamento superficial (runoff) se inicia momentos após o início dachuva com o decaimento da taxa de infiltração e da retenção superficial.HORTON (1933), citado por SIMÕES (1991), descreveu o escoamentosuperficial como a parcela da chuva que não infiltraria no solo (ele não considerou aretenção superficial). Para um solo cuja capacidade de infiltração fosse i p em um dadoinstante, o escoamento superficial só ocorreria se a intensidade da chuva f fosse maiorque i p . Nesse caso, surgiria um excesso de chuva r e igual a:r e = f - i p(3.1)Para intensidades menores que a capacidade de infiltração, toda a água infiltrariae, por conseguinte, não haveria escoamento superficial.• Infiltração como Função da Intensidade da ChuvaRUBIN (1966), resolvendo numericamente a equação de Richards, verificou queo comportamento da infiltração devida à chuva é função da sua intensidade e dacondutividade hidráulica do solo. Considerando uma chuva de intensidade f, constante,sobre um solo cuja umidade inicial é inferior à de saturação e constante ao longo doperfil, é possível descrever o processo de infiltração a partir de três estágios (Figura3.4).49

f – intensidade constante de chuvai – taxa de infiltraçãoi p – capacidade de infiltraçãot o – instante inicial da chuvat p – instante de saturação da superfície do solot f – instante final da chuvaFigura 3.4 – Infiltração para uma chuva de intensidade constante(Fonte: RUBIN, 1966)Estágio A: f < K sat i(t) = fInfiltração controlada por K sat . Toda a água precipitada sofre infiltração, nãohavendo a saturação da superfície (lâmina de água na superfície), nem escoamentosuperficial. Apesar disso, o fenômeno deve ser considerado, pois há alteração nascondições de umidade do solo.Estágio B: K sat < f < i p i(t) = fInfiltração controlada pela intensidade da chuva; precede à saturação dasuperfície. Como a capacidade de infiltração é temporariamente superior à intensidade,a taxa de infiltração permanece igual a f, não havendo escoamento superficial. Esse casoé caracterizado pelo patamar da curva de infiltração, indicada na Figura 3.4.Estágio C: i p < f i(t) = i p50

A infiltração decresce; a capacidade de infiltração tende a ficar cada vez menorque a intensidade de precipitação. Esse estágio ocorre após o instante de saturação seratingido e a infiltração é controlada pela capacidade de infiltração. Inicia-se oescoamento superficial e a taxa de infiltração passa a ser equivalente à capacidade deinfiltração.3.1.5 - Medições de InfiltraçãoAs medições de infiltração são de grande importância não apenas para aelaboração de projetos de irrigação, mas também para os campos da hidrologia e daengenharia de solo e água. A infiltração da água no solo deve ser determinada pormétodos simples e capazes de representar, adequadamente, as condições em que seencontra o solo. Para tanto, torna-se necessário adotar métodos cuja determinaçãobaseia-se em condições semelhantes àquelas observadas durante o processo ao qual osolo é submetido. Uma vez que a taxa de infiltração é muito influenciada pelascondições de superfície e conteúdo inicial de umidade do solo, o conhecimento dessascondições é de fundamental importância para a percepção dos resultados (PRUSKI etal., 1997).Os métodos de medição da infiltração são baseados em dois princípios, o dainundação do solo e o da aspersão de água simulando chuva (GHILDYAL eTRIPATHI, 1987; FORSYTHE, 1985). Os métodos que envolvem inundação de áreasmedem diretamente a água infiltrada no solo. Por outro lado, os que envolvemsimulação de chuva medem indiretamente a infiltração, considerando a chuva artificialtotal e o escoamento superficial da água no solo.Conforme os princípios utilizados, os métodos são bastante diferenciados emforma, teoria e aplicação. São mais simples os que envolvem o princípio de inundaçãoe, dentre estes, se destaca o do infiltrômetro de duplo anel.51

• Infiltrômetro de duplo anelKATCHINSKY (1934), citado por FRANCO (1980), foi o primeiro a sugerir ouso de duplo-cilindros para determinação da infiltração da água nos solos, que constavade dois pequenos cilindros concêntricos, cravados no solo a menos de 3 cm. A água erafornecida em iguais níveis tanto no cilindro interno como externo. Considerou, então,que a água do cilindro externo constitui uma barreira contra a infiltração lateral da águano cilindro interno, o que possibilitou relacionar, a infiltração da água interna, a umaárea conhecida. O autor admitiu a necessidade de estudos para a determinação decritérios de profundidade de instalação dos anéis, da altura da lâmina de água sobre asuperfície do solo e do tamanho dos anéis.SWARTZENDRUBER e OLSON (1961) afirmaram que todos os resultados deseus trabalhos sugerem o uso de cilindros concêntricos grandes, com no mínimo 20 cmde diâmetro para o cilindro interno, e que os cilindros devem ser cravados através depancadas precisas e com o uso de um nível horizontal.Na determinação da velocidade de infiltração, com infiltrômetro de anel,ISRAELSEN (1967) recomendou instalar o cilindro com uma profundidade de 15 cm,sugestão também indicada por BOUER (1969).OLIVEIRA (1977), em seus estudos com infiltrômetro de anel para adeterminação da infiltração básica, concluiu que a carga hidráulica aplicada deve ser de5 cm de lâmina de água, com uma oscilação máxima de 1 cm, e a profundidade deinstalação do anel interno deve ser de 15 cm.Segundo BERNARDO (1989), ao se determinar a velocidade de infiltração, comauxílio de infiltrômetro de duplo anel, a lâmina de água acima do solo deve ser de 5 cm,permitindo uma oscilação de mais ou menos 1 cm.SLATER (1957), em trabalho com infiltração para determinar a taxa deirrigação, observou uma grande variação nos dados obtidos com o cilindro infiltrômetroe afirmou que pode ocorrer um alto coeficiente de variação em todas as taxas de52

infiltração. Os dados obtidos por chuva artificial comparados com os do cilindroinfiltrômetro, foram significativamente menores. Porém, quando os valores doinfiltrômetro foram ajustados por regressão para seus equivalentes de chuva artificial, osvalores assim obtidos concordaram bem com os determinados diretamente pelo métododa chuva artificial (simulador de chuva).SMITH et al., (1971) citados por PARR e BERTRAND (1960), em estudossobre infiltração, compararam as medidas de campo usando infiltrômetros de duplo anelcom as determinações feitas em laboratório e observaram grandes variações na taxa deinfiltração entre as repetições, tanto de campo como de laboratório.FRANCO (1980), em seus estudos de correlação entre determinações dacapacidade de infiltração de solos, com auxílio de um simulador de chuva e de uminfiltrômetro de anéis concêntricos, concluiu que, em ambas as condições de umidadeinicial assumidas para cada solo, os dados de infiltração dos anéis concêntricosapresentaram alta correlação com os do simulador de maior intensidade de precipitação.Os anéis superestimaram os valores de VIB, o que é inadequado à irrigação poraspersão.Atualmente, os infiltrômetros utilizados tendem a apresentar o cilindro internocom diâmetro da ordem de 25 cm e o externo, diâmetro de 50 cm, com altura deaproximadamente 30 cm (BRANDÃO, 2003). Os anéis cujas bordas devem serbizeladas são cravados verticalmente no solo, deixando-se uma borda livre ligeiramentesuperior a 15 cm. O anel externo tem como finalidade reduzir o efeito da dispersãolateral da água infiltrada do anel interno. Assim, a água do anel interno infiltra no perfildo solo em uma direção predominantemente vertical, o que minimiza a superestimativada taxa de infiltração.Durante a realização do ensaio, deve-se manter uma lâmina de 3 a 5 cm nocilindro interno. No anel externo, a lâmina de água deve ser mantida igual a do anelinterno, para assegurar que não ocorra dispersão lateral da água infiltrada. O ensaiodeve ser realizado até que a taxa de infiltração, observada no anel interno, torne-seaproximadamente constante com o tempo.53

O infiltrômetro de duplo anel é um método simples, de fácil manipulação nocampo e oferece pequenas possibilidades de erro amostral. Segundo PARR eBERTRAND (1960) e GHILDYAL e TRIPATHI (1987), a maior limitação dessemétodo é a perturbação da superfície do terreno, quando os cilindros são cravados, poiseles causam um certo grau de deformação nas condições naturais da estrutura do solo,quebrando ou compactando o terreno, podendo causar grande variação na taxa deinfiltração entre as diversas repetições feitas. Também, a interface entre o solo e aparede interna do anel pode causar um plano de separação, que resultará numa taxairreal de infiltração. Entretanto, em áreas onde há limitação de acesso e de água, essemétodo é uma das melhores opções (CONSTANTZ, 1983). A variabilidade dos dadoscausada pela instalação do cilindro pode ser minimizada instalando-se os anéis no localcom um período de antecedência à série de medições (ESPÍNOLA, 1977).• Simuladores de ChuvaOs simuladores de chuva são equipamentos nos quais a água é aplicada poraspersão com uma intensidade de aplicação superior à capacidade de infiltração do solo,exceto para um curto intervalo de tempo, logo após o início da precipitação. A área deaplicação da água é delimitada por placas metálicas, sendo a taxa de infiltração obtidapela diferença entre a intensidade de precipitação e a taxa de escoamento superficialresultante.Os simuladores de chuva foram desenvolvidos para simular condições típicas dechuvas naturais, como velocidade de impacto e distribuição do tamanho das gotas dechuva, intensidade de precipitação, ângulo de impacto das gotas e capacidade dereproduzir a intensidade e duração das chuvas intensas (MEYER, citado por RAWLS etal., 1996).MUSGRAVE e HOLTAN (1964), citados por ESPÍNOLA (1977), afirmam queos simuladores de chuva atuam de forma mais semelhante à chuva natural do que nosmétodos de inundação e produzem impacto na superfície do solo reduzindo ainfiltração.54

Os simuladores de chuva, quando comparados aos infiltrômetros de duplo anel,são mais complexos, envolvem um número maior de pressuposições, possuem maiorprobabilidade de erro amostral e necessitam de apoio logístico mais sofisticado(JULANDER e JACKSON, 1983).• Método do Sulco InfiltrômetroO método do sulco infiltrômetro para determinação da taxa de infiltração éconsiderado um método de inundação parcial, pois a lâmina de água cobre apenas umaestreita faixa do terreno. QUEIROZ FILHO et al. (1975) recomendaram o uso dosdados do sulco infiltrômetro para fins de parametrização do sistema de irrigação porsulcos, porque, além de ser facilmente manuseado, o método utiliza equipamentos debaixo custo, é de fácil construção e utiliza uma área infiltrada maior do que no caso doinfiltrômetro de duplo anel, dando maior representatividade aos dados de campo.Segundo BOUDURANT (1957), o movimento da água no infiltrômetro de duploanel pode diferir consideravelmente do movimento padrão de um sulco durante airrigação, visto que, no cilindro, ele se restringe à direção vertical até a água passar daborda inferior do cilindro. Como a água no sulco não está confinada entre paredesimpermeáveis, seu movimento ocorre tanto no sentido vertical como horizontal, numadireção perpendicular ao sulco. BOUWER (1966) observou que a infiltração aumentoucom a largura de fluxo no sulco, até uma largura igual a aproximadamente metade doespaçamento entre os sulcos. A partir dessa largura, a taxa estável de infiltração ficoumuito próxima do valor da condutividade hidráulica do solo saturado.Quanto a forma do sulco, BOUDURANT (1957) observou que a infiltraçãovariou com o perímetro molhado, com a permeabilidade relativa, com a área do fundodo sulco e com as faces do sulco. Para um sulco de dada forma, a relação entre essesdiversos parâmetros é refletida na largura da corrente de fluxo movimentando-se nosulco.55

PHELAN (1954), citado por ESPÍNOLA (1977), encontrou alta correlação entrea taxa de infiltração básica, obtida com o infiltrômetro de duplo cilindro e a taxa deinfiltração básica obtida da irrigação por sulco.Em seu estudo, ESPÍNOLA (1977) comparou os resultados médios obtidos comos testes de infiltração utilizando o infiltrômetro de duplo anel e o sulco infiltrômetro,concluindo que o sulco apresentou uma capacidade de infiltração seis vezes menor doque o infiltrômetro. Porém, quando os dados foram ajustados por regressão, houve boaaproximação da estimativa da capacidade de infiltração pelos dois métodos.• Método do Permeâmetro de Carga ConstanteCom o permeâmetro de carga constante, obtém-se medidas de infiltração, depermeabilidade e de condutividade hidráulica do solo. É um equipamento que oferecefacilidade de operação, portabilidade, confiabilidade, precisão e baixa necessidade detreinamento (VIEIRA, 1995/1998). Seu funcionamento é baseado no princípio deMariotte, quando uma carga hidráulica constante é estabelecida em um orifício abertono solo e um bulbo saturado é rapidamente formado no solo. O formato desse bulbodepende grandemente das características do solo. Assim que o bulbo saturado forplenamente estabelecido, o fluxo de água do orifício atinge um valor constante, quepode ser medido. As medições podem começar a qualquer momento e o intervalo detempo entre leituras será determinado pelo fluxo de água entrando no solo. As leiturasestendem-se até que a condição de fluxo constante seja encontrada. No perfil de solo, asmedições podem se efetuadas em qualquer profundidade acima do lençol freático.GUPTA et al. (1993) realizaram um estudo comparativo em campo da medidade condutividade hidráulica do solo saturado usando quatro métodos, verificando que asmédias de condutividade hidráulica obtida pelo método do infiltrômetro de duplo anel epelo permeâmetro de Guelph foram estatisticamente iguais, assim como para osimulador de chuva e o permeâmetro de Guelph; entretanto, os dois grupos diferiramentre si.56

POTT e MARIA (2003), em seus estudos de comparação de métodos de campo,empregando um infiltrômetro de aspersão, um permeâmetro de carga constante, uminfiltrômetro de pressão 15 e um infiltrômetro de tensão 16 para a determinação da VIB,verificaram que os métodos comportaram-se diferentemente em relação ao tipo de solo,tendo sido os menores valores de VIB determinados com o infiltrômetro de aspersão.3.1.6 - Principais Causas da Variação da InfiltraçãoA infiltração da água no solo é uma característica bastante dinâmica, variandono espaço e no tempo, entre solos e no mesmo solo, devido a diversos fatores. Noentanto, a maioria relaciona-se as propriedades e características do solo, principalmentee da água, enquanto outras decorrem da metodologia utilizada no processo de mediçãoda infiltração.a – Características do Solo e quanto ao Uso do Solo• Textura e EstruturaA textura e a estrutura são características que influenciam expressivamente amovimentação da água no solo, uma vez que determinam o volume de macroporospresentes em seu perfil, os quais são de extrema importância na condutividadehidráulica do solo. Também interferem expressivamente na infiltração a forma etamanho dos poros e sua continuidade (HILLEL, 1971).Solos de textura arenosa possuem maior quantidade de macroporos conectadosque os solos argilosos e, conseqüentemente, apresentam maiores condutividadehidráulica e taxa de infiltração, embora os solos argilosos tenham mais porosidade. Já ossolos argilosos bem estruturados podem mostrar maiores taxas de infiltração do que ossolos de má estrutura, que sofrem dispersão quando umedecidos ou submetidos a algum15O infiltrômetro de pressão é o permeâmetro de carga constante, com medições da VIB na superfície do solo.16O infiltrômetro de tensão possui um mecanismo capaz de realizar medições de infiltração de água sob potencialnegativo, permitindo o estudo do movimento da água em solos não saturados.57

agente desagregador. A estabilidade dos agregados é determinada pelos chamadosagentes agregados, que são representados principalmente pela matéria orgânica e pelosóxidos de ferro e alumínio. Dessa forma, à medida que aumentam esses compostos nosolo, maior é a possibilidade dele apresentar uma boa estrutura (SILVA e KATO, 1997).Solos mais intemperizados são caracterizados pela presença predominante de óxidos deFe e Al nas partículas finas em relação às argilas silicatadas. Assim, a estrutura do solopode exercer influência muito mais expressiva na taxa de infiltração do que a textura.Camadas que diferem em textura ou estrutura no perfil do solo podem retardar omovimento da água durante a infiltração. Surpreendentemente, camadas de argila eareia podem se comportar similarmente, embora que por razões diferentes 17 .• Tipo de Cobertura do SoloA natureza da superfície é fator determinante no processo de infiltração. Áreasurbanizadas apresentam menores taxas de infiltração do que áreas agrícolas, por teremaltas taxas de impermeabilização da superfície do solo, o que impede a sua capacidadede infiltração. Além disso, o sistema radicular das plantas cria caminhos preferenciaisque favorecem o movimento da água (PRUSKI et al., 1997).Vários pesquisadores tem ressaltado a importância de práticas como manutençãode cobertura vegetal para conservação do solo (DULEI, 1939; BERTOL et al., 1989;FARIA et al., 1998; SILVA et al., 2001; COGO et al., 2003). A cobertura vegetal éresponsável pelo aumento da macroporosidade da camada superficial e protege osagregados do impacto direto das gotas de chuva e, conseqüentemente, é capaz de manteraltas taxas de infiltração e diminuir consideravelmente as perdas de água do solo.DULEY (1939) verificou que solos descobertos apresentaram reduções da taxa deinfiltração de até 85% em relação àqueles protegidos por palha.• Tipo de Preparo e Manejo do Solo17Por exemplo, a camada de argila dificulta o movimento da água no perfil do solo devido a sua baixa condutividadehidráulica saturada, enquanto a camada de areia pode retardar o deslocamento da frente de umedecimento, em razãoda sua baixa condutividade hidráulica sob condições não-saturadas (PRUSKI et al., 1997).58

Em geral, quando se prepara o solo, a capacidade de infiltração tende aaumentar, em razão da quebra de estrutura da camada superficial. No entanto, se ascondições de preparo e manejo forem inadequadas, sua capacidade de infiltração poderátornar-se inferior a de um solo sem preparo, principalmente se a cobertura vegetal forremovida. Uma vez formado o selamento superficial devido ao impacto das gotas dechuva e, em muitos casos, este é estabelecido muito rapidamente após as primeirasprecipitações, a taxa de infiltração da água no solo é consideravelmente reduzida(PRUSKI et al., 1997).SILVA e KATO (1997) avaliaram a infiltração em um latossolo vermelhoamareloargiloso sujeito a três condições diferentes de manejo: sistema de cultivotradicional, plantio direto e cerrado virgem. Eles verificaram que os parâmetros físicohídricosque mais influenciaram a infiltração (macroporosidade e condutividadehidráulica) foram bem maiores no local onde prevalecia a cobertura natural do solo(cerrado virgem). Nessa condição, a condutividade hidráulica (K sat ) foi cerca de vintevezes maior do que na área de plantio direto e três vezes maior do que na área commanejo convencional.O tráfego intenso de máquinas sobre a superfície do solo, principalmente quandose utiliza o sistema convencional de preparo, produz uma camada compactada que reduza capacidade de infiltração da água no solo. Solos situados em área de pastoreio tambémsofrem intensa compactação, ocasionada pelas patas dos animais (PRUSKI et al., 1997).• Encrostamento SuperficialO encostamento superficial causado pelo impacto das gotas da chuva é deocorrência comum, particularmente em solos intensivamente cultivados. A superfície dosolo apresenta-se compacta e, embora a espessura da camada de encrostamentosuperficial possa ser pequena, seu efeito sobre as propriedades físicas do solo influencia,acentuadamente, as condições de infiltração.CHU et al., (1986) afirmam que a formação de crosta na superfície do solo éfator dominante na determinação da taxa de infiltração. Dessa forma modelos como o de59

Green-Ampt, que é usado na previsão na infiltração da água no solo, podem sermodificados, para melhor descrever o processo de infiltração.TACKETT e PARSON (1965), citados por SILVA e KATO (1997) verificamque a densidade global do solo superficial aumenta com o incremento da precipitaçãosobre ele. Constataram que o efeito é muito mais marcante nos primeiros instantes daprecipitação. A conseqüência do aumento da densidade global é a diminuição damacroposidade, acarretando com isso, uma diminuição da capacidade de infiltração.REICHERT et al. (1988) verificaram que em condições de formação de selosuperficial, a velocidade de infiltração básica foi sensivelmente reduzida durante achuva, em todos os solos por eles estudados, sendo esse efeito mais pronunciado emsolos argilosos com argila expansiva ou com alta dispersão de partículas finas.CHAVES et al. (1993) apresentam um modelo para previsão de infiltraçãobaseada no modelo de Horton, mas que leva em consideração o efeito de selamentosuperficial. Os autores afirmam que esse modelo apresentou desempenho superior naprevisão de infiltração em comparação com o original de Horton.Pode-se descrever, resumidamente, a seqüência de eventos envolvidos noencrostamento superficial: quebra dos agregados do solo pelo impacto direto das gotasde chuva (desagregação); movimento de partículas finas e dispersas ao longo de poucoscentímetros abaixo da superfície e de sua deposição nos poros de solo (salpicamento);compactação da camada superficial do solo pelo impacto das gotas de água, produzindouma camada delgada de solo expressivamente adensada; e deposição do material finoem suspensão, com a conseqüente orientação das partículas de argila (selamento)(BRANDÃO, 2003). É importante lembrar que alguns desses eventos podem estarausentes, por exemplo, no caso das partículas de solo serem pouco susceptíveis àdispersão. Ainda assim, esses processos acarretam considerável redução damacroporosidade da camada superficial de solo.A ocorrência de encrostamento do solo não depende somente das característicasde sua superfície, como textura, estrutura e presença de cobertura vegetal, mas também60

das características da chuva. Dentre estas, as mais utilizadas para caracterizar oencrostamento são a intensidade da chuva, o diâmetro médio e a velocidade final dagota. No entanto, a energia cinética das gotas tem-se tornado, nos últimos anos, apropriedade mais comumente associada com a formação do encrostamento superficial.Experimentalmente, verifica-se que o acúmulo da ação da energia cinética resulta emredução progressiva da condutividade hidráulica do solo (SILVA e KATO, 1997;AMORIM et al., 2001; SILVA et al., 2001).b – Características da ÁguaAs variações da infiltração com relação à água dependem da sua qualidade etemperatura. AGASSI, MORIN e SHAINBERG (1981), citados por ARAÚJO FILHO(1992), destacaram o efeito da qualidade da água no processo de formação de crostas.Os autores explicam que a dispersão química dos agregados depende não apenas daconcentração de sódio na água, mas também da percentagem de sódio trocável (PST) nosolo. BEN-HUR, SHAINBERG, BAKKER et al. (1985), estudando solos calcários enão calcários, concluíram que, para qualquer conteúdo de argilas, as taxas finais deinfiltração são mais altas quando se usa água salina, em comparação com água de boaqualidade. Também observaram que a velocidade de infiltração é mais baixa em soloscom moderada PST do que em solos de baixa PST.Com relação à temperatura, o seu efeito na infiltração é variado. O aumento detemperatura entre 5°C e 30°C promove um aumento quase proporcional da infiltração.Quando a temperatura aumenta de 30°C para 35°C, há um aumento muito acentuado dainfiltração e, a partir desse limite, a infiltração diminui (GHILDYAL e TRIPATHI,1987). Entretanto, segundo MOREL-SEYTOUX (1983), em regiões onde os solosgelam, a água congelada nos poros funciona como redutor de seu movimento.A condutividade hidráulica depende das propriedades do material poroso e dofluido. Quanto mais alta for a condutividade hidráulica do solo em condições desaturação, tanto mais elevado tenderá a ser seu regime de infiltração (HILLEL, 1970). Amedida que a temperatura da água se eleva, sua viscosidade é diminuída, aumentando,conseqüentemente, a condutividade hidráulica do solo (REICHARDT, 1996).61

Outros fatores, como a umidade inicial do solo e presença de uma grande lâminade água na superfície, também vão influenciar na infiltração. Como já visto, quantomais úmido estiver o solo no início do processo, tanto menor será a infiltrabilidadeinicial (devido aos gradientes matriciais serem menores) e tanto mais rapidamente seráatingido o regime final (VIB), que geralmente é independente do teor inicial de água.c – Características da Metodologia do Teste de InfiltraçãoOs métodos de medição da infiltração baseiam-se no princípio da inundação deáreas ou da simulação de chuvas (GHILDYAL e TRIPATHI, 1987; FORSYTHE,1985). Comparando resultados de infiltração por métodos de princípios diferentes,SLATER (1957) e MUSGRAVE e HOLTAN (1964) citados por FORSYTHE (1985),notaram valores de dois a oito vezes maiores para os que se baseiam no princípio dainundação. Entretanto, JULANDER e JACKSON (1983) compararam resultadosobtidos por simuladores de chuva e pelo infiltrômetro de duplo anel e constataram nãohaver diferença significativa entre os resultados.ARANOVICI (1955) estudou variações da infiltração em função do diâmetro eprofundidade do cilindro infiltrômetro no solo e constatou que a velocidade deinfiltração diminui com o aumento do diâmetro e da profundidade de cravação docilindro no solo. Também constatou que o aumento da lâmina de água no interior docilindro promove o aumento da velocidade de infiltração, e que o uso do cilindroexterno reduz a velocidade da infiltração no cilindro central.SIQUEIRA e DENARDIN (1985) sugeriram um equipamento para medir taxasde infiltração de água com cilindro interno medindo 30 cm de diâmetro e de altura, e oexterno, 50 cm de diâmetro e 20 cm de altura. Segundo GHILDYAL e TRIPATHI(1987), as medições de infiltração em estudos mais antigos eram feitas sem o uso docilindro externo, de modo que os resultados mostravam grandes variações. Entretanto,segundo esses autores, nos estudos mais recentes, tem sido utilizado o método doinfiltrômetro duplo de anel, apresentando os cilindros externo e interno cerca de 23 cm e35 cm de diâmetro, respectivamente.62

3.1.7 - Equações de InfiltraçãoAs equações que descrevem a variação da infiltração da água no solo ao longodo tempo podem ter bases teóricas ou empíricas. As segundas têm a vantagem depermitir relacionar seus parâmetros com características do solo, de forma simplificada.Assim, na determinação de seus parâmetros, englobam-se alguns fatores que são difíceisde serem considerados nas equações com bases teóricas, como por exemplo, aheterogeneidade do solo (BRANDÃO, 2003). A principal limitação das equaçõesempíricas é que os dados ajustados somente são válidos para as condições em que elesforam determinados, ou seja, não podem ser adotados para outros tipos de solo. Já asequações teóricas são baseadas na teoria física do escoamento em meios porosos, que édescrita pela equação de Richards ou mesmo pela equação de Darcy, como foi visto nocapítulo anterior.a – Equações empíricas• Equação de KostiakovDentre as equações empíricas, uma das mais utilizadas para fins dedimensionamento de sistemas de irrigação por inundação, de forma potencial e bastantesimples, é a desenvolvida por Kostiakov, em 1932 (BRANDÃO, 2003). Essepesquisador propôs a seguinte equação para calcular a infiltração acumulada:aI = kt(3.2)onde I é o volume infiltrado total e t é o tempo a partir do início da infiltração. Asconstantes k e a, onde k (k>0) e a (0

da equação; assim, ela não pode ser aplicada a outros tipos de solo e condiçõesdiferentes das condições em que os parâmetros k e a foram determinados (RAWLS etal., 1996).água no solo.Derivando a equação em função do tempo, encontra-se a taxa de infiltração i dadIi =dt=aakt−1(3.3)Essa equação, apesar de estritamente empírica, apresenta valor da taxa deinfiltração inicial tendendo para o infinito e taxa de infiltração para longos valores detempo tendendo a zero, e não a um valor positivo constante. Este valor constante devecorresponder à taxa de infiltração básica (VIB), ou à condutividade hidráulica do meiosaturado (K sat ) do terreno superficial, como mencionado no capítulo anterior. Esse fatopoderia ser de menor importância para a infiltração no sentido horizontal, mas torna aequação limitada, sob o aspecto teórico, para o caso da infiltração vertical. No entanto,para a maior parte dos intervalos de tempo de interesse para a irrigação, a equação poderepresentar adequadamente o processo de infiltração da água no solo (HILLEL, 1980).• Equação de Kostiakov – LewisPara eliminar a deficiência da taxa de infiltração tender a zero quando o tempotende a infinito, foi proposta a equação de Kostiakov–Lewis ou Kostiakov modificada,que pode ser assim representada:i =I = ktdIdta += katcta−1+ c(3.4)(3.5)Nesta nova equação, quando t tende para o infinito, a taxa de infiltração tendepara c (c>0). Como na equação anterior, k>0 e 0

• Equação de HortonUma das mais conhecidas equações de infiltração empíricas, em princípio maisconsistente que a de Kostiakov (BRANDÃO, 2003), é a desenvolvida por HORTON(1940). A partir de uma série de experimentos, esse pesquisador observou que a reduçãona taxa de infiltração com o tempo é fortemente controlada por fatores que ocorrem nasuperfície do solo, como encrostamento superficial devido ao impacto das gotas dachuva, fenômenos de expansão e contração do solo, dentre outros. HORTON (1940)também concluiu que a taxa de infiltração se aproxima de um valor constante, masfreqüentemente é menor que K sat . Ele também justificou que essa diferença decorre dapresença de ar aprisionado no solo e da incompleta saturação do solo em condições decampo.ditempo dtHORTON (1940) observou que a variação da taxa de infiltração em relação aoé proporcional à diferença entre a taxa de infiltração considerada e a taxa dediinfiltração estável (i – i c ). Como o valor de i é decrescente, então dttorna-se negativo.Assim, a equação pode ser descrita através da seguinte forma exponencial negativa:ip= ic+−ϑt( i − i ) eoc(3.6)onde i o é a capacidade de infiltração no instante inicial e i c é a capacidade de infiltraçãofinal ou de equilíbrio, equivalente a condutividade hidráulica à saturação natural K sat . Aconstante ϑ é denominada constante de decaimento e está associada à umidade inicial eao tipo de solo, e, assim como os demais parâmetros, é obtida por meio de técnicas deregressão a partir dos dados experimentais dos testes de infiltração.• Equação do Soil Conservation Service (SCS)A Equação (3.7) representa a equação do SCS, largamente utilizada em projetosde sistemas de irrigação por gravidade ou superfície (USDA, 1979). A base dessa65

metodologia de projeto é a consideração que os solos sejam classificados em famílias decurvas de infiltração, segundo o comportamento dos coeficientes da Equação (3.7).I(t)= kta +c(3.7)• Equação Polinomial (quadrática)A equação de infiltração quadrática, Equação (3.8) apesar de não ser usualmenteutilizada, será testada no presente estudo para se avaliar até que ponto, a forma convexada curva de infiltração acumulada pode ser explicada pelo polinômio do segundo grau:2I ( t)= kt + at + c(3.8)b – Equações Teóricas• Equação de PhilipPHILIP (1957, 1969) desenvolveu uma equação teórica bastante difundida que éuma solução analítica da equação de Richards, obtendo uma série infinita como soluçãopara o volume infiltrado cumulativo. O autor assumiu que a condutividade hidráulica e adifusividade são funções da umidade do solo e, portanto, variam no espaço e com odecorrer do tempo. Além disso, o solo é considerado como sendo homogêneo, infinito ecom umidade inicial constante ao longo da profundidade. O potencial de pressão éassumido nulo na superfície.Na prática, a equação de Philip tem a seguinte forma:I = kt1 / 2+ ct(3.9)O parâmetro k é a sorptividade do solo, que indica a capacidade de um solohomogêneo absorver água considerando-se a sua condição de umidade inicial. Portanto,k depende do solo e da umidade inicial.66

A Equação (3.9), por diferenciação, fornece a taxa de infiltração como:1 −i = kt1 / 2+ c2(3.10)A Equação (3.10) satisfaz a condição de que, para tempos pequenos, a taxa deinfiltração tende para o infinito, enquanto que, para tempos longos, tende a um valorconstante c que é, aproximadamente, a condutividade hidráulica do meio saturado nasuperfície do solo.O valor de k, de fato, pode ser teoricamente calculado a partir da umidade iniciale das funções K(θ) e D(θ) (condutividade e difusividade hidráulicas).A principal limitação para o emprego da equação de Philip está relacionada àspressuposições adotadas para o seu desenvolvimento. A heterogeneidade do solo, bemcomo a umidade inicial, a existência de solos pouco profundos e a presença de lençolfreático raso também são outros fatores limitantes à aplicação da equação.• Equação de Green-AmptDentre os modelos teóricos, o desenvolvido por Green-Ampt é um dos maisempregados. Esse modelo é baseado na equação de Darcy, admitindo-se as seguintespremissas no seu desenvolvimento (PRUSKI et al., 1997):- existência de uma carga hidráulica Ho constante na superfície do solo;- solo com perfil homogêneo e profundidade infinita;- existência de uma frente de umedecimento abrupta (descontínua);- potencial de água no solo, na frente de umedecimento, constante no tempo e aolongo da profundidade considerada; e- perfil saturado da umidade do solo, desde a superfície até a profundidade dafrente de umedecimento (a umidade e a condutividade hidráulica consideradas na zona67

umedecida são aquelas correspondentes à condição de saturação). Abaixo dessaprofundidade, o solo é considerado com umidade e potencial matricial constantes, iguaisàs condições anteriores ao início da infiltração.As duas últimas premissas dizem respeito ao deslocamento da frente deumedecimento do tipo pistão, ou seja, considera-se o movimento de um pistão comdiâmetro constante (θ sat - θ i ) e comprimento variável correspondente à profundidade dafrente de umedecimento. Assim, a equação de Green-Ampt está sujeita às seguintescondições iniciais e de contorno:cima).Para t = 0, θ = θ i quando z ≤ 0 (direção vertical z é orientada positivamente paraPara t > 0 e z = 0, θ = θ sat.Para t ≥ 0 e z = -∞, θ = θ i.Para t ≥ 0 e z = 0, θ p = H 0 > 0 .perfil.Na Figura 3.5, é ilustrada a distribuição idealizada de umidade ao longo doConsiderando os potenciais totais nos pontos (1) e (2) da Figura (3.5) e o planode referência na superfície do solo, tem-se:Φ t1 = z 1 + φ m1 + φ p1 = 0 + 0 + H 0 = H 0Φ t2 = z 2 + φ m2 + φ p2 = -L + φ f + 0 = -L + φ f(3.11)em que φ m2 = φ f é o potencial matricial na frente de umedecimento, e L é aprofundidade na frente de molhamento.Para facilitar a utilização da equação de Green-Ampt, o potencial matricial nafrente de umedecimento deve ser aquele correspondente às condições iniciais do solo68

(antes do início da infiltração), que é também igual ao do solo imediatamente abaixo dafrente de umedecimento.Figura 3.5 – Distribuição da umidade ao longo do perfil do solo durante a infiltração(Fonte: BRANDÃO, 2003)representado:⎛ ∆Φ ⎞Dessa forma, o gradiente de potencial ⎜ ⎟ entre os pontos (1) e (2) é assim⎝ ∆z⎠∆Φ Φ=∆zt1 − Φt 2L(3.12)e o fluxo seráq = Ksat⎛ Φ⎜⎝t1− ΦLt 2⎞⎟⎠(3.13)Substituindo as Equações (3.10) e (3.11) na Equação (3.13), obtém-se69

q = Ksat⎛ H⎜⎝0+ L − φLf⎞⎟⎠(3.14)Igualando o fluxo (q) à taxa de infiltração (i), tem-sei =dIdt= Ksat⎛ L − φf+ H⎜⎝ L0⎞⎟⎠(3.15)Uma vez que o valor da carga hidráulica H 0 é muito pequeno comparado à somados potenciais gravitacional (L) e matricial (φ f ), pode-se, então, adotar H 0 = 0. E ainda,como os valores do potencial matricial são sempre negativos, a equação (3.15) pode serassim representada:i = Ksat⎛ L + φ⎜f⎜ L⎝⎞⎟ = K⎟⎠sat⎛ φ⎜f1 +⎜ L⎝⎞⎟⎟⎠(3.16)Observando a Equação (3.16), constata-se que a infiltração é governada pelosgradientes matricial e gravitacional. Enquanto este último é constante, o outro decresceao longo do tempo, devido ao avanço da frente de umedecimento, ou seja, aumento dovalor de L.Sendo I = L (θ sat -θ i ) e rearranjando-se a Equação (3.16), encontra-sei = Ksat⎛⎜1+ φ (θf⎝sat− θi ⎞⎟I ⎠(3.17)A infiltração acumulada pode ser então calculada pela equaçãot∫I ( t)= i(t)dt .0dI(t)Substituindo i( t)= na Equação (3.17), e integrando, encontra-se a equação paradtdeterminar a infiltração acumulada em função do tempo. Sabendo-se que I(t) = 0 parat = 0, tem-se70

Ksatt = I(t)− φf⎡( θ ⎢s− θi) ln 1 +⎢⎣φfI(t)⎤⎥( θs− θi) ⎥⎦(3.18)A forma mais encontrada desta equação pode ser representada por1t =c1⎧ ⎡ k + I ⎤⎫⎨I− k.ln⎢⎥⎬,⎩ ⎣ k ⎦⎭(3.19)para c 1 = k sat , k > 0.Apesar de ser um modelo bastante conveniente, uma vez que os parâmetrosexigidos por ele são, aparentemente, de obtenção razoavelmente fáceis, as suasprincipais desvantagens estão relacionadas com as possíveis pressuposições, como naequação de Philip. Na maioria das situações, os solos são heterogêneos e os valores deK sat e φ t podem variar tanto no tempo quanto no espaço, e a umidade inicial do solo nãoé obrigatoriamente uniforme ao longo do perfil. Essa equação também não érecomendada, teoricamente, para solos com camada de impedimento próxima àsuperfície, ou mesmo com lençol freático raso.c – Comparações entre as Equações de InfiltraçãoNa literatura, alguns trabalhos têm enfatizado a análise comparativa entreequações de infiltração. A seguir, revisam-se alguns desses estudos.SCOPEL et al. (1980), estudando a infiltração da água em solos do litoral-nortedo Rio Grande do Sul, utilizaram as equações de Kostiakov e Philip para representar ocomportamento da infiltração acumulada. Os resultados mostraram que os dadosexperimentais não foram ajustados perfeitamente pela equação de Kostiakov, a partir de120 minutos de teste. Segundo os autores, esse fato ocorre devido à estratificação doshorizontes do solo.CLEMMENS (1983), avaliou o ajustamento de 8 equações de infiltração a umagrande quantidade de dados experimentais e concluiu que não há diferença significativa71

entre as performances das equações empíricas de Kostiakov, SCS, Kostiakov-Lewis,Kostiakov-Branch e Collis-George. Concluiu também, que são similares entre si osdesempenhos das equações teóricas de Philip e Green-Ampt. Entretanto, as equaçõesempíricas diferem estatisticamente das teóricas, e se ajustam melhor com relação aosdados testados. A equação de Philip, a de maior formulação teórica, mostrou-seinadequada nesse trabalho, bem como as equações de Horton e de Green-Ampt, que nãointerpolaram satisfatoriamente os dados experimentais. As equações do SCS e de Collis-George não apresentaram vantagens em relação ao modelo mais simples de Kostiakov.Para a maioria dos casos, a equação de Kostiakov foi a mais adequada para descrever ofenômeno de infiltração. Quando isso não ocorreu, o autor recomendou o uso dasequações de Kostiakov-Lewis ou Kostiakov-Branch, que são sofisticações do modelopotencial simples de Kostiakov, pois permitem a convergência para uma velocidade deinfiltração básica (VIB).ARAÚJO FILHO (1992) avaliou o desempenho das equações de Philip,Kostiakov, SCS e da Reta (regressão linear estatística), as quais apresentaramajustamento de qualidade semelhante, com relação aos dados de infiltração obtidos notempo de 4 a 6 horas. A equação do SCS, com maior número de parâmetros (3parâmetros), não apresentou qualquer vantagem sobre as demais. O autor recomenda ouso da equação de Kostiakov, por ser uma das mais simples, de fácil obtenção e porrepresentar satisfatoriamente o fenômeno da infiltração para os solos estudados em seutrabalho.ARAÚJO FILHO e RIBEIRO (1996), compararam equações de infiltraçãoacumulada obtidas a partir de dados gerados pelo método do infiltrômetro de duplo anele observaram similaridade da performance entre as equações de Kostiakov e SCS, e umdesempenho significativamente melhor de ambas em relação a de Philip.FABIAN e OTTONI FILHO (1997), testaram a adequação de cinco equações deinfiltração (Philip, Kostiakov, Kostiakov-Lewis, Horton e SCS) a um solo podzólicovermelho-amarelo. À exceção da equação de Horton que apresentou um coeficiente dedeterminação médio (R 2 ) de 0,655, todas as demais mostraram-se satisfatórias, sem72

diferenças significativas entre seus desempenhos, com R 2 superiores a 0,80, o queindica um bom ajuste dessas equações. A equação de Kostiakov-Lewis também foisugerida como opção para descrever a infiltração estabilizada de longa duração.LIMA e SILANS (1999) realizaram estudos de variabilidade espacial dainfiltração da água no solo, numa parcela de solo arenoso de 5000 m 2 , de aparênciahomogênea, e testaram as equações de Philip e Green-Ampt a dados experimentaisobtidos com o uso do infiltrômetro de duplo anel, obtendo-se bons resultados, comdestaque para a equação de Green-Ampt.CECÍLIO et al. (2003) avaliaram o comportamento da equação de Green-Amptna modelagem da infiltração de água em um latossolo vermelho-amarelo, sob condiçõesde estratificação, e concluíram que a equação, sem modificações nos seus parâmetros deentrada, não descreveu satisfatoriamente o processo de infiltração no solo estudado.3.2 - Água Disponível e Capacidade de Campo3.2.1 - Considerações GeraisO conhecimento da condição de água no solo para uso agrícola é de grandeimportância na engenharia de irrigação do solo e da água. Serve de base paradeterminar, também, quando e quanto de água deve ser aplicado através da irrigação,possibilitando o uso mais racional da água (FERNANDES e SYKES, 1968). A águaarmazenada pelo solo e disponível às plantas, água disponível (AD), possui limitessuperior e inferior em conteúdo no solo. O limite superior é conhecido como capacidadede campo (CC), e o inferior, como ponto de murcha (PM) ou ponto de murchapermanente (PMP) (FERNANDES e SYKES, 1968; BERNARDO, 1989;REICHARDT, 2004).73

Nos projetos de sistemas de irrigação, a fração prontamente disponível é obtidamultiplicando-se a água disponível (CC – PM) por um coeficiente de correção 18 ,denominado coeficiente de disponibilidade ou depleção hídrica, o qual é utilizado nadeterminação da lâmina de aplicação, podendo ser encontrado na literatura de irrigaçãoem função do tipo de cultura e clima (FAO, 1979, citado por MACEDO, 1991).Os problemas para avaliação de água disponível surgem na determinação de seuslimites. Tanto o limite superior quanto o inferior estão sujeitos a variações em seusconceitos e não existe concepção precisa na literatura quanto a eles (REICHARDT,1985). Desse modo, a estimativa de água disponível fica na dependência de como foremconceituados esses limites (BOEDT e VERHEYE, 1985).3.2.2 - Capacidade de CampoOs conceitos de capacidade de campo foram desenvolvidos levando-se em contaa classificação de água no solo, descrita no capítulo anterior. Cada estudioso do assuntoprocurou conceituar a capacidade de campo dando ênfase tanto ao movimentogravitacional quanto ao movimento capilar. A seguir, apresentam-se os principaisconceitos de capacidade de campo:• Capacidade de campo – é o máximo de conteúdo de umidade em equilíbrio coma força da gravidade (CRAFTS et al, 1949; citados por FERNANDES eSYKES, 1968).• Analiticamente, a capacidade de campo de qualquer camada de solo é aporcentagem de água que ele pode reter contra a gravidade, quando umadrenagem adequada é permitida (LYON et al., 1952, citados por FERNANDESe SYKES, 1968).• Capacidade de campo - é a condição de umidade do solo, quando o movimentovertical da água capilar para dentro do solo seco, tenha virtualmente cessado(THOMPSON, 1952, citados por FERNANDES e SYKES, 1968).18O coeficiente de correção é um valor adimensional que varia entre 0 e 1.74

• Capacidade de campo – é o conteúdo de água na camada úmida do solo, depoisque o movimento capilar da água tenha se tornado desprezível (MEYER et al.1960, citados por FERNANDES e SYKES, 1968).• Capacidade de campo - representa a situação na curva de umidade-drenagem xtempo, na qual a taxa de drenagem tenha se tornado tão baixa que, emcomparação com as taxas anteriores, seja insignificante. A capacidade de campode um solo representa o limite superior prático de umidade do solo sobcondições de drenagem desimpedida. Não é uma condição de equilíbrio deumidade do solo (COLMAN, 1944, citados por FERNANDES e SYKES, 1968).Entre outros autores, VEIHMEYER e HENDRICKSON (1931) definiram acapacidade de campo como a quantidade de água retida pelo solo após a drenagem deseu excesso, quando a velocidade do movimento descendente praticamente cessa, o queusualmente ocorre dois a três dias após chuva ou irrigação pesadas em solos permeáveisde estrutura e textura uniformes. Essa é a definição comumente mais aceita até os diasatuais. Nesse conceito, pressupõe-se a não ocorrência de processos evapotranspirativos.REICHARDT (1985) comenta que, a partir de técnicas experimentais maisprecisas e do desenvolvimento das teorias do movimento da água do solo, o conceito decapacidade de campo, como originalmente definido, tem sido considerado arbitrário enão uma propriedade intrínseca do solo. Mesmo assim, entretanto, o conceito decapacidade de campo é considerado por muitos autores como um critério prático e útilpara definir o limite superior de água que um solo pode reter para o uso das plantas(HILLEL, 1971).O solo, uma vez em capacidade de campo, poderá manter seu aproximado teorpor um período de tempo bastante longo, a menos que essa água seja utilizada pelasplantas ou venha a se perder por evaporação.O movimento capilar verifica-se em qualquer direção, dependendo da diferençade potencial capilar. Esses movimentos serão mais rápidos ou mais lentos, de acordocom tipo de solo e de seu estado de aglomeração. Solos diferentes apresentamimpedância também diferente. Assim, dependendo do solo, uma vez cessada a ação da75

gravidade, a água continua, por longo tempo, o movimento capilar no sentido daprofundidade e também no sentido horizontal. Solos que se comportam dessa maneiradificilmente apresentarão um perfil de umidade estável após 2 ou 3 dias de drenageminterna, a menos que o movimento capilar torne-se tão lento que seja consideradodesprezível (FERNANDES e SYKES, 1968).No método de determinação de capacidade de campo comumente usado, procuraseobservar a paralisação do movimento de decréscimo de umidade ao longo do perfilde solo. Depois de um período de chuva ou de encharcamento do solo por irrigação,coletam-se amostras para verificar a porcentagem de umidade. O movimentodescendente da água é considerado praticamente nulo, a partir de a dois a quatro dias,posteriormente às chuvas ou à irrigação.Os solos, aos quais o conceito de capacidade de campo mais se adapta, são os detextura arenosa, nos quais as condutividades hidráulicas decrescem rapidamente com adiminuição da umidade do solo a partir da saturação, e o fluxo torna-se muito pequenorapidamente. Em solo de textura média e fina, entretanto, de fato, o processo deredistribuição pode persistir de maneira apreciável por vários dias ou meses(REICHARDT, 1972).Os procedimentos normalmente adotados para a determinação da capacidade decampo podem ser divididos em dois grupos: o método direto in situ e os métodosindiretos, sendo estes últimos subdivididos em métodos de laboratório ou dedeterminação por pedofunções 19 . A determinação direta da capacidade de campoconsiste na aplicação no campo de uma lâmina de água por inundação, numa áreadelimitada, sem vegetação, para garantir o molhamento pleno do perfil de solo, e, emseguida, no cobrimento do terreno umedecido, por lona, plástico ou galharias, paraevitar a perda de água por evaporação ou a adição por ocorrência de chuvas. A umidadeda capacidade de campo, por profundidade, é normalmente obtida após dois a quatro19Equações que determinam a capacidade de campo a partir de outras propriedades do solo.76

dias da completa infiltração da água aplicada. Os detalhamentos do método in situ sãodescritos por OLIVEIRA e MELO (1971) e pela EMBRAPA (1979).Em laboratório, muitos pesquisadores procuraram estimar a capacidade decampo utilizando os aparelhos de pressão desenvolvidos por RICHARDS e FIREMAN(1943), aplicando uma tensão específica em uma amostra (preferencialmenteindeformada) de solo, para com isso, supostamente obter o mesmo teor de águaencontrado na capacidade de campo, sendo comumente adotados os potenciaismatriciais de 0,033 MPa (OLIVEIRA et al., 2002; RUIZ et al., 2003) ou de 0,01 MPa(SILVA e KAY et al., 1994; TORMENA et al., 1998; GIAROLA et al., 2002; SOUZAet al., 2002; ARAÚJO et al., 2004; LEÃO et al., 2004; GRECO e VIEIRA, 2005).HILLEL (1980) afirma que nenhum método de laboratório é capaz de representar adinâmica da água no perfil, ressaltando que o conteúdo de água relativo aos potenciaisadotados é correlacionável com a umidade da capacidade de campo, mas não seigualando com a capacidade de campo em si, confirmando a necessidade de se fazer usodo método direto. Outros estudos mostram que, infelizmente, também não é possívelpadronizar a tensão para se obter a capacidade de campo a partir de análises delaboratório.Um outro processo difundido de laboratório é o denominado de equivalente deumidade (EU). Neste, amostras peneiradas de solo, previamente saturadas em água, sãosubmetidas a uma força centrífuga de mil vezes a gravidade, durante 30 minutos. Ométodo indica que a umidade gravimétrica resultante (EU), equivale à umidade nopotencial de 0,033 MPa (CASSEL e NIELSEN, 1986) e a capacidade de campogravimétrica.SYKES (1969), citado por CARVALHO e NEGREIROS (2000), afirma quevários autores encontram boa aproximação com os dados obtidos em condições decampo, empregando o método que envolve a aplicação do processo de drenagem internanuma coluna de solo, em laboratório. FERNANDES e SYKES (1968) afirmaram queos resultados de campo e laboratório (coluna) apresentam boa correlação somente no77

início das observações, justificando este resultado pelas diferenças entre o gradientehidráulico ocorrido no campo e nas condições em que trabalharam.REICHARDT (1985) e CAVAZZA et al. (1973) consideram que os métodos delaboratório, nas tensões de um décimo ou um terço de atmosfera (aproximadamente0,01 MPa ou 0,033 MPa, respectivamente), nunca poderão representar sistematicamentea capacidade de campo no campo, tendo em vista que os critérios para essadeterminação são estáticos e o processo de redistribuição dinâmico. Tal afirmativa ésuportada por REICHARDT (1988), que demonstra ser a capacidade de campo oresultado de um comportamento dinâmico da água e não uma característica intrínseca damatriz do solo. Apesar dos inconvenientes dos métodos indiretos, eles se explicamdevido aos exaustivos trabalhos de campo que a metodologia padrão para adeterminação da capacidade de campo in situ demanda (FABIAN, 1995).JAMISON (1956), analisando trabalhos de vários autores, observou que, para amaioria dos solos, a tensão que representou a capacidade de campo variou de 0,02 a0,05 MPa, dependendo da textura, compactação, estratificação e profundidade demolhamento, entre outros fatores.FERREIRA e MARCOS (1983) realizaram estudos em latossolo roxo distróficoe em regossolo comparando a capacidade de campo in situ com as umidades nas tensõesde 0,06 MPa (microporosidade) e concluíram que há uma subestimativa da capacidadede campo, usando este método. Os mesmos autores também propuseram o uso do pontode inflexão da curva característica de água no solo como sendo a capacidade de campo,sendo essa curva representada matematicamente por “splines” cúbicas. Eles obtiveramcorrelações significativas quando esse ponto da curva foi correlacionado com acapacidade de campo determinada in situ e com a umidade sob potencial matricial de0,006 MPa.MEDINA e OLIVEIRA JR. (1987), estudando relações entre capacidade decampo in situ e em laboratório em latossolo amarelo muito argiloso, concluíram que ométodo de laboratório que proporcionou médias mais próximas da capacidade decampo, foi o que empregou a tensão de 0,01 MPa.78

BERNARDO (1989) considera que as tensões de um décimo e um terço deatmosfera são recomendadas para a determinação da capacidade de campo nolaboratório, sendo a tensão de um terço de atmosfera empregada para solos de texturafina (argilosos) e a tensão de um décimo de atmosfera usada para solos de texturaarenosa. Entretanto, ocorrem solos de textura fina em que a tensão de um terço deatmosfera não representa a capacidade de campo, conforme atestam os resultados deRIGHES e VEIGA (1975), citados por ARAÚJO FILHO (1992), e MEDINA eOLIVEIRA JR. (1987).CIRINO e GUERRA (1994) concluíram, que as tensões que representam aumidade de capacidade de campo foram de 0,01 MPa para solos arenosos e francoargilo-arenosos,e de 0,02 MPa para solos argilo-arenosos.MARCOS (1971), citado por THURLER (2000), acredita que a tensão de umterço de atmosfera deva ser substituída por tensões de sucção de 0,006 MPa, emamostras de terra, para a determinação da capacidade de campo.BELL e KEULEN (1996), citados por RUIZ et al. (2003), compararam asmedições de capacidade de campo realizadas in situ com valores de laboratórioutilizando amostras peneiradas, em quatro solos do México. Observaram que não houvediferenças significativas entre os dois métodos para os solos de textura arenosa.MACEDO et al. (2002), em seus estudos com quatro solos podzólicos vermelhoamarelo,concluiram que a umidade nas tensões de 0,006 MPa e 0,010 MPa foram asque, de forma geral, mais se aproximaram dos valores da umidade na capacidade decampo in situ, havendo porém, uma superestimativa na tensão de 0,006 MPa e umasubestimativa na tensão de 0,010 MPa. O mesmo autor também obteve equações, pormeio de regressões múltiplas, para determinar a retenção de água na capacidade decampo a partir de percentagens texturais e da matéria orgânica, ou simplesmente atravésda microporosidade. O trabalho de FABIAN e OTTONI FILHO (2000) validou asequações globais de regressão obtidas por MACEDO (1991) para a determinação dacapacidade de campo in situ e confirmou informações de outros autores de que, emsolos arenosos, a microporosidade é um bom indicador da capacidade de campo.79

KUNZ et al. (2000) compararam a capacidade de campo in situ com umidadesda curva de retenção de água. Eles encontraram boas correlações nessa comparação,principalmente com os valores obtidos na camada de 10 a 20 cm de profundidade.Concluíram também que a capacidade de campo ocorreu 24 horas após o início dadrenagem, e que a tensão de 0,01 MPa pode ser utilizada para estimar a capacidade decampo em um latossolo vermelho distrófico.THURLER (2000), em seus estudos de determinação da capacidade de campo ede retenção de umidade, em função de características granulométricas e fatoresestruturais dos solos estudados, confirmou que a capacidade in situ e a retenção de águaa diversas tensões possuíam altos valores de correlação com certas fraçõesgranulométricas, particularmente areia, argila e areia média. Para os solos estudados, astensões de água na capacidade de campo variaram de 0,006 MPa a 0,027 MPa. Acapacidade de campo correlacionou-se muito bem com a retenção de água às diversastensões. O autor sugere, devido a facilidade de se realizar repetições espaciais,contrastando com as dificuldades operacionais da metodologia direta in situ, o uso dométodo indireto de determinação da capacidade de campo, a partir de equações quelevam em conta características granulométricas e estruturais do solo.OLIVEIRA et al. (2002) elaboraram funções de pedotransferência para estimar oconteúdo de água no potencial de 0,033 MPa, a partir de dados granulométricos e dedensidade do solo e compararam e eficiência da predição dessas equações com equaçõessimilares, disponíveis na literatura, e, obtiveram bons coeficientes de determinação ebaixo erro de predição.SOUZA et al. (2002) avaliaram dois métodos de determinação de capacidade decampo e ponto de murcha, na cultura de algodão herbáceo, e concluíram que o métodode laboratório, nas tensões de 0,01 MPa para capacidade de campo e de 1,5 MPa paraponto de murcha, subestimaram o método gravimétrico direto.MELLO et al. (2002) propuseram o uso do ponto de inflexão da curvacaracterística de água para um Latossolo Vermelho distrófico típico, gerada porregressão polinomial cúbica, como sendo a umidade relativa à capacidade de campo.80

Concluíram que esse ponto pode ser considerado como um bom estimador dacapacidade de campo, o que pode facilitar e agilizar o cálculo da disponibilidadehídrica.RUIZ et al. (2003), em seus estudos de correlação da umidade de capacidade decampo com o método de laboratório da coluna de solo, bem como o método doequivalente de umidade (EU), concluíram que, para Neossolos Quartzênicos eLatossolos, a capacidade de campo ocorre a potenciais maiores que 0,033 MPa.A referência da determinação da capacidade de campo é o método in situ.Porém, vários fatores justificam a pouca freqüência com que os testes de capacidade decampo in situ são realizados, visto que é um método trabalhoso de campo e que requer aaplicação de um volume apreciável de água, o que dificulta sua aplicabilidade. Outroinconveniente é o número de testes, necessários para se obter o valor representativo dacapacidade de campo. Alguns autores (BAYER et al, 1972; HILLEL, 1980; CASSEL eNIELSEN, 1986; REICHARDT, 1990; FABIAN e OTTONI FILHO, 2000) criticam asdeterminações in situ da capacidade de campo, principalmente no que se refere à faltade padronização das condições iniciais de umidade do solo antes da realização do teste,bem como da área mínima do tabuleiro, da lâmina de água a ser aplicada e, do tempoideal de medição após a infiltração.HILLEL (1980) afirma que, quanto mais úmido inicialmente estiver o solo equanto maior for a lâmina de molhamento, mais lenta será a taxa de redistribuição emaior será a umidade da capacidade de campo. Assim é, recomendável a realização doteste in situ em solos secos, quando também, é menor a possibilidade de ocorrência dechuvas.FABIAN e OTTONI FILHO (2000) avaliaram em seus estudos, a redução daárea delimitada para aplicação de água, devido às dificuldades operacionais dos testespadronizados. Os autores compararam a capacidade de campo por dois processos in situ,aquele preconizado pela a EMBRAPA (1979), onde o tabuleiro é de 1m², e por umacâmara de fluxo, onde a área de alagamento é de 0,50 m². Os resultados mostraram uma81

equivalência entre os dados obtidos pelos dois procedimentos, havendo, assim, apossibilidade da redução do tamanho do tabuleiro definido pela EMBRAPA (1979).Quanto à lâmina de água a aplicar, o método da EMBRAPA (1979) define quedeve ser aquela suficiente para saturar o perfil até a profundidade desejada. Essa lâminaé obtida pela diferença entre a porosidade total e a umidade inicial do solo, integrada aolongo do perfil, adicionando uma quantidade de água relativa às perdas laterais devidasaos fluxos horizontais. Tais fluxos são provenientes dos gradientes de pressão entre osolo úmido sob o tabuleiro e aquele mais seco circundante. Porém, não se sabe a priorio valor da porosidade e da umidade inicial, considerando que normalmente não serealizam análises do solo anteriormente aos testes, como também não se conhece otamanho das perdas laterais. Dessa forma, torna-se importante a padronização paraaplicação de uma lâmina de água nos testes. Alguns trabalhos (FABIAN e OTTONIFILHO, 2000; MEDINA e OLIVEIRA, 1987; BORGES e MEDINA, 1981; OLIVEIRAe MELO, 1971; RIVERS e SHIPP, 1971; MACLEAN e YAGER, 1970) citam aquantidade de água aplicada, mas sem a preocupação em buscar um valor padrão, o queacarreta, em alguns casos, a adição de volumes consideráveis de água, dificultando aviabilização dos testes in situ. Estudos realizados por OTTONI et al. (2004),compararam a aplicação de três diferentes valores (100, 200 e 300 mm) de lâmina deágua para a saturação de um perfil com 70 cm de profundidade, em um tabuleiro de1 m². Os resultados sugerem que a lâmina de 200 mm possa ser padronizada nos testesde capacidade de campo in situ.Em relação ao tempo para medição da capacidade de campo após o fim do teste(infiltração total da água), várias críticas foram feitas. REICHARDT (1990) afirma queo fluxo de drenagem interna, variável que depende do produto da condutividadehidráulica pelo gradiente do potencial hidráulico, nunca cessa completamente, apesar deestar sempre se reduzindo. Isto ocorre devido à redução, e não à extinção, do gradienteem tempos relativamente longos, de até meses, enquanto que a condutividade decresceacentuadamente em períodos relativamente curtos, de dois a três dias. O autor sugereque essa escolha seja feita dependendo do interesse prático que se quer dar àdeterminação. Normalmente, utiliza-se o tempo de 2 a 5 dias (KIEHL, 1979). Há82

também, citações de 2 a 3 dias para solos arenosos, de 3 a 6 dias para solos de texturamédia, ou mais de 6 dias para solos de textura fina (BAVER, 1972; DAKER, 1970;GAVANDE, 1972, citado por CARVALHO e NEGREIROS, 2000).ISRALSEN (1967) recomendou algumas medidas que devem ser observadas,dando atenção especial para os seguintes aspectos: a) assegurar completa saturação pelaadição excessiva de quantidade de água de irrigação; b) reduzir ao mínimo a evaporaçãoimediata depois da irrigação; c) eliminar as perdas de água por transpiração de plantasna área; d) observar cuidadosamente o tempo de decréscimo de umidade; e) escolher aárea a avaliar, onde o lençol freático esteja bastante profundo.Devido aos inconvenientes citados na metodologia para determinação dacapacidade de campo in situ, OTTONI FILHO (2003) sugere que os procedimentossejam padronizados ao máximo, como a realização do teste durante a estação seca e otempo de amostragem de 48h após o término da inundação, sendo usuais essesprocedimentos. A EMBRAPA (1979) recomenda que se meçam as variações deumidades no perfil até que se confirme que elas sejam mínimas, o que é um fatorcomplicador, já que são necessárias determinações de umidade de 24 em 24h.3.3 - Variabilidade EspacialA variabilidade espacial de atributos do solo tem despertado interesse decientistas do solo há muito tempo. Ela é uma característica da maioria dos fenômenosnaturais, podendo-se incluir, entre eles, os parâmetros relacionados com o movimentoda água no solo (EGUCHI, 2003). O conhecimento da variabilidade das propriedades dosolo no espaço e no tempo, é considerado, atualmente, o princípio básico para o manejopreciso das áreas agrícolas, qualquer que seja a sua escala (GRECO e VIEIRA, 2005).A variabilidade espacial deve-se ao material de origem diverso e às condições variadasde formação do solo. Ela pode ser completamente aleatória ou depender da posição dasamostras no espaço. A variabilidade pode ainda ser alterada pelo manejo do solo(CASSEL et al., 1986). Quando existem, acredita-se que as dependências entre osvalores das variáveis diminuam com o aumento das distâncias entre as amostras e que83

uma parcela de variabilidade explicável pela dependência espacial esteja embutida navariação geral da propriedade ou característica. Assim, o valor de determinado atributonuma posição poderia ser predito, em parte, pelo valor do mesmo atributo numa posiçãopróxima.Para fugir do problema de analisar a dependência espacial, são empregados,muitas vezes, métodos como a utilização de áreas consideradas homogêneas e a adoçãode repetições consideradas distribuídas no terreno ao acaso, sem dependências de umascom as outras. Nesse caso, sendo verificada a distribuição normal de freqüência,assume-se, sem testes adequados, a independência entre as amostras (VIEIRA, 2000). Ocomportamento espacial da variável é, então, descrito pela chamada estatística clássica,com medidas, como média, variância e outros para descrever o conjunto de dados.Ao analisar tais dados, é possível encontrar graus de variabilidade bastantealtos, o que dificulta a análise e até pode prejudicar o experimento de tal forma que aparcela seja considerada inadequada para a experimentação feita. Essas variaçõespodem, no entanto, estar relacionadas às características ou propriedades do solo, estasvariáveis tanto vertical como horizontalmente, mesmo em parcelas aparentementehomogêneas (CADIMA et al., 1980, citados por CICHOTA et al. 2003; LIBARDI etal., 1996).É sabido que as propriedades dos solos e os parâmetros de água no solo variamespacialmente. Logo, as características hidrológicas dos solos podem variar dentro deuma mesma unidade pedológica, devido principalmente aos diferentes processos deformação e desenvolvimento dos solos, assim como ao posterior manejo agronômicodos mesmos.As propriedades físicas e hídricas do solo estudadas por diversos autores (ES etal., 1991; VIEIRA et al., 1992; NIELSEN et al.,1993; SOUZA et al.,1999; FIETZ etal.,1999; SOUZA et al.,2001; JOAQUIM JUNIOR et al.,2002) variaram de um localpara outro, apresentando continuidade ou dependência espacial, dependendo do manejoadotado e das próprias características de origem dos solos. Segundo BEUTLER et al.(2002), as propriedades hídricas como a curva de retenção de água, dependem do tipo84

de solo, histórico de uso e preparo do solo. Solos manejados por diferentes preparos sãoalterados em profundidade e, principalmente, segundo CARVALHO et al. (2002), aprofundidade é um fator importante no estudo de dependência espacial.Os pesquisadores de solo sabem que as características físicas do solo variamentre pontos relativamente próximos de um mesmo campo, muitas vezes de formasignificativa e sem causa visual aparente. Não é difícil encontrar diferenças no valor dosdados de uma, duas, ou três ordens de magnitude (10, 100, ou 1000 vezes diferentes)entre pontos separados de poucos metros de um solo com a mesma unidade taxonômica.Em conseqüência dessas variações, o uso do valor médio é, às vezes, de pouca utilidadee pode conduzir a uma decisão de manejo de alto risco, principalmente no sistema soloágua-planta,e, até, ocasionar danos permanentes ao sistema e perdas econômicas(GUROVICH, 1982).Como os graus de variabilidade espacial são dependentes das propriedadesparticulares que estão sendo examinadas, WARRICK e NIELSEN (1980) agruparamdiferentes parâmetros físicos e hídricos do solo em função dos seus respectivoscoeficientes de variação (c.v.). Esse agrupamento foi dividido em três níveis:parâmetros com baixos, médios e altos coeficientes de variação. Entre os de baixavariação ficaram, a princípio, as densidades do solo e o conteúdo de umidadevolumétrica na saturação (c.v.

diferenças foram devidas à variabilidade da matriz do solo e também à variabilidade nadistribuição espacial e temporal da água no solo.CASSEL e BAUER (1975), citados por GUROVICH (1982), estudaram avariabilidade da densidade do solo e da retenção de umidade no potencial matricial de15 atm, em profundidades maiores que as de cultivo. Consideraram que o número deamostras necessário para avaliar corretamente esses parâmetros (dentro de limites deconfianças estabelecidos) era tão alto, que seria pouco prático buscar um valor médio.BABALOA (1977) realizou um experimento de redistribuição de água deinfiltração em um determinado solo e obteve coeficientes de variação do potencialmatricial que variaram entre 20% e 26%, em cinco profundidades estudadas.ALBRECHT et al. (1985) obtiveram c.v. relativamente baixos nas distribuiçõesde retenção de umidade, que variaram de 3,1% a 15,4%, e de 1,0% a 6,5% noshorizontes A e E, respectivamente. Essa observação não se enquadrou na classificaçãode WARRICK e NIELSEN (1980), na qual a umidade seria uma propriedade de médiavariação. No trabalho de CAMERON (1978), os c.v. da umidade volumétrica naspressões de 0 a 500 cm de água, nas profundidades de 0-15 e 30-50 cm, variaram de4,2% a 13,0%, e tenderam a ser maiores do que aqueles obtidos abaixo dasprofundidades de 60 cm (2,4% a 6,5%).Com relação à tendência de diminuição dos c.v. das umidades com asprofundidades, os resultados obtidos por NIELSEN et al. (1973) e CARVALHO et al.(1978), citados por CAMERON (1978), demonstram tendências opostas, pois avariabilidade nestes estudos tendeu a crescer com a profundidade.LIBARDI et al. (1986) estudaram a variabilidade de características do solonuma terra roxa estruturada, como umidade gravimétrica, densidade de partículas epercentagem de argila, areia e silte. Verificam que todas as variáveis eram normalmentedistribuídas e que, apesar da textura ser geralmente considerada como uma característicade média variação, aquele estudo, particularmente em relação à argila e areia, elaapresentou baixa variação.86

MACEDO et al. (1998) estudaram a variabilidade espacial de característicasfísico-hídricas em solos podzólicos vermelho-amarelos e concluíram que a variabilidadede umidade aumentou com o nível de tensões de água. Também indicaram que os solosmais arenosos foram, os que apresentaram maior variação nas características estudadas.REICHARDT et al. (2001) avaliaram a influência da variabilidade espacial daumidade do solo, medida com uma sonda de nêutrons, em uma situação de pré-irrigaçãopara o cálculo da lâmina de irrigação em um argissolo. Concluíram que a forma práticade irrigar é através do uso de uma lâmina média calculada levando em conta avariabilidade espacial inerente ao solo, e que a procura por melhores valores para acapacidade de campo, por conta dessa variabilidade, não implica em melhoresestimativas de lâmina de irrigação.EGUCHI et al. (2003), em seus estudos sobre variabilidade espacial dacondutividade hidráulica e da taxa de infiltração básica, concluíram que houve uma altataxa de variabilidade tanto da condutividade hidráulica (c.v = 61,28%) quanto da VIB(c.v. = 88,27%), ao longo de uma linha paralela ao curso natural d’água, para a mesmaclasse de solo.CICHOTA et al. (2003), em seus estudos sobre a influência da variabilidadeespacial na avaliação da taxa de infiltração em um argissolo vermelho de textura médiasob plantio direto, observaram que a taxa de infiltração apresentou-se altamente variável(c.v. = 90,15%), especialmente para tempos iniciais. Concluíram também que o númerode observações necessárias deveria ser aumentado quando se utilizavam apenas dadosespacialmente independentes.Neste trabalho será feita uma abordagem do tema da variabilidade espacial dosdados obtidos por meio dos testes de infiltração, sendo apresentadas, apenas, análisesreferentes às médias e aos coeficientes de variação dos parâmetros das equações deinfiltração.87

4 - MATERIAL E MÉTODOS4.1 - Descrição da Área e dos Locais para os Testes de CampoA área selecionada corresponde a uma pequena bacia hidrográfica, com extensãode aproximadamente 13 km², incluindo as comunidades de Santa Maria e Cambiocó, nomunicípio de São José de Ubá, no noroeste do estado do Rio de Janeiro. O municípiocontava com uma população de 6.413 habitantes segundo o censo de 2000 (IBGE,2000). A principal atividade econômica é a agrícola e, embora existam outras culturas, otomate constitui a base da economia local, sendo São José do Ubá o segundo maiorprodutor de tomates do Estado do Rio de Janeiro. O município perfaz uma área total de251,5 km², CIDE (1998). As Figuras 4.1, 4.2 e 4.3 apresentam, respectivamente, a áreageral de estudo dentro do estado do Rio de Janeiro, a localização do município inseridona bacia hidrográfica do rio São Domingos (afluente do rio Muriaé), e as bacias deSanta Maria e Cambiocó.O município de São José de Ubá apresenta um clima tropical úmido, com umaestação chuvosa entre outubro e abril e uma estação seca entre maio e setembro. Atemperatura varia de 15°C a 40°C, sendo a temperatura média de 25°C. Fica localizadoa uma altitude média de 125 metros e a precipitação pluviométrica é de 1100 mm/ano(EMATER-RIO, 2003, citado por SANTOS, 2003). O relevo é bastante acidentado:20% plano, 30% ondulado e 50% montanhoso.Dentro da bacia de Santa Maria e Cambiocó foram selecionados treze perfis desolos considerados representativos da área (Figura 4.4 e Tabela 4.1). No local de cadaum desses perfis, foram selecionadas duas subáreas, próximas à trincheira dolevantamento pedológico do perfil, previamente realizado pela Embrapa (Projeto CT-Hidro, 2003). Em cada uma delas foram realizados dois testes de infiltração espaçadosde aproximadamente 3 metros. Entre os dois infiltrômetros, foi instalado um tabuleirode inundação para a determinação da capacidade de campo in situ (Figuras 4.5 e 4.6). Oespaçamento médio adotado entre as duas subáreas foi de 8 a 10 metros. Desta forma,para cada um dos 13 solos estudados, foram realizados 4 testes de infiltração e 2 testes88

de capacidade de campo in situ, divididos em quatro campanhas 20 no período de26/04/2004 à 15/11/2004. A Tabela 4.1 e os apêndices A, B e C apresentam umadescrição geral dos solos estudados. O apêndice D mostra o mapa de solos da região emestudo.Os solos predominantes na área da bacia são, na ordem, os cambissolos(Cambissolos Háplicos nas encostas e Gleissolos Háplicos nas baixadas), e osArgissolos Vermelho-Amarelos (nos vales ondulados e nas encostas) 21 .Bacia Hidrográfica do rio SãoDomingos -Municípios de SãoJosé do Ubá e Itaperuna -RJEstado do Rio de Janeiro(Divisão Municipal-IBGE)Região N e NOdo Estado doRio de JaneiroFigura 4.1 – Localização geral da área de estudo(Fonte: Banco de Fotos CT-HIDRO/EMBRAPA, 2003)20Na primeira campanha foram realizados testes nos perfis P05, P15, PE e P22; na segunda campanha foramanalisados os perfis P04, P21e P24; a terceira campanha compreendeu os perfis P06, P20, P27, P32 e P34; e na últimacampanha foi realizado teste no P36.21Para uma descrição pedológica mais detalhada pode-se consultar o trabalho de BHERING, et al. (2005).89

250225175175·#I t a j a r aC u b a # t ã o I T A P E R U N AA#r eR . S ã oS Ã O J O S # YÉ D E U B ÁD o m i n g o s·#N . S r a . d a P e n h aM I R A C E M AS a n t a M a r #i aP a r a í s o d o T o b i a s·#C r u z ·#e i r oM o n t e ·#A l e g r eM o n t e ·#S . A N T . D E P Á D U AV e r d eS ã o J o ã o d o ·#P a r a í s oC A M B U C IÁrea aproximada de 280 Km 2Figura 4.2 – Bacia hidrográfica do rio São Domingos, São José de Ubá - RJ#(Fonte: Banco de Fotos CT-HIDRO/EMBRAPA, 2003)3003253503002753002501251752001501752 00Santa MariaSta Maria#1502002252752252002252 503754 25400200225325350350CambiocóCambiocó#1751 504003253 50P.2920062 55755254754 255503752 503006506253755756 004002754255254755 255505004 50550550600650Figura 4.3 – Bacia hidrográfica de Santa Maria e Cambiocó, São José de Ubá - RJ(Fonte: Banco de Fotos CT-HIDRO/EMBRAPA, 2003)90

1751753 00325350300275300250200125150P.07#225P.11#225175P.02#EXTRA01#P.03P.01 ##P.06P.10 ## P.04 #P.05 #175200# P.08• Santa Maria150200P.09#275250225P.32#200P.30#P.33#225250P.12 = PE#P.13 P.14# #P.15375425400P.31#200#P36225325350350P.22#P.19##P.21P.20#• CambiocóP.34#175400325P.27#150350625475575525375425250P.29P.28#P.17 #P.16#200P.26# P.24# #P.25 P.23#30055065062537557560 0400275P.18#42552547552555050045055 05506006 50Figura 4.4 – Localização dos perfis de solos, na bacia de Santa Maria (azul) e Cambiocó(vermelho), São José de Ubá - RJ(Fonte: Banco de Fotos CT-HIDRO/EMBRAPA, 2003)91

Tabuleiro 11,0 m 1,0 mInf. 1 Inf. 2Tabuleiro 21,0 m 1,0 mInf. 3 Inf. 410,0 m5,0 m5,0 mPerfil abertoFigura 4.5 – Configuração esquemática dos testes realizadosFigura 4.6 – Testes realizados em campo92

Tabela 4.1 – Descrição geral dos solos estudadosPerfil deSoloClasse de solo Textura RelevoP04Argissolo Vermelho-AmareloMédia / argilosaOnduladoP05 Cambissolo Háplico léptico Média / argilosa OnduladoP06 Gleissolo Háplico Média /argilosa PlanoP15 Planossolo Háplico Arenosa / média Suavemente onduladoP20 Neossolo Litólico Média Fortemente onduladoP21 Gleissolo Háplico Média /argilosa PlanoP22 Cambissolo Háplico léptico Média /argilosa Suavemente onduladoP24Argissolo Vermelho-FortementeArgilosaAmareloondulado/onduladoP27 Luvissolo Háplico Média /argilosaFortementeondulado/onduladoP32Argissolo Vermelho-AmareloArgilosa Fortemente onduladoP34 Cambissolo Háplico gleico Média PlanoP36 Planossolo Háplico Arenosa / média Suavemente onduladoPE Sem descrição Média /argilosa Ondulado4.2 - Testes de InfiltraçãoOs testes de infiltração foram realizados com o objetivo primário de levantar ascurvas de infiltração e os valores de velocidade de infiltração básica (VIB). Também foipropósito dos testes gerar dados para a avaliação de uma metodologia in situ dedeterminação de capacidade de campo com o uso do infiltrômetro de duplo anel.93

4.2.1 -Plano ExperimentalO plano experimental constou de 4 repetições nos testes de infiltração, nosprincipais solos representativos da bacia (P04, P05, P06, P15, P20, P21, P22, P24, P27,P32, P34, P36 e PE), num total de 51 testes de infiltração (houve uma falha no PE ondesó foram executados 3 testes). A distância mínima entre os infiltrômetros foi deaproximadamente 3 metros.As variáveis controladas no campo foram as condições da camada superficial dosolo 22 e os infiltrômetros de duplo anel. As dimensões do cilindro interno e externo doinfiltrômetro foram respectivamente, de 20 cm e 39 cm de diâmetro, ambos com alturade 20 cm e espessura de 2 mm.4.2.2 -Execução dos TestesNo local do teste procedeu-se a limpeza da superfície do terreno, com a remoçãoda parte aérea da vegetação, através do uso de uma tesoura, sem alterar o aspectonatural do solo. Os cilindros, de aço inoxidável, foram cravados, primeiramente ointerno e logo após o externo, concentricamente, à percussão, até 5 cm de profundidade,com auxílio de um barrote de madeira, uma marreta de borracha e um batedor de ferro.Logo após, terminava-se a instalação do equipamento colocando-se uma bóia presa auma haste metálica conectada a uma régua vertical, com escala em milímetros, fixadano cilindro interno, que serviu para medir a infiltração.A água utilizada nos infiltrômetros era proveniente de poços próximos à área emestudo. Quando transportada, a água era armazenada em tonéis de 50 e 200 litros. Suaaplicação foi feita com auxílio de um regador contra as paredes internas dos cilindros,para evitar que o impacto direto da água modificasse a estrutura dos primeiroscentímetros do solo.22Procurou-se locais que não apresentassem sinais de deformação superficial mecânica.94

Durante a realização dos testes, procurou-se manter uma lâmina de água mínimaconstante de 5 cm nos infiltrômetros, com uma faixa de variação de, no máximo, 3 cmacima desse nível. O nível da água no cilindro interno era registrado somente no anelinterno com o auxílio da bóia e da régua. No anel externo, a lâmina de água foi mantidaa uma altura semelhante a do anel interno, para assegurar a minimização da dispersãolateral da água infiltrada a partir do anel interno. O infiltrômetro de duplo anel emfuncionamento pode ser observado na Figura 4.7.Figura 4.7 – Aspecto do infiltrômetro duplo anelAs leituras de água infiltrada foram observadas na régua e anotadas em fichasapropriadas. A variação do nível da água também era observada por essa mesma régua.As leituras eram feitas a cada 15 minutos para as duas ou três primeiras horas do teste,para um melhor detalhamento da curva de velocidade de infiltração. Após, procedeu-sea leitura a cada 30 minutos. Nas campanhas 1 e 2, o ensaio foi realizado por um períodode pelo menos seis horas, se encerrando quando a taxa de infiltração se tornassepraticamente invariável com o tempo. Nas campanhas 3 e 4, foi adotado, como critério95

adicional para encerramento do teste, a infiltração de, pelo menos, 15 23 cm de água nocilindro interno, não sendo mais adotado o tempo mínimo de 6 horas de execução doteste. Dessa forma, adotou-se como critério geral, em todos os ensaios, que os testesperdurassem até que pelo menos fosse observada a velocidade de infiltração básica(VIB).Quando o teste era encerrado desmontava-se o equipamento retirando-se oscilindros do solo. Imediatamente, a área do teste era coberta com uma lona plástica, paraevitar perdas da umidade do solo por evaporação, e também, para proteger o perfilcontra a adição de sereno ou chuva direta. Após 48 horas do encerramento dainfiltração, foram coletadas na área umedecida do cilindro interno amostrasindeformadas com o uso do anel de Kopecky de 50 cm³ de volume interno, em três ouquatro profundidades do perfil de solo, sendo colocadas em sacos plásticos devidamenteidentificados e bem vedados para evitar a perda de umidade até chegar ao laboratório(Figura 4.8). Para a retirada dessas amostras foi necessária uma pá-de-concha para aabertura da trincheira até a profundidade desejada e uma faca para corte e lapidação daamostra junto ao anel de Kopecky. A identificação das profundidades dos horizontesonde foram coletadas as amostras, baseou-se no levantamento pedológico do perfil, quejá era previamente conhecido. Todas as amostras foram retiradas aproximadamente noscentros dos horizontes pedológicos identificados, até a profundidade máxima desejadada amostragem (70 cm). As profundidades de amostragem estão identificadas noapêndice B. Em alguns solos não foi possível amostrar o perfil de 70 cm, devido àpresença de rocha ou de transição para rocha.Para a execução dos testes de infiltração foram necessárias três pessoas, dasquais duas ficavam encarregadas do abastecimento da água nos infiltrômetros, bemcomo das leituras; a outra, era responsável pelo transporte da água dos poços earmazenamento nos tonéis no local dos testes. Durante os testes de infiltração, gastou-23Este valor foi considerado (OTTONI et al., 2004) satisfatório para uma posterior correlação dos dados decapacidade de campo observados nos infiltrômetros com os dados dos tabuleiros, visando uma comparação demétodos de determinação da capacidade de campo in situ.96

se, em média, 20 litros de água para solos com alta taxa de infiltração (por exemplo,P15) e 1,5 litro de água para solos com baixas taxas de infiltração (por exemplo, P34).Figura 4.8 – Retirada de amostras indeformadas com o uso do anel de Kopecky4.3 - Testes de Capacidade de Campo in situOs testes de capacidade de campo in situ (EMBRAPA, 1979) foram realizadosao mesmo tempo que os testes de infiltração. Em cada subárea, entre os infiltrômetrosfoi instalado um tabuleiro metálico de 1 m² (Figura 4.9), com as dimensões em planta de1,00 m por 1,00 m, com 0,25 m de altura. No local do teste, procedeu-se a limpeza dasuperfície do terreno, com a remoção da parte aérea da vegetação, através do uso deuma tesoura, sem alterar o aspecto natural do solo. Em determinados locais, eranecessário que se fizesse uso de uma de uma enxada para a regularização de parte dasuperfície, visando a correta instalação do tabuleiro. Os tabuleiros foram instalados apercussão, cravados cerca de 5 cm no solo, com o uso de um barrote de madeira e de umbatedor de ferro. No lado externo de alguns tabuleiros, conforme a necessidade, foi feitoum dique de solo para conter a água proveniente de eventuais vazamentos noequipamento.Dentro de cada um dos tabuleiros, foram instalados tensiômetros a três ou quatroprofundidades, até 70 cm, cujos dados não foram utilizados devido a problemas nainstalação ou operação dos mesmos.97

Figura 4.9 – Aspecto do tabuleiroLogo após a completa instalação do tabuleiro, era colocada uma lâmina de águasuficiente para saturar com folga o perfil de solo até 70 cm de profundidade. Nascampanhas 1 e 2, essa lâmina foi considerada, em média, como sendo de 350 mm, ouseja, 350 litros de água por tabuleiro; nas campanhas 3 e 4, adotou-se uma quantidadede água de 250 litros 24 de água por tabuleiro. Essa água estava armazenada nos tonéis eera adicionada com uma mangueira, por gravidade, e colocada em várias etapas, sendo onúmero de aplicações regulado pela taxa de infiltração do solo, sempre se completandoo tabuleiro até a sua borda.Quando a infiltração se encerrava no tabuleiro retirava-se o mesmo e,imediatamente, a área do teste era coberta com uma lona plástica, para evitar perdas daumidade do solo por evaporação e, também, para evitar a entrada de água porcondensação ou chuva direta (Figura 4.10). Após 48 horas do encerramento dainfiltração, após a retirada do plástico, era coletada, no meio de cada tabuleiro, umaamostra deformada, por horizonte, com o uso de uma pá de concha, e colocada em sacosplásticos. Foram coletadas também, em cada tabuleiro, duas amostras indeformadas24 Após a campanha 2, realizaram-se testes extras de capacidade de campo in situ (OTTONI et al., 2004) com o objetivo de sedeterminar qual a quantidade mínima suficiente de água para saturar o perfil de solo a 70 cm de profundidade, e a partir daí, decidiusepela aplicação de uma lâmina de água de 250 mm ou de 250 litros para um tabuleiro de 1 m².98

com o uso do anel amostrador de Uhland (1949), por horizonte, para a determinação dacapacidade de campo 25 , num total de três ou quatro profundidades (Apêndice C), sendoestas retiradas e armazenadas em anéis metálicos devidamente identificados e bemvedados para evitar a perda de umidade e a deformação do solo até chegar aolaboratório.Figura 4.10 – Vista geral de uma subárea (P27, site 2), depois de encerrado os testes deinfiltração e de capacidade de campoPara a retirada das amostras indeformadas no tabuleiro, foram necessárias umapá de concha para abertura da trincheira até a profundidade desejada, uma faca paracorte e lapidação da amostra junto ao anel de Uhland, bem como tampas metálicas parafechamento dos anéis, além de fita adesiva para lacrar os anéis. Essas 2 amostrasindeformadas, tomadas por horizonte do tabuleiro, foram coletadas de formadiametralmente oposta ao centro do tabuleiro e estiveram distantes, no mínimo, 20 cmdas bordas do mesmo. Para a identificação dos horizontes onde foram coletadas asamostras, procedeu-se da mesma forma que nos testes de infiltração. No total, foramfeitos dois testes de capacidade de campo por perfil de solo, num total de 26 testes.25O método direto da Embrapa preconiza que o conteúdo de água da capacidade de campo, por profundidade, deve ser o últimovalor medido das umidades coletadas de 24 em 24 horas, após completa infiltração no tabuleiro, quando foi considerada estabilizadaa drenagem interna. No entanto, por questões operacionais, neste trabalho considerou-se a umidade da capacidade de campo, comoaquela obtida sempre depois de 48 horas da total infiltração da água adicionada.99

As Figuras 4.11 a 4.23 ilustram os terrenos em que foram conduzidos os ensaiosde infiltração e capacidade de campo.(a)(b)Figura 4.11 – Solo P04. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes(a)(b)Figura 4.12 – Solo P05. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes100

(a)(b)Figura 4.13 – Solo P06. (a) Vista geral da área (b) Execução de um teste extra(OTTONI, et al., 2004)(a)(b)Figura 4.14 – Solo P15. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes101

(a)(b)Figura 4.15 – Solo P20. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes(a)(b)Figura 4.16 – Solo P21. (a)Vista geral da área, (b) Perfil aberto (levantamento doshorizontes)102

(a)(b)(c)Figura 4.17 – Solo P22. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes (c) Perfil aberto(levantamento dos horizontes)103

(a)(b)(c)Figura 4.18 – Solo P24. (a) Vista geral da área, (b) Execução dos testes, (c) Retirada deamostras104

(a)(b)Figura 4.19 – Solo P27. (a) Vista geral da área e execução dos testes (b) Área cobertaapós o término dos testes(a)(b)Figura 4.20 – Solo P32. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes105

(a)(b)Figura 4.21 – Solo P34. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testesFigura 4.22 – Solo P36. Vista geral da área106

)(a)(b)Figura 4.23 – Solo PE. (a) Vista geral da área (b) Execução dos testes4.4 - Manuseio das Amostras4.4.1 - Amostras DeformadasO preparo das amostras deformadas foi feito segundo EMBRAPA (1997). Nolaboratório, as amostras foram secas ao ar natural, destorroadas e passadas em peneirade 2,00 mm. A seguir, foram feitas as análises granulométricas, de carbono orgânico edensidade de partículas. Entretanto, tais valores não foram utilizados no presente estudo.4.4.2 - Amostras IndeformadasAs amostras indeformadas retiradas dos infiltrômetros, com o uso do anel deKopecky, chegaram ao laboratório em sacos plásticos e foram pesadas. Logo após, ossacos foram abertos e as amostras colocadas em latas de alumínio identificadas epreviamente pesadas. Os sacos plásticos vazios e as amostras nas latas foram novamentepesados e as latas levadas à estufa a uma temperatura de 105 – 110°C (EMBRAPA,1997) por 24 horas. Após esse período, as amostras foram retiradas da estufa e deixadasesfriar ao ar natural. O próximo procedimento foi a pesagem para, enfim, determinar aumidade volumétrica. O volume indeformado da amostra era uma constante conhecida107

(50 cm³). Essa umidade volumétrica corresponde à capacidade de campo medida noinfiltrômetro.Quanto às amostras indeformadas tomadas no tabuleiro, quando elas chegavamao laboratório, passavam por um preparo inicial para poderem ser levadas às panelasextratoras de umidade. Inicialmente, as amostras eram desembaladas, sendo retiradas astampas dos anéis. Os volumes dos anéis amostradores eram previamente conhecidos. Naborda cortante do anel, era colocado um morim 26 preso com um elástico. Em seguida,procedia-se à pesagem das amostras que, logo após, eram colocadas em uma bandejaonde aplicava-se água até próximo à borda superior do anel, com o objetivo de saturaras amostras antes de serem colocadas nas panelas de pressões. Dessas amostras, foramobtidos os dados de retenção de umidade volumétrica nas tensões de 0,006 MPa, 0,033MPa e a capacidade de campo (volumétrica), conforme metodologia descrita nopróximo item. A média dessas propriedades, tomadas entre as duas amostrasindeformadas do tabuleiro, por profundidade, é que foi reconhecida como sendo o valordas mesmas (propriedades) no tabuleiro.4.5 - Métodos de Análise de SoloAs seguintes análises foram realizadas de acordo com a metodologiarecomendada por EMBRAPA (1997):• retenção de umidade nas tensões de 0,006 MPa (microporosidade), 0,033 MPa -método do extrator de Richards;• umidade volumétrica atual - método do peso úmido e peso seco.26Morim é um pedaço de tecido de algodão que é preso ao anel com auxílio de um elástico. Sua finalidade é nãopermitir que haja perda de solo pela parte inferior do anel, enquanto estiver no extrator de umidade.108

4.6 - Análises Estatísticas4.6.1 - Equações de InfiltraçãoAs equações de infiltração testadas neste estudo, foram as de Philip, Kostiakov,Kostiakov-Lewis, Horton, Soil Conservation Service (SCS), Polinomial e Green-Ampt,apresentadas na Tabela 4.2. Em cada uma dessas equações, t é o tempo de infiltração, Ié a lâmina de infiltração acumulada, e i = dI/dt a taxa de infiltração. As constantes k, ae c são os coeficientes empíricos a serem determinados.Nas equações de Philip, Kostiakov-Lewis e Horton, c foi considerado como sendoa velocidade de infiltração básica (VIB), determinada a priori pela média dos valoresterminais da taxa de infiltração nos testes. Nas equações do SCS e de Green-Ampt, c foideterminado por tentativas, para minimizar os erros de ajuste no método dos mínimosquadrados. Esse método foi utilizado na regressão quadrática da equação Polinomial ena regressão linear das demais equações. Nota-se que, para a determinação de todos oscoeficientes das equações de infiltração, os dados utilizados na regressão foram os deinfiltração acumulada (I) versus o tempo (t), minimizando-se assim os errosintroduzidos pela aproximação quando se considera i = dI/dt = ∆I/∆t.Tabela 4.2 – Equações de InfiltraçãoNome da EquaçãoEquação para InfiltraçãoParâmetrosTaxa de infiltraçãoAcumulada ( * I)de ajustePhilip I = kt 1/2 + VIB.t i = (1/2) kt -1/2 + VIB kKostiakov I = kt a i = akt a-1 k, aKostiakov-Lewis I = kt a + VIB.t i = akt a-1 + VIB k, aHorton I = k(1-e -at ) + VIB.t i = ake -at + VIB k, aSCS I = kt a + c i = akt a-1 k, a, cPolinomial I = kt 2 + at + c i = 2kt + a k, a ,cGreen-Ampt t = 1/c{I-kln[(k+I)/k]} i = c[(k+I)/I] k, c* I - lâmina de infiltração acumulada; i - taxa de infiltração; t - tempo de infiltração109

As regressões acima referidas foram realizadas para todos os testes de infiltração,obtendo-se assim, as constantes k, a e c por solo e por local do teste. A comparaçãoentre as qualidades de ajuste das sete equações de infiltração foi medida à partir dosvalores do erro médio quadrático (EMQ) 27 do valor de I calculado por cada equação.Para cada uma das sete equações de infiltração estudadas, foram assim definidos51 (13 x 4-1) valores do erro médio quadrático (EMQ). Também foram calculados porequação os valores médios do EMQ por perfil de solo, obtendo-se assim 13 valoresdestes EMQ’s. Tais EMQ’s médios foram computados pela média aritmética dosEMQ’s nos testes individuais do solo respectivo.Em relação aos parâmetros de ajuste (coeficientes) das diversas equações emestudo, também obtiveram-se suas médias, desvios padrões e coeficientes de variaçãoda distribuição espacial, para cada perfil de solo e de uma forma global (considerandoos 13 perfis).Na comparação dos valores médios de EMQ das diversas equações, foi utilizado oteste de Tukey 28 (BRADLEY, 1968; PIMENTEL GOMES, 1993), aplicando os níveisde significância de 1% e 5%. Esse cálculo foi realizado a partir do programa estatísticoSPSS 8.0.4.6.2 - Métodos de Determinação da Capacidade de CampoNa comparação dos valores obtidos pelos diferentes métodos de determinação dacapacidade de campo, com os valores do método padrão in situ (determinado a partir27EMQ =variável.n∑i=12( yi− y'i) , y i e y’ i são os valores observados e calculados, respectivamente, entre as n repetições dan28O teste de Tukey permite comparar médias duas a duas dos valores dos grupos de dados (sete equações) nos casosem que se verifica a rejeição da hipótese nula das médias poderem ser consideradas iguais.110

dos dados do tabuleiro), utilizou-se o teste não-paramétrico de Wilcoxon 29 (BRADLEI,1968; ZAR, 1984), a partir do programa estatístico SPSS 8.0, adotando-se como níveisde significância 1% e 5%; o coeficiente de determinação (R²) e o erro médio quadrático(EMQ) foram estatísticas também empregadas. Será observada também, a dispersão dospontos em torno da curva 1:1, que indica o que seria um ajuste perfeito, ou seja, quantomais próxima dela, maior a precisão de estimativa (WÖRSTEN et al., 1990; ZHUANGet al., 2001; MELLO et al., 2002).Para a análise comparativa acima descrita, agregaram-se os dados de capacidadede campo em dois grupos, a seguir detalhados:• Estudo 1Avaliação com todos os dados da 1 a , 2 a , 3 a e 4 a campanhas (n = 92),comparando-se a capacidade de campo in situ de referência (obtida nos tabuleiros) emrelação aos valores correspondentes da capacidade de campo obtidos por quatrométodos de medição, a saber: nos infiltrômetros, neste considerando também mais 5casos correspondentes à subtração das porcentagens de umidade de 1% a 5%; a umidadena tensão de 0,006 MPa; a umidade na tensão de 0,033 MPa; e pelo uso da pedofunçãolinear a partir da umidade na tensão de 0,006 MPa;• Estudo 2Avaliação com os dados de capacidade de campo apenas nos locais em cujosinfiltrômetros foram aplicados mais de 15cm de água infiltrada, independentemente dotempo de realização do teste de infiltração (entre os dados da 1 a e 2 a campanhas foramutilizados apenas os casos do P15, site 2 do P4 e site 1 do PE; e todos os dados da 3 a e4 a campanhas, houve um total de 56 dados no estudo 2), comparando a capacidade de29O teste não paramétrico de Wilcoxon compara dois grupos emparelhados. A diferença entre cada grupo de dados écalculada analisando a série de diferenças entre n pares de dados, assumindo que as diferenças são distribuídassimetricamente em relação ao seu valor médio. A hipóte se nula assume que dois grupos são estocasticamenteidênticos. É rejeitada quando o valor obtido no teste (t x ) é maior que t crítico (t para o nível de confiança especificado eem função do número de graus de liberdade definido a partir das amostras), sendo, então, admitida a diferença.111

campo in situ de referência com as umidades avaliadas pelos outros quatro métodos demedição.O estudo 2 se justifica devido ao fato de que em muitos testes de infiltração (nossolos mais impermeáveis), durante a 1 a e 2 a campanhas, não ter havido uma infiltraçãototal significativa (Tabela 5.1), que justificasse um molhamento compatível com umpleno umedecimento requerido pelo experimento in situ de capacidade de campo.Neste trabalho, será feita, também, uma validação da equação obtida no estudo 1(pedofunção linear a partir da microporosidade), com a aplicação dessa equação aosdados de duas outras regiões: solos de Seropédica e de Formação Barreiras.112

5 - RESULTADOS E DISCUSSÃOA primeira parte desse capítulo trata do desempenho das equações de infiltração,e serão discutidos o comportamento do método do infiltrômetro de duplo anel e odesempenho das sete equações de infiltração, globalmente e para cada um dos trezesolos estudados. A segunda parte trata da capacidade de campo, onde será feita umaanálise comparativa entre os métodos de determinação da mesma, bem como umaanálise de validação de resultados obtidos para outros solos de duas regiões, tendo-secomo referência o método in situ nos tabuleiros de inundação.5.1 – Desempenho das Equações de Infiltração5.1.1 - Desempenho Operacional do Método do Infiltrômetro de Duplo AnelO método do infiltrômetro de duplo anel mostrou-se simples e de fácilmanipulação no campo pela facilidade da cravação do instrumento e da execução doexperimento. No entanto, a cravação teve que ser realizada com cuidado para nãodeformar a estrutura do solo superficial. A única alteração visível ocorreu no arranjoestrutural do terreno ao redor das paredes dos anéis. Outro inconveniente observado nouso desse equipamento foi a infiltração horizontal induzida pelos gradientes de pressãoentre o solo muito úmido sob o infiltrômetro e o solo seco ao redor, mesmo tendo-seutilizado o anel externo. Este último inconveniente, entretanto, pode ser minoradoaumentando-se o diâmetro dos cilindros. Desse modo, o tamanho dos mesmos deve serpadronizado visando permitir a comparação entre testes.5.1.2 - Comportamento Geral das Curvas de InfiltraçãoOs resultados médios simplificados dos testes de infiltração são mostrados naTabela 5.1 e Figura 5.1. O apêndice E apresenta todos os dados dos testes de infiltração.A Tabela 5.1 apresenta a média por perfil (com 4 repetições) da infiltração acumulada113

(I) ao fim do experimento e da velocidade de infiltração básica (VIB). Na Figura 5.1,observa-se os diferentes VIB’s médios entre os 13 perfis estudados. Os valores da VIBem cada teste foram obtidos pela média aritmética dos últimos três ou quatro valores dasvelocidades de infiltração. Esse artifício foi utilizado devido à pequena oscilação davelocidade na sua faixa de estabilização. A utilização de um valor médio torna-se maisrepresentativo que o valor final. Observa-se que os valores da VIB são bastantecontrastantes quando comparados os perfis de solo descritos como planossolos (P15 eP36) em relação aos demais. Nesses dois solos, a média da VIB foi de 7,5 cm/h,enquanto que, nos outros solos, a média geral ficou em torno de 1,3 cm/h. Em princípio,pode-se associar esses resultados à granulometria muito mais arenosa desses solos emrelação aos demais.Tabela 5.1 – Infiltração acumulada (I) ao fim do experimento com duração t evelocidade de infiltração básica (VIB) nos perfis de solo estudados (médias de 4repetições, com exceção do PE, onde houve 3 repetições)Perfil de solo Classe do solo t (min) I (cm) VIB (cm/h)P04 Argissolo Vermelho-Amarelo 380 15,60 1,00P05 Cambissolo Háplico léptico 331 13,58 1,88P06 Gleissolo Háplico 369 4,29 0,41P15 Planossolo Háplico 392 54,03 7,24P20 Neossolo Litólico 437 8,64 0,98P21 Gleissolo Háplico 415 8,08 0,66P22 Cambissolo Háplico léptico 450 20,50 2,19P24 Argissolo Vermelho-Amarelo 420 13,80 1,21P27 Luvissolo Háplico 385 14,09 1,68P32 Argissolo Vermelho-Amarelo 389 12,75 1,52P34 Cambissolo Háplico gleico 386 2,64 0,30P36 Planossolo Háplico 158 34,55 7,71PE Sem descrição 400 19,93 2,65114

VIB (c m/ h)8 ,0 0VALORES MÉDIOS DA VELOCIDADE DE INFILTRAÇÃO BÁSICA POR PERFIL DE SOLO7,0 06 ,0 05,0 04 ,0 03 ,0 02 ,0 01,0 00 ,0 0P0 4 P05 P0 6 P15 P2 0 P2 1 P2 2 P24 P2 7 P32 P3 4 P36 PEP e rfil de S oloArgissolo Vermelho-AmareloCambissolo Háplico lépt icoGleissolo HáplicoPlanossolo HáplicoNeossolo Lit ólicoLuvissolo HáplicoCambissolo Háplico gleicoSem descriçãoFigura 5.1 – Velocidade de infiltração básica (VIB) dos solos estudados (cm/h)As menores VIB’s (inferiores a 0,66 cm/h) e lâminas infiltradas ocorrem nosterrenos de baixada da bacia, compostos preponderantemente pelos Gleissolos Háplicose Cambissolos Gleicos. A baixa permeabilidade desses solos, pelo menos em parte,deve ocorrer devido ao seu caráter gleico e à posição topográfica. Tais fatos, justificamo uso corriqueiro desses terrenos na região para o cultivo de arroz.Particularmente, baixa também foi a infiltração do Neossolo (P20), certamenteinfluenciada pelo seu caráter litólico. Nesse perfil, em mais de 7 horas de duração dostestes de infiltração, a lâmina infiltrada, em média, foi de apenas 86 mm. Por outro lado,os terrenos mais permeáveis (VIB > 7,0 cm/h) foram os Planossolos, certamente devidoà textura arenosa do seu perfil mais superficial.A Figura 5.2 apresenta, utilizando a equação de Kostiakov-Lewis, as curvasmédias das taxas de infiltração para os solos que apresentam máximo VIB (P36) emínimo VIB (P34), bem como a curva de infiltração média global, incluindo todos os13 solos. O solo P36 (Planossolo) apresentou VIB média cerca de 25 vezes maior que o115

solo P34 (Cambissolo), como pode ser observado na Tabela 5.1 e Figura 5.2. Entretanto,a VIB média global (23 mm/h) foi apenas 7,5 vezes maior que a mínima VIB local.As Figuras 5.3 (a) e (b) apresentam, respectivamente, as curvas de infiltraçãoacumulada para o P20 (Neossolo Litólico), solo este que apresentou o máximocoeficiente de variação local da VIB, bem como as curvas de infiltração acumulada parao P36 (Planossolo Háplico), onde o coeficiente de variação da VIB foi mínimo. Ascurvas correspondentes a cada perfil foram definidas pela equação de Kostiakov-Lewispara os quatro testes de infiltração realizados, permitindo a comparação entre os valoresobservados e calculados (ajustados). Nota-se que no P20 (solo raso), o teste de número3 (inf3) foi o responsável pelo alto coeficiente de variação. Observa-se, também, que,neste local, a equação de Kostiakov-Lewis não interpolou com grande acurácia os dadosobtidos em campo (entretanto, o comportamento dos dados experimentais foi atípiconeste teste particular).i(t) (mm/h)275250225200175150125100755025Capacidade de infiltração (mm/h)Kostiakov-Lewis00,0 1,0 2,0 3,0 4,0 5,0 6,0 7,0 8,0 9,0Tempo (h)P 36 P 34 MédiaFigura 5.2 – Curvas médias de infiltração interpoladas pela equação de Kostiakov-Lewis, para os solos com máximo e mínimo VIB, bem como curva de infiltração médiaglobal, considerando todos os solos representativos testados na bacia hidrográfica deSanta Maria e Cambiocó116

25,0P20 - perfil com c.v máximo (cv=1,369) p/ o VIBKostiakov Lewis(a)20,0I cal (cm)15,010,05,00,00 75 150 225 300 375 450Tempo (min)inf 2 inf1 o b s inf 1 inf 3 inf 4inf2 obs inf3 o b s inf4 obs Méd ia50,0P36 - perfil com c.v mínimo (cv=0,147) p/ o VIBKostiakov-Lewis(b)40,0I calc (cm)30,020,010,00,00 25 50 75 100 125 150 175Tempo (min)inf 2 inf1 obs inf2 obs inf 3 inf 4 inf 1inf3 obs inf4 o bs MédiaFigura 5.3 – (a) Dados e curvas de infiltração (equações de Kostiakov-Lewis)acumulada para o solo com máximo coeficiente de variação da VIB - P20 e, (b) idempara o solo com mínimo coeficiente de variação da VIB - P36117

5.1.3 - Equações de InfiltraçãoOs parâmetros calculados em todos os locais dos testes e solos, para todas as seteequações de infiltração analisadas, acham-se representados no apêndice F.O estudo do desempenho das sete equações de infiltração testadas foi feitocomparando-se os valores do erro médio quadrático (EMQ) de cada teste de infiltração,para cada equação, através do teste de Tukey, aos níveis de confiança de 99% e 95%.Primeiramente, testou-se os valores médios dos 51 EMQ’s para cada equação (análiseglobal); logo após, foi feita a mesma análise por perfil de solo, calculando a média das 4repetições dos EMQ’s, como pode ser visto a seguir.• Análise global do desempenho das equações (todos os 51 testes considerados)As médias globais dos erros médios quadráticos, definidas para cada uma das 7equações de infiltração, estão apresentadas na Tabela 5.2. Como se pode observar, estasforam relativamente baixas, com valores inferiores a 1 cm (10 mm de infiltraçãoacumulada), o que indica um bom ajuste global. O menor erro médio quadrático globalfoi obtido para a equação Polinomial, seguida das equações do SCS, Kostiakov, Green-Ampt, Kostiakov-Lewis, Philip e Horton, na ordem crescente. Excetuando-se as duasúltimas, as demais equações apresentaram EMQ médio inferior a 5 mm de infiltraçãoacumulada.Como dito anteriormente, os valores médios dos 51 EMQ’s de cada equaçãoforam comparados entre si através do teste de Tukey para os níveis de significância de1% e 5% (Tabela 5.2), visando confirmar diferenças entre as qualidades dos ajustes.Não se verificou diferença significativa entre tais erros globais, a menos do caso doajuste da equação de Horton, que se diferenciou significativamente dos modelosPolinomial, SCS, Kostiakov, Green-Ampt e Kostiakov-Lewis. Cabe ainda ressaltar queo ajuste da equação de Philip diferenciou-se do de Green-Ampt, tanto ao nível de 1%como 5%. Essas constatações vem confirmar o pior ajustamento das equações deHorton e de Philip em relação as demais, enfatizando-se o pior ajuste da equação deHorton.118

A pior performance da equação de Horton em relação às equações do SCS,Kostiakov, Kostiakov-Lewis e Philip foi também confirmada por FABIAN e OTTONIFILHO (1997). CLEMMENS (1983) também explicita a pior qualidade interpolativa daequação de Horton em relação aos modelos do SCS, Kostiakov e Kostiakov-Lewis. Noestudo de CLEMMENS (1983), a equação de Philip não se apresentou satisfatória.Tabela 5.2 – Valores médios dos 51 erros médios quadráticos (EMQ), em centímetrosde lâmina de infiltração, para as sete equações estudadasPhilip Kostiakov Kost.-Lewis Horton SCS Polinomial Green-AmptEMQ 0,63988 b d (*) 0,39064 a d 0,47261 a d 0,92140 b 0,30966 a d 0,28474 a d 0,44414 a c(*) Médias na mesma linha seguidas de mesma letra não diferem entre si ao nível de 1% e 5% (teste deTukey)No trabalho de FABIAN e OTTONI FILHO (1997), as equações do SCS e deKostiakov apresentaram maiores coeficientes de determinação (R 2 ) do que os modelosde Kostiakov-Lewis e Philip, ainda que sem diferenças significativas, o que é coerentecom os resultados do presente estudo. Os modelos Polinomial e Green-Ampt não foramtestados pelos dois autores.Para os solos estudados no trabalho de ARAÚJO FILHO (1992), o autorrecomenda o uso da equação de Kostiakov, visto que a equação do SCS, com maiornúmero de parâmetros, não apresentou qualquer vantagem sobre a outra, o que tambémestá de acordo com este trabalho.Apresentando a mesma avaliação de CLEMMENS (1983), este estudo apontaque não há uma indicação clara de que modelos mais sofisticados com três parâmetros,como os do SCS e Polinomial, venham a introduzir melhoria significativa dedesempenho na regressão dos dados dos testes de infiltração, em relação ao modelo depotência mais simples de Kostiakov, com dois parâmetros. Entretanto, como sugeridopor FABIAN e OTTONI FILHO (1997), os modelos de Kostiakov-Lewis, Philip,Horton e Green-Ampt apresentam a vantagem de impor que as taxas de infiltraçãotendam a um valor constante positivo nos grandes tempos de infiltração, o que é119

conveniente nas modelações de fluxo de longa duração. Já os modelos de Kostiakov,SCS, e Polinomial, nos prolongados eventos, como nos processos de recarga artificial,de chuvas com longa duração, etc, tendem a calcular taxas de infiltração irreais (nulasou negativas).A regressão das equações de Philip, Kostiakov-Lewis e Horton partiram de umvalor pré-determinado de taxa básica de infiltração (VIB), visando a induzir que osdados interpolados tendessem para o valor estabilizado da taxa de infiltração verificadono teste de campo. Neste sentido, só houve um parâmetro (k) na equação de Philip, oque a coloca em desvantagem numa análise comparativa com as demais equações, queapresentam três parâmetros (caso da Polinomial e SCS) ou dois parâmetros (demaisequações). Mesmo assim, o modelo de Philip apresenta menor EMQ médio que omodelo de Horton, e seu EMQ global não se diferencia estatisticamente do das demaisequações (à exceção do modelo de Green-Ampt), como indicado na Tabela 5.2.• Análise do desempenho das equações por perfil de solo (cada solo com 4repetições, com exceção do perfil PE, que teve 3 testes)As médias dos erros médios quadráticos das repetições por cada perfil de solo,definidas para cada uma das 7 equações de infiltração, estão apresentadas na Tabela 5.3.Como se pode notar, com exceção de todas as equações do P36 e da equação de Hortonnos solos P20, P22 e PE, as médias foram relativamente baixas, com valores inferiores a1 cm (10 mm de infiltração acumulada), o que indica um bom ajuste absoluto dasequações. Observa-se que os solos P05, P06, P15, P20, P24, P36 e PE não apresentaramdiferenças significativas entre as qualidades dos ajustes de todas as equações, para osníveis de significância de 1% e 5%.Interessantemente, o solo P36 foi o de pior ajuste, levando em conta todas asequações, com exceção da equação de Horton. Paradoxicalmente, essa última equaçãofoi a que apresentou menor EMQ neste solo. Os dados de infiltração deste perfildiferenciado estão mostrados na Figura 5.3-b. Nota-se que o solo P15, pedologicamentesimilar ao P36 (Tabela 4.1), apresenta EMQ’s bem inferiores que os apresentados pelo120

P36. Na realidade, estes dois foram os únicos perfis representativos da bacia quetiveram textura arenosa, justificando seus maiores VIB’s que nos demais solos.Tabela 5.3 – Valores médios dos erros médios quadráticos (EMQ), em centímetros delâmina de infiltração, por perfil de solo e para as sete equações estudadasPerfis Philip Kostiakov Kost.-Lewis Horton SCS Polinomial Green-AmptP04 0,68439 a c (*) 0,19124 b 0,27011 b d 0,61082 c d 0,19911 b 0,22963 b 0,46627 b cP05 0,22661 a 0,31988 a 0,29903 a 0,13154 a 0,13434 a 0,13021 a 0,26568 aP06 0,34075 a 0,09419 a 0,14202 a 0,26665 a 0,08583 a 0,11651 a 0,19999 aP15 0,51931 a 0,51583 a 0,47415 a 0,45921 a 0,39181 a 0,36216 a 0,43103 aP20 0,67446 a 0,65690 a 0,74734 a 1,93098 a 0,39389 a 0,16911 a 0,60890 aP21 0,48840 a c 0,11531 b 0,22749 b d 0,38071 c d 0,08670 b 0,11956 b 0,24332 b dP22 0,86030 a 0,45509 a 0,33135 a 2,06979 b 0,29871 a 0,30884 a 0,22731 aP24 0,42312 a 0,30222 a 0,36960 a 0,30958 a 0,27923 a 0,22283 a 0,31595 aP27 0,73618 a 0,19381 a b 0,26294 a b 0,42961 a b 0,09932 b 0,19631 a b 0,53499 a bP32 0,36882 a b 0,19244 a b 0,29327 a b 0,47925 a 0,12224 b 0,15771 a b 0,19091 a bP34 0,41054 a 0,09579 a c 0,20644 a c 0,26718 a c 0,04516 b c 0,08534 b c 0,23816 a cP36 1,74206 a 1,41554 a 1,86046 a 0,75073 a 1,37943 a 1,25157 a 1,61663 aPE 0,91145 a 0,57652 a 0,72208 a 4,88239 a 0,57652 a 0,37421 a 0,43148 a(*) Médias na mesma linha seguidas de mesma letra não diferem entre si ao nível de 1% e 5% (teste deTukey)No solo P04, pode-se notar, observando-se a Tabela 5.3, que a equação deHorton se diferenciou significativamente a 1% e 5% das equações de Kostiakov, SCS ePolinomial. Adicionalmente, a equação de Philip apresentou diferenças em relação àsequações de Kostiakov, Kostiakov-Lewis, SCS e Polinomial.Em relação ao solo P21, pode-se dizer que a equação de Philip se diferenciou a1% e 5% de todas as outras, com exceção da equação de Horton, que, por sua vez,apresentou diferenças significativas com relação às equações de Kostiakov, SCS ePolinomial.No solo P22, o ajuste da equação de Horton foi significativamente diferente a1% e 5% de todas as outras equações.121

Já no solo P27, foi a equação de Philip que apresentou ajuste com diferençassignificativas em relação ao modelo do SCS, aos níveis de 1% e 5%.No solo P32, observa-se que o pior ajuste ocorreu com a equação de Horton, queteve diferenças significativas em relação ao modelo do SCS, aos níveis de 1% e 5%.Por fim, no solo P34 foi a equação de Philip que apresentou ajuste comdiferenças significativas em relação aos modelos do SCS e Polinomial, aos níveis de 1%e 5%.Pelos resultados obtidos isoladamente por perfil, confirma-se o pior desempenhomédio das equações de Horton e Philip em relação às demais, visto que quandoocorreram diferenças significativas entre os valores dos EMQ’s das diversas equações,essas duas eram as que destacavam-se como as piores.• Considerações GeraisA equação Polinomial, apesar de não ser comumente utilizada para representar ofenômeno da infiltração acumulada, neste estudo apresentou-se como uma das melhoresequações, ajustando-se aos dados com grande acurácia. Entretanto, é uma equação com3 parâmetros e que pode apresentar taxas negativas de infiltração em longos tempos. Asequações do SCS e Kostiakov apresentam a desvantagem de terem as velocidades deinfiltração decrescendo indefinidamente com o tempo até, teoricamente, o valor nulo.Isso pode ocasionar erros de ajuste, caso o tempo de infiltração seja bem superior ao deduração do teste. Por outro lado, a equação de Kostiakov, mesmo em temposrelativamente longos (entre 6 e 7 horas como no presente estudo), ajustou-se aos dadospraticamente com a mesma qualidade que as equações com três parâmetros, como aPolinomial e SCS, embora sua aplicação seja recomendada para tempos curtos(TAYLOR, 1972; CLEMMENS, 1983; BERNARDO, 1989), mas comumentecompatíveis com os projetos de irrigação.A equação de Kostiakov-Lewis pode ser vista como uma generalização daequação de Philip, com b ≠ 0,50. Essa última é a equação de infiltração teoricamente122

mais elaborada (HILLEL, 1982), pois é deduzida analiticamente a partir da equaçãogeral de Richards. Entretanto, como a equação de Philip apresenta, com algumafreqüência, falhas de representação nos dados dos testes de infiltração, como as aquiregistradas, torna-se estimulante a recomendação do uso da equação de Kostiakov-Lewis. Esta última também tem representação matemática similar às popularesequações empíricas do SCS e Kostiakov, mas com a vantagem de tender nos temposlongos a uma taxa estável positiva, o que é teórica e fisicamente desejável.Na Tabela 5.4, são apresentados os valores de infiltração acumulada média(considerando todos os tempos de medição tomados nos testes) para cada perfil de soloestudado, e também o erro relativo, em porcentagem, calculado pelo EMQ médio decada solo, dividido pela média da infiltração acumulada, para as 7 equações do estudo.Confirmando os resultados obtidos das análises anteriores, observa-se que os menoreserros relativos estão na equação Polinomial, seguida, na ordem, pelos modelos do SCS,Kostiakov, Green-Ampt e Kostiakov-Lewis, todos com percentagens médias globaismenores do que 6%. O maior erro relativo global está na equação de Horton , com13,47%, seguido da equação de Philip, com 8,89%. À exceção das equações de Hortone Philip, os erros relativos por solo foram sempre menores ou iguais a 11,7% em todasas equações (a menos do P20, devido ao teste anômalo do infiltrômetro 3, indicado naFigura 5.3-a), tudo isso confirmando a adequabilidade dos modelos Polinomial, SCS,Kostiakov, Kostiakov-Lewis e Green-Ampt em representar os dados de infiltração nossolos estudados.123

Tabela 5.4 – Infiltração acumulada e erros relativos (%) de infiltração acumulada, porperfil de solo, para as sete equações estudadasPerfil I méd (cm) Philip Kostiakov Kost.-Lewis Horton SCS Polinomial Green-AmptP04 7,66 8,93 2,50 3,53 7,97 2,60 3,00 6,09P05 8,46 2,68 3,78 3,53 1,55 1,59 1,54 3,14P06 2,87 11,87 3,28 4,95 9,29 2,99 4,06 6,97P15 27,57 1,88 1,87 1,72 1,67 1,42 1,31 1,56P20 4,23 15,95 15,53 17,67 45,66 9,31 4,00 14,40P21 5,53 8,83 2,09 4,11 6,89 1,57 2,16 4,40P22 11,04 7,79 4,12 3,00 18,74 2,70 2,80 2,06P24 8,39 5,05 3,60 4,41 3,69 3,33 2,66 3,77P27 8,43 8,73 2,30 3,12 5,09 1,18 2,33 6,34P32 7,47 4,94 2,58 3,92 6,41 1,64 2,11 2,55P34 2,03 20,19 4,71 10,15 13,14 2,22 4,20 11,71P36 18,90 9,22 7,49 9,85 3,97 7,30 6,62 8,56PE 9,57 9,53 6,03 7,55 51,04 6,03 3,91 4,51Média 9,40 8,89 4,61 5,96 13,47 3,38 3,13 5,85Máx. 27,57 20,19 15,53 17,67 51,04 9,31 6,62 14,40As médias espaciais dos parâmetros das equações, por perfil de solo e globais,para as sete equações em estudo, estão apresentados na Tabela 5.5. A análise dasestatísticas contidas nessa Tabela contém informações relevantes de variabilidadeespacial apenas a nível local, por perfil de solo. Como não foram contabilizadas adistribuição das áreas dos 13 perfis dentro da bacia hidrográfica estudada, tornam-sepouco significativas as estatísticas globais da Tabela 5.5.Observando-se os coeficientes de variação (c.v.) por perfil, na Tabela 5.5, notaseque estes são, geralmente, menores que o c.v. global, o que já era de se esperar.Segundo a classificação de WARRICK e NIELSEN (1980), o c.v. global da VIB(c.v.=112,8%) é de alta variabilidade espacial. Analisando-se a variabilidade espacialdesse parâmetro, por perfil, observa-se que os solos P15, P21, P22, P24, P32, P34, P36e PE apresentam médios c.v’s (12%

equações, o que apresentou maior c.v. foi o c (determinado por tentativas) da equaçãodo SCS, seguido do parâmetro k dessa mesma equação.Tabela 5.5 – Valores da média e dos coeficientes de variação (%) dos parâmetros dassete equações estudadas. As unidades são para I (cm), t (min) e VIB (cm/min)Parâmetros das equações de infiltraçãoPhilip Kostiakov Kostiakov-Lewis Horton SCS Polinomial Green-Amptk VIB k a k a VIB k a VIB k a c k a c k cP04média 0,35 0,02 0,72 0,44 1,09 0,27 0,02 6,07 0,01 0,02 1,20 0,39 -0,73 -0,00004 0,04 2,13 8,10 0,01c.v. 52,73 82,87 33,90 39,68 27,42 48,51 82,87 53,20 34,89 87,41 67,55 50,57 -97,37 -77,13 69,67 24,31 63,09 81,49P05média 0,13 0,03 0,07 0,91 0,06 0,61 0,03 2,74 0,01 0,03 0,12 0,86 -0,33 -0,00003 0,05 0,13 0,77 0,03c.v. 139,28 92,24 112,67 6,21 112,95 42,94 92,24 112,10 49,13 92,24 149,21 14,50 -209,14 -138,47 105,55 201,55 121,04 95,37P06média 0,12 0,01 0,25 0,56 0,58 0,16 0,01 2,00 0,01 0,01 0,52 0,40 -0,54 -0,00001 0,01 0,92 3,97 0,00c.v. 85,18 62,46 78,63 31,83 69,26 80,14 62,46 80,91 30,36 62,46 68,54 27,06 -97,92 -71,73 62,25 74,31 78,45 47,70P15média 0,36 0,12 0,23 0,92 0,28 0,50 0,12 8,97 0,01 0,12 0,26 0,91 -0,25 -0,00004 0,15 0,78 1,01 0,13c.v. 101,40 14,93 41,28 3,68 44,88 38,88 14,93 104,17 47,39 14,93 58,12 7,15 -284,24 -105,41 27,22 65,47 132,61 16,87P20média 0,09 0,02 0,19 0,57 0,48 0,20 0,02 8,85 0,01 0,02 0,19 0,67 0,22 0,00002 0,01 1,05 2,72 0,01c.v. 12,46 136,88 49,81 45,87 53,02 54,09 136,88 175,10 70,63 136,88 80,00 69,36 251,37 270,55 30,08 29,89 68,69 160,84P21média 0,22 0,01 0,36 0,51 1,10 0,19 0,01 3,92 0,01 0,01 0,45 0,50 -0,17 -0,00002 0,03 1,37 5,46 0,01c.v. 56,98 41,50 34,69 13,87 76,14 141,13 41,50 54,74 9,88 41,50 63,76 25,90 -269,90 -38,79 41,02 32,76 87,18 52,46P22média 0,24 0,04 0,39 0,63 1,36 0,19 0,04 4,06 0,01 0,04 0,37 0,67 0,22 -0,00002 0,05 2,12 5,97 0,03c.v. 39,91 50,33 8,29 9,60 47,77 87,60 50,33 33,58 87,02 50,33 72,86 19,87 396,34 -53,90 41,02 14,90 73,36 66,11P24média 0,29 0,02 0,18 0,71 0,32 0,48 0,02 6,13 0,01 0,02 0,26 0,70 -0,24 -0,00002 0,04 0,85 4,02 0,02c.v. 57,99 21,15 22,74 6,31 46,36 29,84 21,15 68,54 31,91 21,15 83,32 18,56 -380,08 -189,29 41,31 9,89 55,46 53,85P27média 0,33 0,03 0,57 0,52 1,07 0,27 0,03 5,13 0,01 0,03 0,78 0,53 -0,19 -0,00005 0,05 2,11 7,54 0,02c.v. 61,58 122,02 43,46 21,04 39,63 12,50 122,02 52,85 6,37 122,02 76,07 44,55 -622,05 -98,37 100,82 42,71 37,53 127,45P32média 0,18 0,03 0,13 0,78 0,35 0,42 0,03 3,45 0,01 0,03 0,21 0,70 -0,43 -0,00003 0,04 0,66 2,22 0,02c.v. 47,89 28,71 36,57 9,77 87,27 53,48 28,71 58,67 30,34 28,71 10,49 6,02 -52,64 -14,63 12,81 37,17 49,75 30,23P34média 0,07 0,01 0,27 0,46 1,11 0,09 0,01 1,32 0,02 0,01 19,42 0,14 -19,89 -0,00001 0,01 0,76 2,64 0,00c.v. 38,24 47,28 77,74 34,17 71,65 317,49 47,28 34,12 97,45 47,28 116,95 102,90 -116,79 -24,20 25,19 65,54 38,40 39,61P36média 1,41 0,13 1,29 0,67 1,50 0,50 0,13 14,58 0,03 0,13 1,24 0,68 0,08 -0,00102 0,36 2,21 8,37 0,15c.v. 27,37 14,67 27,59 11,48 33,03 23,90 14,67 27,90 11,94 14,67 28,46 4,55 1096,80 -32,71 24,51 78,83 20,65 19,40PEmédia 0,19 0,04 0,18 0,79 1,34 0,20 0,04 8,08 0,01 0,04 0,18 0,79 0,00 -0,00003 0,06 1,07 2,48 0,04c.v. 64,69 50,24 38,85 7,40 101,15 252,59 50,24 74,36 107,84 50,24 38,85 7,40 166,74 -98,18 35,14 58,94 61,33 45,59média global 0,308 0,038 0,375 0,650 0,809 0,317 0,038 5,747 0,012 0,038 1,973 0,607 -1,746 -0,0001 0,069 1,246 4,284 0,037c.v. global 122,57 112,80 94,91 29,52 83,08 78,26 112,80 107,45 83,60 112,80 384,52 43,01 -448,82 -281,92 139,85 71,91 83,19 130,03Percebe-se também que as potências a das equações de Kostiakov-Lewis sãosempre menores e mais variáveis (maior c.v.) do que as potências da equação deKostiakov. Globalmente, tais coeficientes foram de alta variação (c.v.=78,26%>60%)na primeira equação e de média variação (12%

A não ser as potências “a” nas equações de Kostiakov e do SCS, todos os demaisparâmetros das equações estudadas apresentaram, localmente, média ou altavariabilidade espacial, com poucas exceções, conforme indica a Tabela 5.5. A potência“a” se apresenta menos variável na equação de Kostiakov do que na equação Kostiakov-Lewis, onde a média dessa potência é sempre maior.O parâmetro “k” foi sempre negativo (ainda de que pequeno módulo) na equaçãoPolinomial, como também, freqüentemente, o termo “c” da equação do SCS. Os demaisparâmetros foram sempre positivos.Ainda em se tratando da variabilidade espacial do solo, supondo-se que a curvamédia de infiltração representada na Figura 5.2 represente a capacidade de infiltraçãoequivalente dos solos da bacia hidrográfica de Santa Maria e Cambiocó, a plotagem dohietograma de uma chuva equivalente nessa Figura, permitiria a estimativa aproximada,desconsiderando a questão da variabilidade espacial da chuva e do solo, das taxas degeração de escoamento superficial (runoff, em mm/h) e de infiltração, ao longo dotempo, que poderiam ser de grande valia nas modelações hidrológicas da bacia. Porexemplo, se um evento pluvial fosse de intensidade inferior a 22,8 mm/h, que seria oVIB médio global da bacia (Tabela 5.5), pelas considerações anteriores toda essa chuvainfiltraria. Se, por outro lado, a intensidade de chuva fosse sempre superior a cerca de75 mm/h (Figura 5.2), a infiltração teria a mesma distribuição da curva médiaequivalente de capacidade de infiltração dos solos, e o runoff estaria acontecendo otempo todo de duração da chuva.Na Figuras 5.4 a 5.16, são apresentadas, como ilustração, as curvas de infiltraçãoacumulada para uma das quatro repetições dos testes, em cada perfil de solo, calculadaspelas 7 equações do estudo.126

I calc, obs (cm)20,016,012,08,04,0P04 - Inf3Philip0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calc, obs (cm)20,016,012,0P04 - Inf3Kostiakov8,0I = 0,542 t 1/2 +0,025t I = 0,792 t 0,5234,0I calcI obs0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)20,016,012,08,04,0P04 - Inf3Kostiakov Lewis0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I = 1,168 t 0,354 +0,025tI calcI obsI calc, obs (cm)20,016,012,08,04,0P04 - Inf3HortonI = 8,474(1- e -0,011t )+0,025t0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calc I obs20,0P04 - Inf3SCS20,0P04 - Inf3PolinomialI calc, obs (cm)16,012,08,04,0I = 1,313 t 0,443 -1,142I calc, obs (cm)16,012,08,04,0I = -9.10 -5 t 2 +0,069t+2,6100,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calc I obs0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calc I obs20,0P04 - Inf3Green-AmptI calc, obs (cm)16,012,08,04,0t = 1/0,017{I-15,4 ln[(15,4+I)/15,4]}0,00 50 100 150 200 250 300 350Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.4 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 04, infiltrômetro 3.127

I calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,002,00P05 - Inf4PhilipI calc, obs (cm)12,0010,008,006,002,00P05 - Inf4Kostiakov4,00I = 0,041 t 1/2 +0,028t I = 0,05 t 0,9070,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calcI obs0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,002,00P05 - Inf4Kostiakov Lewis0,000 50 100 150 200 250 300 350 400Tempo (minutos)I = 0,062 t 0,409 +0,028tI calcI obsI calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,002,00P05 - Inf4HortonI = 1,252(1- e -0,003t )+0,028t0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,002,00P05 - Inf4SCS0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I = 0,039 t 0,953 +0,111I calcI obsI calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,002,00P05 - Inf4Polinomial0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I = -8.10 -5 t 2 +0,029t+0,218I calcI obsI calc, obs (cm)12,0010,008,006,004,00P05- Inf4Green-Ampt2,00t = 1/0,029{I-0,049 ln[(0,0494+I)/0,049]}0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calcI obsFigura 5.5 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 05, infiltrômetro 4.128

I calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,001,00P06 - Inf3Philip0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calc, obs (cm)7,006,005,004,001,00P06- Inf3Kostiakov3,00I = 0,234 t 1/2 +0,005t2,00I = 0,380 t 0,464I calcI obs0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,001,00P06 - Inf3Kostiakov Lewis0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I = 0,520 t 0,352 +0,005tI calcI obsI calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,001,00P06- Inf3HortonI = 3,884(1- e -0,012t )+0,005t0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,001,00P06- Inf3SCS0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I = 0,901 t 0,342 -1,036I calcI obsI calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,001,00P06 - Inf3Polinomial0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I = -3.10 -5 t 2 +0,021t+1,292I calcI obsI calc, obs (cm)7,006,005,004,003,002,00P06- Inf3Green-Ampt1,00t = 1/0,006{I-5,6 ln[(5,6+I)/5,6]}0,000 100 200 300 400Tempo (minutos)I calcI obsFigura 5.6 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 06, infiltrômetro 3.129

I calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P15- Inf1Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)50,040,030,010,0P15- Inf1Kostiakov20,0I = 0,109 t 1/2 +0,098t I = 0,158 t 0,925I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P15 - Inf1Kostiakov Lewis0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,247 t 0,351 +0,098tI calcI obsI calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P15- Inf1HortonI = 2,102(1- e -0,007t )+0,098t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs50,0P15- Inf1SCS50,0P15- Inf1PolinomialI calc, obs (cm)40,030,020,010,0I = 0,138 t 0,949 +0,2140,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)40,030,020,010,0I = -1.10 -5 t 2 -0,104t+0,7020,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs50,00P15- Inf1Green-AmptI calc, obs (cm)40,0030,0020,0010,00t = 1/0,099{I-0,296 ln[(0,296+I)/0,296]}0,000 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.7 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 15, infiltrômetro 1.130

I calc, obs (cm)5,04,03,02,01,0P20- Inf2Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)5,04,03,01,0P20- Inf2Kostiakov2,0I = 0,098 t 1/2 +0,006t I = 0,219 t 0,479I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)5,04,03,02,01,0P20 - Inf2Kostiakov Lewis0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,514 t 0,201 +0,006tI calcI obsI calc, obs (cm)5,04,03,02,01,0P20- Inf2HortonI = 1,641(1- e -0,013t )+0,006t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)5,04,03,02,01,0P20- Inf2SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,217 t 0,480 +0,005I calcI obsI calc, obs (cm)5,04,03,02,01,0P20- Inf2Polinomial0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I =-1.10 -5 t 2 +0,011t+0,894I calcI obs5,0P20- Inf2Green-AmptI calc, obs (cm)4,03,02,01,0t = 1/0,003{I-4,15 ln[(4,15+I)/4,15]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.8 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 20, infiltrômetro 2.131

I calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P21- Inf4Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)12,010,08,06,02,0P21- Inf4KostiakovI = 0,218 t 1/2 +0,017t 4,0I = 0,280 t 0,599I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P21 - Inf4Kostiakov Lewis0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,615 t 0,313 +0,017tI calcI obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P21- Inf4HortonI = 3,916(1- e -0,010t )+0,017t0,00 100 200 300 400Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P21- Inf4SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)12,010,08,06,0P21 Inf4Polinomial4,0I = 0,186 t 0,665 +0,4072,0I = -2.10 -5 t 2 +0,031t+1,391I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,0P21- Inf4Green-Ampt2,0 t = 1/0,012{I-0,122 ln[(0,122+I)/0,122]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsFigura 5.9 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 21, infiltrômetro 4.132

I calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,05,0P22- Inf3Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)35,030,025,020,05,0P22- Inf3Kostiakov15,0I = 0,349 t 1/2 +0,051t 10,0I = 0,426 t 0,684I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,05,0P22 - Inf3Kostiakov Lewis0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,955 t 0,320 +0,051tI calcI obsI calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,05,0P22- Inf3HortonI = 5,339(1- e -0,006t )+0,051t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,05,0P22- Inf3SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,326 t 0,728 +0,432I calcI obsI calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,05,0P22 -Inf3Polinomial0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = -3.10 -5 t 2 +0,071t++2,419I calcI obsI calc, obs (cm)35,030,025,020,015,010,0P22- Inf3Green-Ampt5,0 t = 1/0,045{I-4,246 ln[(4,246+I)/4,246]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsFigura 5.10 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 22, infiltrômetro 3.133

I calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P24- Inf4Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)12,010,08,06,02,0P24- Inf4KostiakovI = 0,190 t 1/2 +0,015t 4,0I = 0,126 t 0,724I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obs12,0P24 - Inf4Kostiakov Lewis12,0P24- Inf4HortonI calc, obs (cm)10,08,06,04,02,0I = 0,199 t 0,493 +0,015t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)10,08,06,04,0I = 3,980(1- e -0,006t )+0,015t2,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P24- Inf4SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,166 t 0,679 -0,199I calcI obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P24 -Inf4Polinomial0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I =-1.10 -5 t 2 -0,028t+0,809I calcI obs12,0P24- Inf4Green-Ampt10,0I calc, obs (cm)8,06,04,02,0 t = 1/0,017{I-1,601 ln[(1,601+I)/01,601]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.11 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 24, infiltrômetro 4.134

12,0P27- Inf2Philip12,0P27- Inf2KostiakovI calc, obs (cm)10,010,08,08,06,06,04,0I = 0,350 t 1/2 +0,012t 4,0I = 0,727 t 0,4492,02,00,00,00 100 200 300 400 500 0 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsTempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)12,0P27 - Inf2Kostiakov Lewis12,0P27- Inf2HortonI calc, obs (cm)10,08,06,04,0I = 1,208 t 0,278 +0,012t2,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)10,08,06,04,0I = 5,901(1- e -0,014t )+0,012t2,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P27- Inf2SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 1,458 t 0,349 -1,509I calcI obsI calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P27 -Inf2Polinomial0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = -4.10 -5 t 2 -0,034t+2,531I calcI obs12,0P27- Inf2Green-AmptI calc, obs (cm)10,08,06,04,02,0t = 1/0,009{I-10,8ln[(10,8+I)/10,8]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.12 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 27, infiltrômetro 2.135

I calc, obs (cm)12,010,08,06,04,02,0P32- Inf1Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)12,010,08,06,02,0P32- Inf1KostiakovI = 0,100 t 1/2 +0,024t 4,0I = 0,142 t 0,726I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obs12,0P32 - Inf1Kostiakov-Lewis12,0P32- Inf1HortonI calc, obs (cm)10,08,06,04,0I = 0,764 t 0,125 +0,024t2,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)10,08,06,04,0I = 1,679(1- e -0,006t )+0,024t2,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs12,0P32- Inf1SCS12,0P32-Inf1PolinomialI calc, obs (cm)10,08,06,04,02,0I = 0,232 t 0,646 -0,432I calc, obs (cm)10,08,06,04,02,0I = -3.10 -5 t 2 +0,035t+0,7710,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs12,0P32 Inf1Green-AmptI calc, obs (cm)10,08,06,04,02,0t = 1/0,016{I-2,924 ln[(2,924+I)/2,924]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.13 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 32, infiltrômetro 1.136

I calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,00,5P34- Inf1Philip0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc, obs (cm)3,53,02,52,01,50,5P34- Inf1KostiakovI = 0,051 t 1/2 +0,006t 1,0I = 0,181 t 0,462I calcI obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsI calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,00,5P34 - Inf1Kostiakov Lewis0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 1,022 t -0,559 +0,006tI calcI obsI calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,00,5P34- Inf1HortonI = 1,087(1- e -0,010t )+0,006t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,00,5P34- Inf1SCS0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = 0,781 t 0,265 -1,052I calcI obsI calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,00,5P34-Inf1Polinomial0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I = -1.10 -5 t 2 +0,010t+0,614I calcI obsI calc, obs (cm)3,53,02,52,01,51,0P34 Inf1Green-Ampt0,5t = 1/0,002{I-2,7 ln[(2,7+I)/2,7]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calcI obsFigura 5.14 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 34, infiltrômetro 1.137

50,0P36- Inf2Philip50,0P36- Inf2KostiakovI calc, obs (cm)40,030,020,010,00,00 50 100 150 200Tempo (minutos)I calc, obs (cm)40,030,020,0I = 1,394 t 1/2 +0,14t I = 1,545 t 0,63510,00,00 50 100 150 200I calc I obsTempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P36- Inf2Kostiakov Lewis0,00 50 100 150 200Tempo (minutos)I = 1,866t 0,445 +0,14tI calcI obsI calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P36- Inf2HortonI = 14,16(1- e -0,039t )+0,14t0,00 50 100 150 200Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)50,040,030,020,010,0P36 Inf2SCS0,00 50 100 150 200Tempo (minutos)P36-Inf2Polinomial20,0I = 1,545 t 0,635 +0,000001 I = -9.10 -5 t 2 +0,346t+3,62910,0I calc, obs (cm)45,040,035,030,025,020,015,010,05,00,0I calcI obs0,00 50 100 150 200Figura 5.15 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil 36, infiltrômetro 2.I calc, obs (cm)50,040,030,0P36 Inf2Green-AmptTempo (minutos)t = 1/0,161{I-7,236 ln[(7,236+I)/7,236]}0 50 100 150 200Tempo (minutos)I calcI obsI calcI obs138

20,0PE- Inf3Philip20,0PE- Inf3KostiakovI calc, obs (cm)16,012,08,04,0I calc, obs (cm)16,012,08,0I = 0,331 t 1/2 +0,021t 4,0I = 0,10 t 0,8510,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs20,0PE - Inf3Kostiakov Lewis20,0PE- Inf3HortonI calc, obs (cm)16,012,08,04,0I = 0,101 t 0,726 +0,021t0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsI calc, obs (cm)16,012,08,0I = 5,95(1- e -0,06t )+0,021t4,00,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs20,0PE- Inf3SCS20,0PE-Inf3PolinomialI calc, obs (cm)16,012,08,04,0I = 0,10 t 0,851 +0,000001I calc, obs (cm)16,012,08,04,0I = 3.10 -5 t 2 +0,055t+0,3480,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obs20,0PE-Inf3Green-AmptI calc, obs (cm)16,012,08,04,0t = 1/0,021{I-4,115 ln[(4,115+I)/4,115]}0,00 100 200 300 400 500Tempo (minutos)I calc I obsFigura 5.16 – Equações de infiltração acumulada ajustando os dados de um teste deinfiltração para o perfil E, infiltrômetro 3.139

5.2 - Comparação dos Métodos de Determinação da Capacidade de Campo5.2.1 - Análise dos Métodos de Determinação da Capacidade de CampoA partir dos 26 testes de capacidade de campo (2 testes por perfil nos 13diferentes solos) e das 3 ou 4 profundidades de amostragem, obtiveram-se 92 dados decapacidade de campo in situ de referência, aqui designados como dados de capacidadede campo in situ.O outro método de capacidade de campo por levantamento in situ, proposto poreste trabalho, é o que utiliza os dados de umidade coletados nos infiltrômetros, da formapreconizada pelo capítulo anterior. Visando a comparação com as umidades do tabuleiro1 e 2 (Figura 4.5), foram tomadas, respectivamente, as médias aritméticas dos dados dosinfiltrômetros 1 e 2, bem como as médias aritméticas dos dados dos infiltrômetros 3 e 4,em todas as profundidades. Assim, obtiveram-se outros 92 dados de capacidade decampo, aqui designadas como capacidade de campo no infiltrômetro.Os dois métodos de laboratório utilizados na comparação com a CC in situ (notabuleiro) são os que preconizam o uso da umidade nas tensões de 0,006 e 0,033 MPa.Os dados para a comparação dos métodos de determinação da capacidade decampo foram divididos em dois grupos (estudos 1 e 2), como descrito anteriormente noitem 4.6.2, salientando que o estudo 1 engloba a totalidade da informação experimental.Os dados referentes a cada estudo estão apresentados nos apêndices G e H e os seusresultados são mostrados a seguir.• Estudo 1As Figuras 5.17 a 5.22 apresentam, respectivamente, a comparação do método insitu por meio da curva 1:1, com os valores de capacidade de campo medidos noinfiltrômetro, bem como com os dados dos infiltrômetros subtraídas as porcentagens de1 a 5%. Pelos resultados expressos nessas figuras, nota-se o melhor ajuste dos dadoscom a curva 1:1, no caso da CC in situ x infiltrômetros – 1% e 2% (Figuras 5.18 e 5.19).140

Pode-se confirmar o melhor desempenho desses dois casos, em relação aos outros testescom infiltrômetros, na Tabela 5.6, onde são apresentados os resultados correspondentesdo teste de Wilcoxon, do R² e do EMQ, permitindo uma mais rigorosa avaliação dacapacidade dos demais métodos em estimar a capacidade de campo in situ.A plotagem entre os métodos da CC in situ x umidade à 0,006 MPa, CC in situ xumidade à 0,033 MPa e CC in situ x CC calculada pela pedofunção à partir da umidadeà 0,006 MPa, podem ser observadas nas Figuras 5.23, 5.24 e 5.25 (b), respectivamente.A Figura 5.25 (a) apresenta a microporosidade (umidade na tensão de 0,006 MPa) x CCin situ,onde pode ser vista a pedofunção linear da capacidade de campo a partir damicroporosidade. A Tabela 5.6 apresenta os resultados correspondentes do teste deWilcoxon, do R² e do EMQ.Analisando-se as Figuras de 5.17 a 5.25, bem como a Tabela 5.6, observa-seclaramente que a umidade à 0,006 MPa (microporosidade) não é um bom estimador daCC no solos estudados. Apesar da sua alta correlação (R² = 0,906) com a CC in situ, aFigura 5.23 indica visivelmente a tendência de superestimar a CC de referência. Nestecaso, o teste de Wilcoxon não é aprovado e o EMQ é de 4,25% em umidadevolumétrica.Por outro lado, a umidade à tensão de 0,033 MPa demonstrou ser um bomestimador da CC in situ, passando no teste de Wilcoxon e apresentando EMQ não muitoalto (3,26%), com razoável dispersão dos dados em relação à reta 1:1 (R² = 0,852). Nasaltas capacidades de campo (acima de 30%), a Figura 5.24 comprova que a umidade à0,033 MPa foi um excelente estimador da CC, de acordo com a opinião de algunsautores (BERNARDO, 1989; RUIZ et al., 2003) de que em solos argilosos(normalmente com capacidade de campo superior a 30%) a CC pode ser estimada poresta umidade.A pedofunção linear da capacidade de campo que utiliza a microporosidadecomo dado de entrada (Tabela 5.6) mostrou-se também um bom estimador da CC in situneste estudo (Figura 5.25-b), confirmando as observações de FABIAN e OTTONIFILHO (2000), THURLER (2002) e MACEDO et al. (2002). Na realidade, este método141

foi o que permitiu melhor avaliar a capacidade de campo de referência, pois foi o queapresentou maior R² (0,908), menor EMQ (2,22%), e o que passou no teste de Wilcoxoncom maior folga.Quanto à capacidade de campo no infiltrômetro, comparou-se neste estudo 1,que engloba todos os dados de umidade nos infiltrômetros, o baixo potencial dessesdados em representar a CC de referência (Figura 5.17). Essa comparação não passa noteste de Wilcoxon, o EMQ de 6,03% é elevado e o R² de 0,472 é muito baixo. Há umatendência das umidades nos infiltrômetros serem um pouco maiores do que no tabuleiro,tendência essa que não se conseguiu justificar. Quando se testa uma suave redução (1%a 2% de umidade volumétrica) das umidades, o dado anamorfoseado do infiltrômetropassa no teste de Wilcoxon, com a subtração de 2% apresentando melhor performancedo que a subtração de 1%. Assim, o dado do infiltrômetro subtraído da umidade de 2%constitui-se num estimador da CC in situ no estudo 1, mas que apresenta grandedispersão em torno da reta 1:1 (Figura 5.19), com EMQ elevado (5,62%).Tabela 5.6 – Resultados do teste de Wilcoxon e das estatísticas R² e EMQ paratodos os dados de umidade (estudo 1), visando a comparação dos diferentes métodos dedeterminação da capacidade de campo com o método in situTeste de Wilcoxon (n = 92) Verificação do teste EstatísticasMétodo de comparação com acapacidade de campo in situEstatísticaobtida5% * 1% ** R² EMQ (%)Infiltrômetro 3,06 X *** X 0,4716 6,03Infiltrômetro -1% 1,19 Ok Ok 0,4716 5,74Infiltrômetro -2% 0,70 Ok Ok 0,4716 5,62Infiltrômetro -3% 2,34 X Ok 0,4716 5,68Infiltrômetro -4% 3,59 X X 0,4716 5,90Infiltrômetro -5% 4,61 X X 0,4716 6,28Umidade à 0,006 MPa 8,06 X X 0,9057 4,25Umidade à 0,033 MPa 0,92 Ok Ok 0,8517 3,26Pedofunção à partir da microp. 0,27 Ok Ok 0,9076 2,22* O valor admitido para 5% é 1,96.** O valor admitido para 1% é 2,575.*** Não passa no teste de Wilcoxon.Equação da pedofunção: y = 0,9178x - 0,01184142

0,60CC no tab x CC no infiltrômetro (estudo 1)0,50CC no infiltr. (cm³/cm³)0,400,300,200,10,y = 0,6454x + 0,112R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf Linear (reta1:1) Linear (inf )Figura 5.17 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetroCC no infilt. -1% (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,10CC no tab x CC no infiltrômetro - 1% (estudo 1)y = 0,6454x + 0,102R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 1% Linear (reta1:1) Linear (inf - 1%)Figura 5.18 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 1%143

CC no tab x CC no infiltrômetro - 2% (estudo 1)0,60CC no infiltr.- 2% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,6454x + 0,092R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 2 % Linear (reta1:1) Linear (inf - 2%)Figura 5.19 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 2%0,60CC no tab x CC no infiltrômetro - 3% (estudo 1)CC no infiltr. - 3% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,6454x + 0,082R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 3 % Linear (reta1:1) Linear (inf - 3 %)Figura 5.20 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 3%144

CC no tab x CC no infiltrômetro - 4% (estudo 1)0,60CC no infiltr.- 4% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,6454x + 0,072R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 4 % Linear (reta1:1) Linear (inf - 4 %)Figura 5.21 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 4%0,60CC no tab x CC no infiltrômetro - 5% (estudo 1)CC no infiltr. - 5% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,6454x + 0,062R 2 = 0,47160,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 5% Linear (reta1:1) Linear (inf - 5%)Figura 5.22 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 5%145

0,60CC no tab x umidade à 0,006MPa (estudo 1)Umidade à 0,006 MPa (cm³/cm3)0,500,400,300,200,10y = 0,9841x + 0,0401R 2 = 0,90570,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Capacidade de Campo in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 0.0 0 6 6 MPa Linear (0 .0 066 MPa)Figura 5.23 – CC in situ x umidade à 0,006 MPaCC no tab x umidade à 0,033MPa (estudo 1)0,60Umidade à 0,033 MPa (cm³/cm3)0,500,400,300,200,10y = 1,0591x - 0,0138R 2 = 0,85170,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Capacidade de Campo in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 0 .0 3 3 MPa Linear (0 .0 3 3 MPa)Figura 5.24 – CC in situ x umidade à 0,033 MPa146

Umidade à 0,006 MPa x CC in situ (estudo 1)CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,10y = 0,9178x - 0,0118R 2 = 0,90760,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Umidade à 0,006 MPa (cm³/cm³)Seq üência1Linear (Seq üência1)Figura 5.25 (a) – Pedofunção linear da capacidade de campo à partir da umidade àtensão de 0,006 MPaPedofunção à partir da umidade à 0,006 MPa (estudo 1)CC calc (pedof. 0,006 MPa)(cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,10y = 0,9076x + 0,0235R 2 = 0,90760,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Pedofunção Reta 1:1 Linear (Ped ofunção )Figura 5.25 (b) – CC in situ x pedofunção à partir da microporosidade147

• Estudo 2No estudo 1, a comparação com o método que utiliza os dados do infiltrômetrofica prejudicada pelo fato da lâmina aplicada nos testes de infiltração, durante ascampanhas 1 e 2, serem muito baixas na maioria dos infiltrômetros, pois nessascampanhas não houve adição de água em relação à lâmina infiltrada nos testes deinfiltração (Tabela 5.1). Nas campanhas 3 e 4 houve essa adição, garantindo uma lâminatotal aplicada sempre superior a 15 cm no estudo 2 (na maioria dos casos superior a 20cm). Assim, no estudo 2 foram considerados apenas os dados de umidade dosinfiltrômetros onde a aplicação hídrica foi significativa, compatível com as lâminas deágua aplicadas nos tabuleiros correspondente. Os dados relativos ao estudo 2 acham-seno apêndice F (56 dados), e as lâminas de infiltração nos infiltrômetros considerando asadições de água podem ser vistas no apêndice I.As Figuras 5.26 a 5.31 apresentam, respectivamente, a comparação do método insitu, por meio da curva 1:1, com os valores de capacidade de campo medidos noinfiltrômetro e com os dados dos infiltrômetros subtraídas as porcentagens de 1 a 5%.Analisando-se essas figuras, nota-se a melhor proximidade dos dados com a curva 1:1,no caso da CC in situ x infiltrômetro –3% (Figura 5.29). Pode-se confirmar o melhordesempenho desse caso, em relação aos outros testes envolvendo dados dosinfiltrômetros, na Tabela 5.7, onde são apresentados os resultados do teste de Wilcoxon,do R² e do EMQ. Os dados anamorfoseados (subtraídos de 3%) dos infiltrômetrospassam confortavelmente no teste de Wilcoxon, mas o EMQ ainda é elevado (EMQ =5,95%), e o R² é baixo (R² = 0,2595), como no estudo 1.No estudo 2, como no anterior, os dados brutos de capacidade de campo noinfiltrômetro apresentaram a tendência de superestimar a CC in situ, não sendoaprovados no teste de Wilcoxon e apresentando alto EMQ de 6,92%. A plotagem dosmétodos da CC in situ x umidade à 0,006 MPa, CC in situ x umidade à 0,033 MPa e CCin situ x pedofunção à partir da microporosidade, podem ser observadas nas Figuras5.32, 5.33 e 5.34-b. A Figura 5.34-a apresenta a relação da microporosidade x CC insitu, e a visualização da pedofunção correspondente da capacidade de campo in situ.148

Apesar dos EMQ’s serem um pouco superiores aos erros correspondentes anteriores (doestudo 1), os três métodos acima apresentaram desempenho muito similar quanto àssuas capacidades de aproximarem os dados in situ da capacidade de campo, em relaçãoà situação quando a totalidade das informações era levada em conta (estudo 1).Tabela 5.7 – Resultados do teste de Wilcoxon e das estatísticas R² e EMQ, apenas paraos casos envolvendo os locais onde os infiltrômetros receberam uma lâminasignificativa de água (superior a 15 cm), visando a comparação dos diferentes métodosde determinação da capacidade de campo com o método in situTeste de Wilcoxon (n = 56)Método de comparação com acapacidade de campo in situValor obtidoVerificação do teste5% * 1% ** R² EMQ (%)Infiltrômetro 3,92 X *** X 0,2595 6,92Infiltrômetro -1% 2,60 X X 0,2595 6,46Infiltrômetro -2% 1,04 Ok Ok 0,2595 6,13Infiltrômetro -3% 0,34 Ok Ok 0,2595 5,95Infiltrômetro -4% 1,33 Ok Ok 0,2595 5,94Infiltrômetro -5% 2,15 X Ok 0,2595 6,09Umidade à 0,0066 MPa 6,04 X X 0,8247 4,86Umidade à 0,033 MPa 1,04 Ok Ok 0,7340 3,94Pedofunção à partir da microp. 0,25 Ok Ok 0,8247 2,32* O valor admitido para 5% é 1,96.** O valor admitido para 1% é 2,575.*** Não passa no teste.Equação da pedofunção: y = 0,7814x + 0,0177149

CC no tab x CC no infiltrômetro (estudo 2)0,60CC no infiltr. (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,5836x + 0,1297R 2 = 0,25950,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf Linear (reata1:1) Linear (inf)Figura 5.26 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro0,60CC no tab x CC no infiltrômetro - 1% (estudo 2)CC no infiltr. -1% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,5836x + 0,1197R 2 = 0,25950,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 1% Linear (reata1:1) Linear (inf - 1%)Figura 5.27 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 1%150

CC no infiltr. -2% (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,10CC no tab x CC no infiltrômetro - 2% (estudo 2)y = 0,5836x + 0,1097R 2 = 0,25950,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 2 % Linear (reata1:1) Linear (inf - 2 %)Figura 5.28 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 2%0,60CC no tab x CC no infiltrômetro - 3% (estudo 2)CC no infiltr. - 3% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,100,00y = 0,5836x + 0,0997R 2 = 0,25950,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 3% Linear (reata1:1) Linear (inf - 3%)Figura 5.29 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 3%151

CC no tab x CC no infiltrômetro - 4% (estudo 2)0,60CC no infiltr.- 4% (cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,5836x + 0,0897R 2 = 0,25950,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 4% Linear (reata1:1) Linear (inf - 4 %)Figura 5.30 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 4%CC no infiltr. - 5% (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,10CC no tab x CC no infiltrômetro - 5% (estudo 2)y = 0,5836x + 0,0797R 2 = 0,25950,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (cm³/cm³)inf - 5% Linear (reata1:1) Linear (inf - 5%)Figura 5.31 – CC in situ (tabuleiro) x CC medida no infiltrômetro – 5%152

0,60CC no tab x umidade à 0,006 MPa (estudo 2)Umidade à 0,006 MPa (cm³/cm3)0,500,400,300,200,100,00y = 1,0555x + 0,0279R 2 = 0,82470,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Capacidade de Campo in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 0.0066 MPa Linear (0.0066 MPa)Figura 5.32 – CC in situ x umidade à 0,006 MPaUmidade à 0,033 MPa (cm³/cm3)0,600,500,400,300,200,10CC no tab x umidade à 0,033 MPa (estudo 2)y = 1,147x - 0,0278R 2 = 0,7340,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Capacidade de Campo in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 0.0 33 MPa Linear (0.033 MPa)Figura 5.33 – CC in situ x umidade à 0,033 MPa153

Umidade à 0,006 MPa x CC in situ (estudo 2)CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,100,00y = 0,7814x + 0,0177R 2 = 0,82470,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60Umidade à 0,006 MPa (cm³/cm³)Seqüência1Linear (Seq üência1)Figura 5.34 (a) – Pedofunção linear da capacidade de campo à partir da umidade àtensão de 0,006 MPaPedofunção a partir da umidade à 0,006 MPa (estudo 2)0,60CC calc (pedof -0,006MPa)(cm³/cm³)0,500,400,300,200,10y = 0,8247x + 0,0395R 2 = 0,82470,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Ped o função Reta 1:1 Linear (Ped o função )Figura 5.34 (b) – CC in situ x pedofunção à partir da microporosidade154

• Considerações gerais sobre os estudos 1 e 2O método de determinação da capacidade de campo por meio dos testes deinfiltração apresentou uma performance relativamente aceitável, quando seus valores deumidade volumétrica foram diminuídos de 2% e 3%, respectivamente, nos estudos 1 e2. Os dados brutos superestimaram a CC. Entretanto, quanto à performance dos dadosdos infiltrômetros, os resultados mais confiáveis de avaliação dizem respeito ao estudo2, já que neste caso as lâminas aplicadas nos infiltrômetros e tabuleiros contíguos foramentre si compatíveis.Os resultados dos estudos 1 e 2 deste trabalho não confirmaram a constatação daliteratura (OLIVEIRA e MELO, 1971; RIVERS e SHIPP, 1978; FABIAN, 1995) de quea umidade à tensão de 0,006 MPa (microporosidade) pode ser utilizada como estimadorda CC in situ. Neste estudo, ela superestimou a umidade de capacidade de campo. Poroutro lado, obteve-se como melhor estimador da CC in situ uma função linear damicroporosidade, o que condiz com estudos anteriores (FABIAN e OTTONI FILHO,2000; THURLER, 2002; MACEDO et al., 2002).Os resultados de umidade na tensão de 0,033 MPa, também não são semelhantesaos de LUND (1959); SALTER e WILLIANS (1965); e MACEDO et al. (2002), pois,segundo esses autores, na maioria das vezes, as percentagens de umidade relativas àtensão de 0,033 MPa foram menores do que o correspondente conteúdo de umidadevolumétrica da capacidade de campo in situ, subestimando-a. No presente estudo, essaumidade foi uma boa estimadora global da capacidade de campo (principalmente paravalores de umidade superiores a 30%).Assim, confirma-se que não é possível se estabelecer uma tensão prédeterminadapara ser representativa do limite superior de água disponível ao solo, ouseja, da capacidade de campo.A Figura 5.35 apresenta visualmente a comparação entre a capacidade de campocalculada pelos 3 métodos mais promissores deste estudo e a capacidade de campo insitu, localmente aplicada aos dados dos 13 perfis de solo. A Tabela 5.8 indica os erros155

médios quadráticos correspondentes. A pedofunção considerada é a do estudo 1(y = 0,9178x – 0,01184).Apesar de ser um razoável estimador global, por não apresentar tendência desuperestimar ou subestimar a CC in situ, localmente o método da capacidade de campodo infiltrômetro (utilizando a anamorfose de menos 3% de umidade) mostrou-seinadequado devido aos altos EMQ’s apresentados. Um dos motivos que podemjustificar (pelo menos parcialmente) esses maiores erros é a variabilidade espacial dosolo, pois o infiltrômetro está a 1 metro do tabuleiro. Por outro lado, mesmo localmente,a pedofunção da microporosidade mostrou-se um potente estimador da CC, pois o EMQlocal foi sempre inferior a 3,2% de umidade.Quando utilizada a umidade à 0,033 MPa, somente em 3 solos a capacidade decampo foi estimada com erros significativamente maiores que aquele erro de 3,2% dométodo anterior: no perfil P06 (EMQ = 4,6%), P15 (EMQ = 5,8%) e P36 (EMQ =4,4%). Destes 3, os dois últimos correspondem a solos arenosos (planossolos), o queestá de acordo com a opinião de alguns autores (BERNARDO, 1989; CIRINO eGUERRA, 1994) de que a tensão de 0,033 MPa não deve ser aplicada como indicadorda CC em solos arenosos.156

Tabela 5.8 – Erros médios quadráticos na determinação da capacidade de campo in situno perfil por 3 métodos distintosEMQ (%)Perfil de solo Pedofunção damicroporosidadeUmidade à 0,033MPaCC no infiltrômetro– 3%P04 1,30 1,23 4,75P05 1,61 2,26 3,65P06 2,60 4,58 11,07P15 2,96 5,83 2,82P20 2,81 2,88 3,72P21 1,70 1,99 5,47P22 1,58 1,52 4,82P24 1,52 1,53 5,96P27 2,87 3,38 2,36P32 2,16 3,04 7,21P34 3,22 2,97 2,13P36 2,18 4,44 5,51PE 1,82 2,48 5,06EMQ máx. local 3,22 5,83 11,070 ,6 0P040 ,6 0P0 50 ,5 00 ,5 00 ,4 00 ,4 00 ,3 00 ,3 00 ,2 00 ,2 00 ,1 00 ,1 00 ,0 00 ,0 0 0,1 0 0 ,2 0 0 ,30 0 ,40 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situped o função Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,0 3 3 Mp a0 ,0 00 ,00 0 ,1 0 0 ,2 0 0 ,3 0 0,4 0 0 ,50 0 ,60CC in situpedofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,033 Mp a0 ,6 0P0 60,6 0P1 50 ,5 00,5 00 ,4 00,4 00 ,3 00,3 00 ,2 00,2 00 ,1 00,1 00 ,0 00 ,0 0 0 ,1 0 0 ,2 0 0 ,3 0 0,4 0 0 ,50 0 ,60CC in situpedofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,033 Mp a0,0 00 ,0 0 0 ,10 0 ,2 0 0 ,30 0,4 0 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp edofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0,0 3 3 Mp a157

0 ,60P200,6 0P2 10 ,500,5 00 ,400,4 00 ,300,3 00 ,200,2 00 ,100,1 00 ,000,0 0 0 ,1 0 0 ,2 0 0 ,30 0 ,4 0 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp ed o função Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,033 Mp a0,0 00 ,0 0 0,1 0 0,2 0 0 ,30 0 ,40 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp ed o função Reta 1 :1 inf - 3% 0 ,0 3 3 Mp a0,6 0P2 20 ,6 0P240,5 00 ,5 00,4 00 ,4 00,3 00 ,3 00,2 00 ,2 00,1 00 ,1 00,0 00 ,0 0 0 ,10 0 ,2 0 0,3 0 0 ,4 0 0,5 0 0 ,6 0CC in situp ed ofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,0 33 Mpa0 ,0 00 ,0 0 0 ,1 0 0 ,20 0 ,3 0 0 ,4 0 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp ed ofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,033 Mpa0 ,6 0P270,60P320 ,5 00,500 ,4 00,400 ,3 00,300 ,2 00,200 ,1 00,100 ,0 00 ,0 0 0 ,1 0 0,2 0 0 ,3 0 0 ,40 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp ed o função Reta 1 :1 inf - 3 % 0,0 3 3 Mp a0,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situpedofunção Reta 1:1 inf - 3% 0,033 M pa0 ,60P3 40 ,6 0P360 ,500 ,5 00 ,400 ,4 00 ,300 ,3 00 ,200 ,2 00 ,100 ,1 00 ,000,0 0 0 ,10 0,2 0 0 ,30 0 ,4 0 0 ,50 0 ,6 0CC in situp ed ofunção Reta 1:1 inf - 3 % 0,0 3 3 Mp a0 ,0 00 ,0 0 0 ,1 0 0 ,2 0 0 ,3 0 0,4 0 0 ,50 0 ,6 0CC in situp ed ofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,033 Mpa158

0 ,60PE0 ,500 ,400 ,300 ,200 ,100 ,000 ,0 0 0 ,10 0 ,2 0 0 ,30 0 ,4 0 0 ,5 0 0 ,6 0CC in situp ed ofunção Reta 1 :1 inf - 3 % 0 ,0 3 3 Mp aFigura 5.35 – CC in situ x pedofunção ou x umidade à 0,033 MPa ou x CC noinfiltrômetro – 3% de umidade, nos 13 solos estudados5.2.2 - Avaliação dos Métodos para Outros SolosO objetivo deste item é verificar o grau de universalidade dos métodos dedeterminação da capacidade de campo que apresentaram os melhores resultados nesteestudo. Como, em relação ao método que utilizou os dados de umidade no infiltrômetro,não se tem conhecimento de uma outra pesquisa com sua avaliação, resta, então,verificar os outros dois métodos bem sucedidos nesta pesquisa, que foram o que utilizaa umidade à 0,033 MPa, bem como a pedofunção linear a partir da microporosidade.Nesses sentido, aos dois últimos métodos acima foram aplicados os dados dostrabalhos de FABIAN e OTTONI FILHO (2000), e MACEDO et al. (2002), que dizemrespeito a 5 perfis de Argissolos Vermelho-Amarelos em Seropédica (RJ), e também, osdados de THURLER (2002), que correspondem a 3 perfis de solos da FormaçãoBarreiras (ES). Assim, utilizando a pedofunção desenvolvida para os solos destapesquisa:CC (cm³/cm³) = 0,9178 micro (cm³/cm³) – 0,01184,(5.1)bem como as umidades à 0,033 MPa, as Figuras 5.36 a 5.39 e a Tabela 5.9 permitemavaliar a acurácia com que a capacidade de campo in situ foi calculada para os solos deSeropédica (n = 60) e da Formação Barreiras (n = 13).159

Os resultados indicam que a pedofunção determina a CC daqueles solos comerros relativamente pequenos (3,8% em Seropédica e 2% nos solos da FormaçãoBarreiras), sem tendência global de superestimar ou subestimar em Seropédica (passano teste de Wilcoxon), mas subestimando levemente a CC in situ dos solos da FormaçãoBarreiras (passa no teste de Wilcoxon somente a 1%). Já a umidade à 0,033 MPaapresenta a tendência de subestimar a CC em ambos os locais, de forma maissignificativa nos solos de Seropédica, com EMQ de 10,1% de umidade volumétrica.Confirma-se assim o que já era esperado, ou seja, que a umidade à 0,033 MPanão é um bom estimador universal da CC. Além disso, a extrapolação relativamentebem sucedida da pedofunção linear a partir da microporosidade para solos distintosdaqueles que a originaram sugere que essa pedofunção da capacidade de campo devaser mais cuidadosamente investigada.Tabela 5.9 – Resultados do teste de Wilcoxon e das estatísticas R² e EMQ para os dadosde solos de Seropédica e da Formação Barreiras, visando a comparação de dois métodosde determinação da capacidade de campo com o método in situTeste de Wilcoxon Verificação do teste EstatísticaMétodo comparativo com a CC in situEstatísticaobtidaSeropédica5% * 1% ** R² EMQ (%)Pedofunção SJU *** (n=60) 1,226 Ok Ok 0,7828 3,79Umidade à 0,033MPa 5,497 X **** X 0,5569 10,13Formação BarreirasPedofunção SJU (n=13) 3,040 X OK 0,9840 2,03Umidade à 0,033 MPa 3,182 X OK 0,9785 4,04* O valor admitido para 5% é 1,96 quando n=60 e 2,77 quando n=13.** O valor admitido para 1% é 2,575 quando n=60 e 3,85 quando n=13.*** CC (cm³/cm³) = 0,9178 micro (cm³/cm³) – 0,01184**** Não passa no teste160

Pedofunção de São José de Ubá aplicada aos solos de Seropédica0,60CC calc (pedof. SJU) (cm³/cm³)0,500,400,300,20y = 0,8724x + 0,02400,10R 2 = 0,78280,000,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 Seropéd ica Linear (Seropédica)Figura 5.36 – CC in situ (Seropédica) x pedofunção (São José de Ubá)Umidade à 0,033 MPa aplicada aos solos de SeropédicaUmidade à 0,033 MPa (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,100,00y = 0,6131x + 0,0094R 2 = 0,55690,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 Sero p éd ica Linear (Sero péd ica)Figura 5.37 – CC in situ (Seropédica) x umidade à 0,033 MPa161

Pedofunção São José de Ubá aplicada aos solos da Formação BarreirasCC calc (pedof. SJU) (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,100,00y = 1,0107x - 0,0200R 2 = 0,98400,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 Fo rmação Barreiras Linear (Fo rmação Barreiras)Figura 5.38 – CC in situ (Formação Barreiras) x pedofunção (São José de Ubá)Umidade à 0,033 MPa aplicada aos solos da Formação BarreirasUmidade à 0,033 MPa (cm³/cm³)0,600,500,400,300,200,100,00y = 1,1087x - 0,0641R 2 = 0,97850,00 0,10 0,20 0,30 0,40 0,50 0,60CC in situ (tabuleiro) (cm³/cm³)Reta 1:1 Fo rmação Barreiras Linear (Formação Barreiras)Figura 5.39 – CC in situ (Formação Barreiras) x umidade à 0,033 MPa162

6 – CONCLUSÕES E RECOMENDAÇÕES6.1 - ConclusõesO primeiro objetivo deste trabalho foi investigar a adequabilidade de 7 equaçõesde infiltração usualmente mencionadas na literatura, a dados de testes de infiltração emtreze perfis de solos, de variadas classes taxonômicas, presentes numa baciahidrográfica de 13 km² situada no município de São José do Ubá, Rio de Janeiro. Entreas conclusões deste estudo, destacam-se:1) as equações Polinomial, SCS, Kostiakov, Kostiakov-Lewis e Green-Amptinterpolaram devidamente, não apresentando entre si diferenças significativas deperformance, tanto em termos globais quanto isoladamente por solo, os dados dos testesde infiltração realizados, com erros médios quadráticos (EMQ) globais sempreinferiores a 5 mm de água infiltrada. Desconsiderando um teste anômalo no perfil P20(Figura 5.3-a), constatou-se que o erro relativo médio no cálculo da lâmina infiltrada emqualquer solo individual, foi sempre inferior a 11,7% quando se fez uso das 5 equaçõesacima;2) globalmente, a equação de Horton foi a que apresentou pior performance, geralmentecom os maiores valores de EMQ nos testes individuais; confirmou-se, aos níveis designificância de 1% e 5%, que o erro quadrático médio global da equação de Horton foisuperior ao dos modelos Polinomial, SCS, Kostiakov, Kostiakov Lewis e Green-Ampt eigual ao do modelo de Philip, que, por sua vez, diferenciou-se globalmente apenas doEMQ do modelo da equação de Green-Ampt;3) localmente, para cada perfil de solo, confirmou-se também o pior desempenho médiodas equações de Horton e Philip em relação às demais;4) a velocidade de infiltração básica (VIB) foi tratada como sendo um coeficientediretamente determinado à partir dos testes de infiltração, fora da análise de regressão.Neste contexto, comprovou-se que os modelos mais simples com 2 parâmetros, como os163

de Kostiakov, Kostiakov-Lewis e Green-Ampt ajustaram tão bem os dados deinfiltração quanto os modelos mais sofisticados, com três parâmetros, como oPolinomial e SCS, confirmando resultados similares da literatura que apontam que asequações de infiltração não necessitam mais do que dois parâmetros de ajuste;Em relação ao segundo objetivo deste trabalho, ou seja, a avaliação de métodos dedeterminação da capacidade de campo (CC), tendo-se como referência o método in situdos tabuleiros de inundação, pode-se concluir que:5) a umidade à tensão de 0,033 MPa mostrou-se um razoável estimador global da CC insitu, com EMQ de 3,3% de umidade volumétrica, sendo que os menores erros tendem aocorrer em altas capacidades de campo (acima de 30%). Entretanto, quando a tensão erade 0,006 MPa, as umidades correspondentes (as microporosidades) tenderam asuperestimar a CC (com EMQ de 4,3%);6) a pedofunção linear: CC (cm³/cm³) = 0,9178 micro (cm³/cm³) – 0,01184, constituiuseno melhor método estimador da CC in situ, entre os que foram testados, com EMQ de2,2%. A nível local, por perfil de solo, a CC in situ foi estimada com EMQ sempreinferior a 3,2% quando a equação acima era utilizada;7) o procedimento proposto nesta pesquisa de utilizar o umedecimento proveniente dostestes de infiltração em anéis infiltrômetros para, por processo análogo à metodologia dereferência (utilizando os tabuleiros de inundação), estimar a CC in situ, foi aprovadoquando era feita uma subtração de 3% no valor da umidade estabilizada sob os anéis.Entretanto, nesse caso, o EMQ de 6,0% de umidade volumétrica foi muito elevado, oque impõe cautela quanto à utilização desta metodologia.6.2 - RecomendaçõesRecomenda-se o uso cauteloso das equações de Horton e Philip. As equações deKostiakov, Kostiakov-Lewis e do SCS costumam ser testadas com sucesso na literaturae são largamente utilizadas na engenharia de irrigação, sendo, assim, particularmente164

motivadora a sua aplicação. Dessas três equações, a de Kostiakov-Lewis tem o espectrode aplicação mais amplo, pelo fato de tender nos tempos longos a uma taxa estávelpositiva de infiltração. Além disso, ela representa uma generalização da equação dePhilip (a equação melhor justificada teoricamente), considerando que sua potência dotempo é diferente de 0,5 na infiltração cumulativa.Sugere-se, também, que estudos futuros utilizem os dados de infiltração destetrabalho para avaliação de equações para meios saturados, principalmente no que serefere a condutividade hidráulica e modelagem de fluxos no perfil de solo.Dos métodos estritamente baseados em dados de laboratório para a avaliação dacapacidade de campo in situ, aparentemente um promissor é o que utiliza a pedofunçãoà partir da microporosidade. Entretanto, um procedimento mais universal de avaliar acapacidade de campo não deve prescindir de informações in situ sobre a drenageminterna dos perfis de solos. O método in situ da capacidade de campo determinada nosanéis de infiltração não apresentou uma tendência de subestimar ou superestimar a CC,mas, entretanto, a calculou com elevados erros. O uso conjunto das duas metodologias(pedofunção à partir da microporosidade e a capacidade de campo no infiltrômetro)pode, entretanto, se constituir num procedimento misto (in situ e laboratório) promissor,devendo ser testado em pesquisas futuras.165

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APÊNDICESApêndice A - Descrição dos solos representativos das bacias de Santa Maria eCambiocóPerfil Classificação dos perfis de solo Relevo Uso do soloP04Argissolo Vermelho-Amarelo Distrófico típico, Amoderado, textura média/argilosaOnduladoPastagem brachiáriaP05Cambissolo Háplico Ta Eutrófico léptico, Amoderado, textura média/argilosaOnduladoPastagem brachiáriaP06Gleissolo Háplico Tb Eutrófico solódico, Amoderado, textura média/argilosaPlanoPastagemP15Planossolo Háplico Distrófico arênico, A moderado,textura arenosa/médiaSuavemente onduladoPasto sujoP20Neossolo Litólico Ta Eutrófico típico, A moderado,textura médiaFortemente onduladoPastagem brachiáriaP21Gleissolo Háplico Ta Eutrófico típico, A moderado,textura média/argilosaPlanoPastagem com gramapernambucoP22Cambissolo HáplicoTa Eutrófico léptico, Amoderado, textura média/argilosaFortemente onduladoPastagem brachiáriaP24Argissolo Vermelho-Amarelo Eutrófico abrúptico,A moderado, textura média/muito argilosaFortementeondulado/onduladoPastagem coloniãoP27Luvissolo Háplico Órtico típico, A moderado,textura média/argilosaFortementeondulado/onduladoPastagem brachiáriaP32Argissolo Vermelho-Amarelo Eutrófico típico, Amoderado, textura argilosaFortemente onduladoPastagem brachiáriaP34Cambissolo Háplico Ta Eutrófico gleico, Amoderado, textura médiaPlanoPlantio de Cana deaçúcarP36Planossolo Háplico Distrófico arênico, A moderado,texturaarenosa/médiaSuavemente onduladoPlantio de pimentãoP ESem classificaçãoOnduladoPastagem184

Apêndice B - Descrição pedológica das ordens de solo que aparecem nas bacias deSanta Maria e CambiocóGleissolo: No Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, é a classe de solos hidromórficosconstituídos por material mineral que apresentam horizonte glei dentro dos primeiros 50 cm deprofundidade, ou a profundidade entre 50 e 125 cm caso esteja. i) imediatamente abaixo dehorizontes A ou E (que podem ser gleizados ou não); e ii) precedido por qualquer tipo dehorizonte B, exceto plânico e plíntico, e/ou C com presença de mosqueados abundantes comcores de redução; sem apresentar, contudo, os requisitos para enquadramento nas classes dosVertissolos, dos Espodossolos, dos Planossolos, dos Plintossolos ou dos Organossolos. Emcondições naturais, são solos mal ou muito mal drenados, que apresentam sequencias dehorizontes A-Cg, A-Big-Cg, A-Bi-Cg, A-Btg-Cg, A-Bt-Cg, A-E-Btg-Cg, A-Eg-Btg-Cg, Ag-Cg,H-Cg. Estes solos se caracterizam pela forte gleização.Cambissolo: No Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, é a classe de solos constituídospor material mineral que tem como características diferenciais argila de atividade baixa ehorizonte B incipiente (Bi), imediatamente abaixo de qualquer tipo de horizonte superficial, semapresentar, contudo, os requisitos estabelecidos para enquadramento nas classes dos Vertissolos,Chernossolos, dos Plintossolos ou dos Gleissolos. Apresentam seqüência de horizontes A ouhístico, Bi, C, com ou sem R. Por definição, o horizonte hístico do Cambissolo deve apresentarmenos de 40 cm de profundidade. Não são incluídos nesta classe os solos com horizonte Achernozêmico e com horizonte B incipiente com alta saturação por bases e argila de atividadealta (Ver Chernossolos).Planossolo: No Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, é a classe que compreende solosminerais imperfeitamente ou mal drenados, com horizonte superficial ou subsuperficial eluvial,que apresenta contraste textural abrupto com o horizonte B plânico, imediatamente subjacente,adensado, geralmente com acentuada concentração de argila, permeabilidade lenta ou muitolenta, e apresentando por vezes um horizonte pã, responsável pela detenção do nível freáticosobreposto (suspenso), de existência periódica e presença variável durante o ano.Neossolo: No Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, é a classe de solos constituídos pormaterial mineral, ou por material orgânico com menos de 30 cm de espessura, com pequenaexpressão dos processos pedogenéticos, os quais não conduziram ainda a modificaçõesexpressivas do material de origem que permitam a ocorrência de um horizonte B diagnóstico.Possuem seqüência de horizontes A-R, A-C-R, A-C, O-R, H-R sem atender, contudo aosrequisitos estabelecidos para serem enquadrados nas classes dos Chernossolos, Vertissolos,Plintossolos, Organossolos ou Gleissolos.Argissolo: No Sistema Brasileiro de Classificação de Solos, é a classe de solos constituídos pormaterial mineral que tem como características diferenciais argila de atividade baixa e horizonteB textural (Bt), imediatamente abaixo de qualquer tipo de horizonte superficial, exceto ohorizonte hístico, sem apresentar, contudo, os requisitos para enquadramento nas classes dosAlissolos, Planossolos, dos Plintossolos ou dos Gleissolos.(Fonte: http://www.agritempo.gov.br )185

Apêndice C - Descrição dos horizontes dos 13 solos estudados, com a profundidadede retirada das amostras nos testes de infiltração e capacidade de campo in situPerfil Horizontes (cm) Classificação Prof. das amostras (cm)A - 0 - 23 11,0P04BA - 23-36 27,0Argissolo Vermelho-AmareloBt1 - 36-59 47,0Bt2 - 59-96 65,0A - 0 - 20 10,0P05 Bi - 20 - 34 Cambissolo Háplico léptico25,0CR - 34 - 108 48,0A - 0 - 23 11,0P06CA - 23 - 50 27,0Gleissolo HáplicoC1 - 50 - 102 40,060,0Ap - 0 - 22 11,0P15E - 22 - 31 26,0Planossolo HáplicoBt1 - 31 - 57 44,0Bt2 - 57 -76 63,5Ap - 0 - 15 8,5P20 AC - 15 -32 Neossolo Litólico12,5R 18,5Ap - 0 - 13 6,5P21Az - 13 - 33 21,5Gleissolo HáplicoC1 - 33 - (33 - 50) 41,0C2 - (33-50) - (39-75) 60,0A1 - 0 - 11 5,5P22 Bt - 11 - (28 - 36) Cambissolo Háplico léptico20,0C/CA - (28 - 36) - 60+ 48,0Ap - 0 - 15 7,5P24BA - 15 - 33 22,5Argissolo Vermelho-AmareloBt1 - 33- 62 47,5Bt2 - 62 - 91 66,0Ap - 0 - 20 10,0P27 Bt1 - 20 -44 Luvissolo Háplico25,0Bt2 - 44 - 81 37,0Ap - 0 - 23 11,5P32BA - 23 - 43 26,5Argissolo Vermelho-AmareloBt1 - 43 - 66 36,5Bt2 - 66 -93 55,0Ap - 0 - 27 13,5P34 Bi1 - 27 - 43 Cambissolo Háplico gleico36,5Bi2 - 43 - 82 56,5Af - 0 - 10 5,0P36FA - 10 - 30 20,0Planossolo HáplicoF/G - 30 - 48 39,0FG / G - 48 - 85 59,0P E sem descriçãosem classificação11,027,047,065,0186

Apêndice D - Mapa de solos da região estudada187

Apêndice E - Dados dos 51 testes de infiltraçãoP04P05Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,010 2,0 10 1,8 10 2,3 10 2,0 15 0,1 15 0,4 15 1,7 15 0,615 2,5 19 2,0 15 3,7 15 2,5 30 0,2 30 0,8 30 3,5 30 1,229 4,5 25 2,0 30 4,8 29 4,5 45 0,3 45 1,2 45 5,5 45 1,646 5,5 40 2,1 45 5,3 46 5,5 60 0,3 60 1,6 60 7,0 60 2,061 6,5 55 2,5 60 6,4 61 6,5 75 0,5 75 2,0 75 9,1 75 2,576 7,3 70 2,6 75 6,9 76 7,3 90 0,5 90 2,3 77,5 9,4 90 3,090 8,3 86 2,8 90 8,2 90 8,3 105 0,7 105 2,9 90 10,5 105 3,395 8,5 101 2,9 105 8,9 95 8,5 120 0,7 120 3,2 98 11,4 120 3,6105 8,8 117 3,0 120 9,4 105 8,8 135 0,7 135 3,5 105 12,0 135 4,0120 9,5 130 3,1 135 10,2 120 9,5 174 0,9 157 4,3 120 13,6 150 4,5135 10,3 145 3,2 150 10,8 135 10,3 195 0,9 171 4,8 135 15,1 165 4,9150 10,7 158 3,3 165 11,3 150 10,7 229 1,0 195 5,2 148 16,1 180 5,5165 11,5 173 3,4 180 11,4 165 11,5 255 1,0 229 6,2 150 16,4 195 6,0180 12,3 186 3,4 195 12,5 180 12,3 285 1,0 255 6,8 165 17,7 225 7,0194 12,6 201 3,5 210 13,1 194 12,6 315 1,0 285 7,4 178 18,7 255 7,8209 13,3 216 3,5 225 13,6 209 13,3 345 1,0 315 8,1 180 18,8 285 8,7224 13,9 231 3,6 240 13,8 224 13,9 375 1,0 345 8,7 195 20,2 293 9,0234 14,4 244 3,6 255 14,3 234 14,4 204 20,7 315 9,6239 14,4 259 3,6 270 14,7 239 14,4 225 22,4 345 10,6254 15,3 274 3,6 285 15,0 254 15,3 255 24,7 375 11,0269 15,8 289 3,6 300 15,3 269 15,8 277 26,6284 16,5 304 3,6 284 16,5 285 27,3299 17,2 319 3,6 299 17,2 303 28,8314 18,1 334 3,7 314 18,1 315 29,4329 18,7 349 3,7 329 18,7 345 31,8344 19,3 364 3,7 344 19,3 375 33,6359 19,9 379 3,7 359 19,9374 20,4 394 3,7 374 20,4389 21,1 389 21,1404 21,3 404 21,3420 21,7 420 21,7188

P06P15Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,015 0,1 15 0,5 15 1,2 15 1,6 15 2,0 15 2,0 9 2,5 13 2,330 0,1 30 0,9 30 1,8 30 2,0 30 3,8 22 4,0 15 3,5 15 2,545 0,4 45 1,0 45 2,5 44 2,7 45 5,3 30 5,2 22 5,4 27 4,560 0,4 60 1,3 55 2,6 54 3,0 49 5,7 37 6,4 30 7,3 30 4,775 0,5 75 1,5 73 2,9 71 3,4 60 6,9 45 7,6 33 7,9 45 7,090 0,6 90 1,5 86 3,1 86 3,6 69 7,9 53 8,7 42 10,1 60 9,5105 0,6 105 1,6 102 3,3 102 3,9 75 8,4 60 9,9 45 10,3 75 10,9121 0,6 121 1,7 118 3,5 116 4,1 90 10,1 66 10,9 52 12,1 87 11,8135 0,7 135 1,7 133 3,6 131 4,3 105 11,8 75 12,3 60 14,7 90 12,0151 0,7 151 1,8 150 3,8 149 4,6 110 12,2 79 12,8 75 16,9 105 14,0169 0,8 169 1,9 164 4,0 162 4,8 120 13,1 90 14,5 90 19,6 120 16,0183 0,8 183 2,0 183 4,2 182 5,1 135 14,7 94 15,0 105 21,6 143 18,7203 0,8 203 2,0 193 4,3 192 5,1 150 16,3 105 16,7 116 24,1 150 19,9215 0,9 215 2,1 210 4,7 209 5,2 158 16,9 111 17,5 120 24,8 161 21,4229 1,0 229 2,2 229 4,9 229 5,6 180 19,3 120 18,9 128 26,7 175 23,7245 1,0 245 2,2 246 5,0 245 5,8 202 21,3 126 19,8 143 28,9 180 24,3261 1,1 261 2,3 254 5,1 252 5,9 210 22,1 141 21,9 150 30,1 188 25,7273 1,1 273 2,4 275 5,2 275 6,2 223 23,3 150 23,5 160 31,7 204 28,1290 1,1 290 2,4 288 5,3 287 6,3 240 25,2 157 24,1 173 33,7 210 29,2306 1,3 306 2,5 308 5,4 307 6,6 244 25,4 171 26,2 180 34,2 220 30,5323 1,3 323 2,6 324 5,5 323 6,8 266 27,7 180 27,5 187 35,7 234 32,7342 1,3 342 2,6 346 5,6 347 7,1 270 27,9 185 28,2 203 38,4 240 33,2362 1,3 362 2,8 360 5,6 360 7,3 288 30,0 201 30,5 210 39,9 255 35,5377 1,5 377 2,8 300 31,2 210 31,8 218 41,3 270 37,5312 32,4 216 32,8 232 43,5 290 39,7330 34,0 231 34,8 240 44,5 300 40,9334 34,4 240 36,2 254 47,2 308 41,7352 36,4 249 37,4 270 49,7 327 44,2363 37,4 265 39,6 288 51,9 330 44,4376 38,8 270 40,3 300 53,3 345 46,2395 40,6 278 41,6 307 54,4 360 47,6296 44,0 326 57,0 366 48,6300 44,6 330 59,0 383 50,9313 46,3 345 61,0 390 51,4330 48,6 360 62,6346 50,9 365 63,3360 53,2 376 66,4378 55,2 390 66,6394 57,5189

P20P21Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,016 0,8 16 0,8 15 1,2 15 0,8 15 1,9 15 1,6 15 0,8 16 1,630 1,1 30 1,2 30 1,8 30 1,0 30 2,7 30 2,1 30 1,0 32 2,445 1,4 45 1,4 45 2,2 45 1,2 45 3,4 45 2,5 45 1,4 46 2,860 1,6 60 1,6 60 2,5 60 1,4 60 4,0 60 3,0 63 1,5 63 3,475 1,8 75 1,8 75 2,9 75 1,4 75 4,5 75 3,4 80 1,8 81 3,990 1,8 90 1,9 90 3,2 90 1,5 90 4,9 90 3,8 94 1,9 95 4,3105 2,0 105 2,1 105 3,3 105 1,6 105 5,6 105 4,0 109 1,9 106 4,5120 2,2 120 2,2 120 3,5 120 1,7 120 6,0 120 4,2 126 2,2 111 4,5135 2,3 135 2,3 135 3,9 135 1,7 135 6,3 135 4,3 141 2,3 127 5,0150 2,4 150 2,4 150 4,7 150 1,8 150 6,7 150 4,5 156 2,4 141 5,3168 2,4 168 2,5 165 5,3 165 1,9 165 7,1 165 4,7 171 2,4 156 5,7186 2,4 186 2,7 170 5,6 182 2,0 180 7,4 180 4,9 186 2,5 171 6,1201 2,6 202 2,8 182 6,2 201 2,0 195 7,9 195 5,1 199 2,6 188 6,4218 2,7 219 2,9 201 7,1 218 2,1 210 8,0 210 5,3 214 2,9 200 6,7233 2,7 234 2,9 217 8,0 233 2,2 225 8,3 225 5,5 229 3,0 215 7,0248 2,8 248 3,0 232 8,6 248 2,3 240 8,6 240 5,6 244 3,1 230 7,3263 2,9 263 3,2 247 9,2 262 2,4 255 8,9 255 5,8 259 3,1 245 7,7280 3,0 282 3,3 262 9,8 281 2,4 270 9,2 270 5,9 274 3,1 265 8,1298 3,1 298 3,4 280 10,5 297 2,5 285 9,4 285 6,0 289 3,1 280 8,5319 3,2 320 3,5 296 12,1 319 2,6 300 9,6 300 6,1 306 3,2 290 8,5336 3,3 336 3,6 317 14,1 337 2,6 315 9,9 315 6,2 321 3,3 306 8,8351 3,4 352 3,7 335 15,9 350 2,6 330 10,0 330 6,3 336 3,3 322 9,1364 3,4 364 3,8 350 16,8 363 2,7 345 10,1 345 6,4 351 3,4 337 9,3381 3,5 381 3,8 362 18,7 380 2,8 360 10,6 360 6,5 366 3,4 352 9,6396 3,5 396 3,9 379 19,8 394 2,9 377 10,7 376 6,8 381 3,4 368 10,0413 3,7 414 4,0 394 20,5 412 2,9 390 11,0 390 6,8 396 3,6 384 10,2436 3,8 438 4,2 412 21,5 438 3,0 405 11,2 405 6,8 409 3,6 397 10,4437 23,7 420 11,3 420 6,8 411 10,6190

P22P24Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,010 2,0 15 1,9 9 2,0 15 1,7 15 1,0 15 1,7 15 1,5 16 0,917 2,8 30 2,6 15 2,9 20 2,0 30 2,0 20 2,5 26 2,0 32 1,728 4,0 48 3,2 27 4,0 30 2,5 45 3,2 35 2,7 41 2,1 46 2,230 4,0 60 3,7 30 4,2 45 3,3 60 3,8 50 4,3 57 2,4 61 2,348 5,5 73 4,1 45 5,7 51 4,0 75 4,3 65 5,5 72 3,4 75 2,956 6,0 75 4,2 56 6,6 60 4,3 90 4,8 80 6,3 87 3,7 90 3,360 6,5 90 4,6 60 7,0 75 4,8 105 5,6 95 7,5 97 4,2 105 3,875 7,4 105 5,1 75 8,2 90 5,2 120 5,7 104 8,0 102 4,2 117 4,288 8,0 120 5,3 87 8,9 105 5,8 135 6,1 110 8,1 117 4,2 129 4,290 8,1 150 6,0 90 9,1 120 6,2 151 6,7 131 9,2 132 4,8 144 4,5105 9,0 180 6,6 105 10,0 150 6,7 167 7,1 146 10,1 147 5,4 166 5,1120 9,8 214 7,4 120 11,1 180 7,5 183 7,8 166 10,3 162 6,0 188 5,3131 10,1 234 7,9 150 13,0 210 8,0 198 8,2 176 10,9 177 6,4 203 5,8150 11,2 240 8,1 168 13,8 235 8,7 214 8,7 193 12,1 186 6,4 222 6,3180 12,6 270 9,0 180 14,3 240 8,8 229 9,1 211 13,1 192 6,8 239 6,4210 14,6 300 9,5 210 15,9 270 9,3 244 9,4 226 13,9 214 7,3 254 6,8230 15,3 324 10,0 240 17,6 300 10,0 259 9,8 244 15,1 229 7,8 269 7,1240 16,0 330 10,2 265 18,9 330 10,5 278 10,1 259 16,1 247 8,3 287 7,6267 17,3 366 11,1 270 19,2 360 10,9 293 10,3 274 16,5 265 8,3 305 8,0270 17,6 390 11,7 300 20,9 390 11,4 310 10,8 289 17,3 280 8,5 321 8,3300 19,3 411 12,1 306 21,2 420 12,0 325 11,1 307 18,1 295 8,9 335 8,7330 20,7 420 12,4 330 22,8 435 12,3 343 11,5 323 18,6 312 9,3 351 8,8354 21,9 450 13,1 342 23,2 450 12,5 358 11,8 339 19,2 329 9,7 369 9,1366 22,4 360 24,7 376 12,0 355 19,8 344 9,9 384 9,5390 23,9 377 25,2 391 12,4 371 20,3 360 10,4 402 9,7420 25,5 390 26,0 408 12,7 388 20,5 379 10,4432 26,0 420 27,9 404 20,9 398 10,4450 27,0 450 29,4 421 21,5 419 10,8437 21,7 433 11,1191

P27P32Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,016 1,4 13 2,1 8 3,2 16 1,6 17 1,0 15 1,3 15 0,8 15 0,730 1,8 27 3,2 16 4,9 31 2,2 32 1,9 32 2,3 31 1,6 30 1,745 2,2 44 4,1 23 6,1 47 2,3 47 2,2 46 3,0 41 2,0 40 2,260 2,5 58 4,6 32 7,3 62 2,8 64 2,9 60 3,6 45 2,2 45 2,376 2,7 74 5,2 40 8,5 77 3,0 78 3,4 75 4,2 60 3,1 60 3,491 2,9 89 5,6 47 9,3 93 3,7 92 4,1 90 4,9 75 3,6 75 4,0102 3,2 104 6,0 57 10,5 108 4,1 101 4,3 105 5,4 90 4,0 90 4,6122 3,4 120 6,4 62 11,0 123 4,4 107 4,3 123 6,1 105 4,6 105 5,1137 3,5 136 6,7 76 12,5 139 4,7 126 4,7 134 6,4 123 5,4 122 5,9152 3,7 151 7,0 92 14,2 154 5,1 152 5,6 150 7,0 139 5,5 139 6,4167 3,8 165 7,3 107 15,6 169 5,3 168 6,0 165 7,6 150 5,6 150 7,0183 3,9 181 7,6 117 16,5 185 5,6 183 6,5 180 8,1 165 6,3 165 7,4200 4,0 197 7,9 124 17,2 200 6,0 199 6,6 197 8,6 184 6,7 184 7,9215 4,1 213 8,1 138 18,5 215 6,2 213 6,9 210 9,1 195 7,2 195 8,5230 4,2 228 8,3 154 20,0 232 6,6 228 7,4 225 9,6 210 7,4 210 9,4245 4,3 244 8,6 166 21,2 249 6,9 242 7,7 239 9,9 225 8,0 225 9,6261 4,4 259 8,8 184 22,7 266 7,1 257 8,1 255 10,2 243 8,4 240 10,0278 4,5 276 8,9 198 23,8 273 7,2 274 8,5 270 10,5 255 8,8 255 10,8296 4,5 294 9,2 215 25,3 291 7,5 289 8,5 286 11,0 270 9,2 270 11,3313 4,6 311 9,4 232 26,7 309 7,8 305 8,8 302 11,4 285 9,5 285 11,6328 4,9 326 9,7 249 28,2 325 8,1 318 9,0 315 11,8 300 9,9 300 12,1343 4,9 341 9,9 266 29,4 339 8,3 335 9,5 331 12,2 315 10,4 315 12,6358 5,0 356 10,1 274 29,9 354 8,5 347 9,8 346 12,6 330 10,7 330 13,0374 5,1 373 10,3 286 30,9 371 8,8 364 10,2 362 13,0 345 11,0 345 13,8394 5,2 392 10,5 389 9,1 380 10,6 377 13,4 360 11,2 360 14,2408 5,3 406 10,6 404 9,3 397 10,6 394 13,8 375 11,4 375 14,6423 5,4 421 10,8 411 9,4 390 15,2192

P34P36Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4 Infilt.1 Infilt.2 Infilt.3 Infilt.4t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,0 0 0,015 0,5 15 0,1 15 0,8 15 1,2 2 2,0 2 2,0 3 2,5 2 2,030 0,9 30 0,2 30 1,4 30 1,5 5 4,0 5 4,5 11 4,0 5 2,045 1,1 45 0,4 45 1,7 45 1,8 8 6,2 10 6,5 15 6,0 8 3,060 1,2 60 0,6 60 1,8 60 2,0 10 8,4 15 9,3 23 7,8 14 7,275 1,4 75 0,6 75 2,0 75 2,1 16 10,4 20 11,3 32 9,8 16 9,290 1,5 90 0,8 90 2,1 90 2,2 22 12,5 27 13,3 44 12,3 21 11,1105 1,7 105 0,8 105 2,2 105 2,3 27 14,5 33 15,3 59 14,4 26 13,3120 1,7 120 0,8 120 2,3 120 2,4 33 16,5 41 17,6 70 16,5 33 15,4140 1,9 140 0,8 145 2,4 145 2,7 43 18,9 51 19,6 87 18,5 38 17,4155 2,0 155 1,0 160 2,5 160 2,8 53 21,4 61 21,6 105 20,5 45 19,4170 2,1 170 1,0 175 2,6 175 2,8 65 23,6 74 23,6 120 22,3 53 21,4201 2,1 199 1,0 200 2,7 200 2,8 76 25,6 86 25,6 123 22,7 61 23,4217 2,2 214 1,0 215 2,8 215 3,0 89 27,9 99 27,6 138 24,2 66 25,4232 2,2 229 1,0 230 2,8 230 3,0 104 29,9 116 30,1 153 25,7 78 27,9247 2,3 244 1,0 245 2,9 245 3,1 119 31,9 131 32,3 91 30,1262 2,3 259 1,1 260 2,9 260 3,2 134 33,5 146 34,6 108 32,8277 2,4 274 1,1 275 2,9 275 3,2 137 33,9 161 36,4 122 34,8292 2,5 289 1,1 290 3,0 290 3,2 150 35,4 136 37,0307 2,5 304 1,2 305 3,1 305 3,3 165 36,9 151 39,2329 2,6 326 1,2 320 3,1 320 3,3344 2,6 341 1,2 340 3,1 340 3,4359 2,7 356 1,2 355 3,1 355 3,4374 2,7 371 1,2 370 3,1 370 3,4389 2,7 386 1,2 385 3,2 385 3,5193

PEInfilt.1 Infilt.2 Infilt.3t(min)I(cm)t(min)I(cm)t(min)I(cm)0 0,0 0 0,0 0 0,015 2,0 15 1,4 15 0,730 3,3 21 2,0 30 1,845 4,8 30 2,5 45 2,760 6,1 45 3,7 49 2,968 7,1 60 4,0 60 3,175 7,3 70 4,3 75 4,290 8,5 75 4,6 83 5,0105 9,6 90 5,6 90 5,4120 10,6 105 6,1 107 5,9135 12,2 120 6,6 120 6,6150 12,3 150 7,5 150 7,8180 14,2 180 8,6 180 8,8210 16,3 210 9,8 210 9,8240 17,9 240 10,7 240 10,1270 19,8 270 11,9 270 11,0300 22,2 300 13,2 300 12,2330 23,7 330 14,2 330 12,6360 24,6 360 16,7 360 13,9390 27,6 390 17,5 390 14,6420 14,7194

Apêndice F - Valores dos parâmetros das sete equações de infiltraçãoP04P05P06P15P20P21P22P24P27P32P34P36PEPhilip Kostiakov Kostiakov-Lewis Horton SCS Polinomial Green-Amptk VIB k a k a VIB k a VIB k a c k a c k c1 0,208 0,007 0,579 0,390 0,921 0,230 0,007 3,420 0,013 0,007 0,693 0,365 -0,210 -0,00002 0,020 1,596 5,800 0,0052 0,175 0,003 1,032 0,223 1,476 0,107 0,003 3,159 0,017 0,003 2,301 0,142 -1,522 -0,00002 0,013 1,770 3,700 0,0043 0,542 0,025 0,792 0,523 1,168 0,354 0,025 8,474 0,011 0,025 1,313 0,443 -1,142 -0,00009 0,069 2,610 15,400 0,0174 0,462 0,032 0,482 0,627 0,799 0,402 0,032 9,240 0,007 0,032 0,498 0,622 -0,054 -0,00003 0,060 2,524 7,491 0,0281 0,013 0,004 0,011 0,858 0,020 0,407 0,004 0,450 0,005 0,004 0,020 0,739 -0,050 -0,00001 0,007 -0,019 1,000 0,0012 0,068 0,022 0,027 0,993 0,006 0,959 0,022 2,012 0,003 0,022 0,029 0,981 -0,020 -0,00001 0,030 -0,133 0,036 0,0253 0,404 0,072 0,173 0,901 0,162 0,678 0,072 7,248 0,009 0,072 0,374 0,768 -1,370 -0,00008 0,117 0,446 1,988 0,0774 0,041 0,028 0,050 0,907 0,062 0,409 0,028 1,252 0,003 0,028 0,039 0,953 0,111 0,00000 0,029 0,218 0,049 0,0291 0,012 0,003 0,011 0,826 0,110 0,075 0,003 0,290 0,007 0,003 0,079 0,508 -0,253 0,00000 0,005 0,096 0,241 0,0032 0,059 0,005 0,169 0,473 0,604 0,069 0,005 1,088 0,013 0,005 0,677 0,281 -0,917 -0,00001 0,009 0,661 2,750 0,0023 0,234 0,005 0,380 0,464 0,520 0,352 0,005 3,884 0,012 0,005 0,901 0,342 -1,036 -0,00003 0,021 1,292 5,600 0,0064 0,179 0,013 0,434 0,473 1,091 0,163 0,013 2,733 0,015 0,013 0,411 0,482 0,058 -0,00002 0,022 1,650 7,300 0,0061 0,109 0,098 0,158 0,925 0,247 0,351 0,098 2,102 0,007 0,098 0,138 0,949 0,214 -0,00001 0,104 0,702 0,296 0,0992 0,147 0,141 0,192 0,957 0,415 0,308 0,141 2,549 0,009 0,141 0,303 0,878 -1,038 -0,00003 0,155 0,584 0,556 0,1403 0,896 0,127 0,370 0,875 0,350 0,676 0,127 22,144 0,004 0,127 0,466 0,835 -0,611 -0,00009 0,202 1,504 2,990 0,1504 0,289 0,117 0,200 0,928 0,124 0,647 0,117 9,088 0,003 0,117 0,151 0,977 0,453 -0,00002 0,139 0,323 0,179 0,1321 0,091 0,005 0,244 0,447 0,614 0,156 0,005 32,086 0,000 0,005 0,383 0,383 -0,303 -0,00001 0,010 0,925 3,750 0,0032 0,098 0,006 0,219 0,479 0,514 0,201 0,006 1,644 0,013 0,006 0,217 0,480 0,005 -0,00001 0,011 0,894 4,150 0,0033 0,091 0,050 0,050 0,960 0,111 0,351 0,050 0,454 0,008 0,050 0,005 1,365 0,989 0,00011 0,005 1,512 0,020 0,0474 0,072 0,004 0,255 0,397 0,674 0,096 0,004 1,220 0,013 0,004 0,173 0,452 0,186 -0,00001 0,007 0,851 2,950 0,0021 0,349 0,012 0,438 0,542 0,682 0,381 0,012 6,373 0,010 0,012 0,514 0,518 -0,229 -0,00004 0,038 1,760 11,300 0,0092 0,245 0,007 0,486 0,444 0,756 0,298 0,007 4,228 0,011 0,007 0,837 0,368 -0,738 -0,00003 0,023 1,603 6,800 0,0063 0,052 0,008 0,224 0,466 2,361 0,214 0,008 1,149 0,009 0,008 0,282 0,433 -0,136 -0,00001 0,013 0,738 3,600 0,0034 0,218 0,017 0,283 0,599 0,615 0,313 0,017 3,916 0,010 0,017 0,186 0,665 0,407 -0,00002 0,031 1,391 0,122 0,0121 0,205 0,053 0,394 0,680 1,655 0,120 0,053 3,405 0,001 0,053 0,270 0,743 0,570 -0,00002 0,061 2,355 3,219 0,0432 0,128 0,025 0,349 0,580 2,129 0,011 0,025 2,456 0,003 0,025 0,132 0,733 0,961 -0,00001 0,028 1,951 3,900 0,0163 0,349 0,051 0,426 0,684 0,955 0,320 0,051 5,339 0,006 0,051 0,326 0,728 0,432 -0,00003 0,071 2,419 4,246 0,0454 0,290 0,017 0,379 0,575 0,707 0,342 0,017 5,024 0,011 0,017 0,759 0,469 -1,066 -0,00003 0,037 1,764 12,500 0,0091 0,277 0,020 0,184 0,714 0,297 0,491 0,020 4,889 0,010 0,020 0,576 0,532 -1,421 -0,00004 0,044 0,972 6,990 0,0142 0,539 0,026 0,220 0,764 0,257 0,634 0,026 12,348 0,005 0,026 0,250 0,743 -0,168 -0,00005 0,070 0,827 3,500 0,0363 0,168 0,020 0,210 0,655 0,540 0,288 0,020 3,290 0,008 0,020 0,067 0,841 0,822 0,00003 0,036 0,786 4,005 0,0144 0,190 0,015 0,126 0,724 0,199 0,493 0,015 3,980 0,006 0,015 0,166 0,679 -0,199 -0,00001 0,028 0,809 1,601 0,0171 0,180 0,006 0,462 0,407 0,804 0,230 0,006 2,987 0,014 0,006 0,946 0,311 -0,897 -0,00002 0,016 1,482 5,350 0,0042 0,351 0,012 0,727 0,449 1,208 0,278 0,012 5,901 0,014 0,012 1,485 0,349 -1,509 -0,00004 0,034 2,531 10,800 0,0093 0,606 0,079 0,810 0,638 1,598 0,311 0,079 8,639 0,015 0,079 0,599 0,691 0,726 -0,00011 0,128 3,165 9,000 0,0614 0,176 0,016 0,272 0,582 0,660 0,261 0,016 2,996 0,013 0,016 0,079 0,779 0,911 -0,00002 0,027 1,248 5,000 0,0101 0,100 0,024 0,142 0,726 0,764 0,125 0,024 1,679 0,006 0,024 0,232 0,646 -0,432 -0,00003 0,035 0,771 2,924 0,0162 0,218 0,026 0,190 0,719 0,396 0,393 0,026 3,792 0,010 0,026 0,213 0,700 -0,118 -0,00003 0,045 0,942 3,315 0,0213 0,276 0,017 0,105 0,800 0,119 0,657 0,017 6,171 0,005 0,017 0,205 0,688 -0,540 -0,00003 0,040 0,518 1,715 0,0224 0,114 0,034 0,081 0,882 0,120 0,496 0,034 2,167 0,009 0,034 0,180 0,748 -0,647 -0,00002 0,046 0,401 0,916 0,0321 0,051 0,006 0,181 0,462 1,022 0,059 0,006 1,087 0,010 0,006 0,781 0,265 -1,052 -0,00001 0,010 0,614 2,700 0,0022 0,043 0,002 0,026 0,676 0,036 0,537 0,002 0,820 0,010 0,002 47,155 0,008 -48,10 -0,00001 0,006 0,125 1,200 0,0013 0,076 0,007 0,383 0,365 1,867 0,098 0,007 1,544 0,046 0,007 28,810 0,023 -29,78 -0,00002 0,012 1,041 3,150 0,0034 0,100 0,006 0,508 0,327 1,531 0,005 0,006 1,822 0,009 0,006 0,921 0,253 -0,637 -0,00002 0,011 1,242 3,500 0,0031 1,732 0,114 1,635 0,631 1,867 0,494 0,114 18,258 0,030 0,114 1,289 0,681 0,570 -0,00115 0,381 3,730 9,840 0,1492 1,394 0,140 1,545 0,635 1,866 0,445 0,140 14,160 0,039 0,140 1,545 0,635 0,000 -0,00094 0,346 3,629 7,236 0,1613 0,871 0,111 1,105 0,627 1,432 0,393 0,111 9,033 0,033 0,111 0,736 0,708 0,800 -0,00061 0,244 0,244 6,548 0,1064 1,635 0,149 0,885 0,785 0,822 0,668 0,149 16,851 0,037 0,149 1,402 0,686 -1,066 -0,00140 0,454 1,245 9,851 0,1701 0,170 0,065 0,231 0,798 1,127 0,141 0,065 3,425 0,005 0,065 0,231 0,798 0,000 -0,00004 0,080 1,362 2,200 0,0552 0,083 0,047 0,202 0,733 2,779 0,271 0,047 14,860 0,032 0,047 0,202 0,733 0,000 0,00000 0,039 1,509 1,115 0,0363 0,331 0,021 0,100 0,851 0,101 0,726 0,021 5,950 0,006 0,021 0,100 0,851 0,000 -0,00005 0,055 0,348 4,115 0,021minutos.Os parâmetros são para infiltração acumulada em centímetros, e para os tempos em195

Apêndice G - Dados de umidade volumétrica (cm³/cm³) utilizados no estudo 1 dosmétodos de comparação da capacidade de camposite 1 Tabuleiros Infiltrometros 0,006 MPa 0,033 MPa site 2 Tabuleiros Infiltrometros 0,006 MPa 0,033 MPa0,299625 0,296500 0,331280 0,288355 0,274508 0,249800 0,298460 0,254528P040,359751 0,373500 0,399265 0,367465 0,321939 0,302400 0,357034 0,324838P040,351590 0,374500 0,373430 0,341714 0,399006 0,397000 0,439366 0,4186960,382687 0,332500 0,410282 0,387204 0,384079 0,353000 0,419208 0,3949350,216605 0,274000 0,240574 0,197509 0,210614 0,302000 0,227811 0,181608P05 0,222229 0,203000 0,240604 0,197043 P05 0,235962 0,234500 0,249833 0,2025610,139977 0,176500 0,196123 0,148429 0,227463 0,258000 0,260564 0,2222700,166007 0,220500 0,215285 0,198896 0,175678 0,251500 0,225132 0,204721P060,193831 0,356500 0,244736 0,237964 0,202706 0,343000 0,264183 0,245473P060,193507 0,377500 0,260106 0,252642 0,200755 0,360000 0,263850 0,2491700,202607 0,337000 0,258910 0,253258 0,184946 0,334500 0,248393 0,2365050,146240 0,166000 0,147225 0,087600 0,164834 0,159000 0,161797 0,111775P150,155975 0,157500 0,150609 0,089194 0,177982 0,192400 0,164393 0,107746P150,153492 0,159500 0,137018 0,071396 0,155671 0,192000 0,146669 0,0915130,242271 0,215500 0,252843 0,216434 0,241974 0,263000 0,262485 0,2383100,242219 0,271500 0,315269 0,281943 0,259987 0,229000 0,320884 0,287527P20 0,214898 0,238000 0,278856 0,240263 P20 0,247745 0,242500 0,307354 0,2711950,190681 0,219000 0,255582 0,215921 0,242995 0,215500 0,303955 0,2712200,311000 0,283200 0,327240 0,284315 0,363984 0,394000 0,403447 0,359518P210,287575 0,272000 0,297011 0,254588 0,335100 0,322000 0,362973 0,326765P210,418577 0,327000 0,447567 0,426369 0,346157 0,392500 0,372730 0,3380040,433538 0,432000 0,468685 0,451505 0,412830 0,468000 0,461780 0,4418630,271070 0,258100 0,323828 0,261059 0,278051 0,299700 0,297050 0,258145P22 0,289919 0,280000 0,320256 0,287678 P22 0,283387 0,255700 0,289934 0,2568770,274955 0,341200 0,313907 0,286576 0,337203 0,291000 0,370235 0,3435150,281116 0,258600 0,303174 0,265726 0,276017 0,269900 0,296966 0,256062P240,280814 0,259000 0,297792 0,261380 0,332758 0,282300 0,356765 0,332510P240,373738 0,343300 0,407298 0,380415 0,398557 0,341000 0,430370 0,4121550,387810 0,359700 0,418472 0,402267 0,371844 0,380000 0,406920 0,3921940,252356 0,276500 0,326652 0,290444 0,247984 0,253500 0,303970 0,271189P27 0,217793 0,238000 0,284226 0,247494 P27 x x x x0,253601 0,24500 0,317598 0,294802 x x x x0,199917 0,297000 0,266612 0,231917 0,203751 0,279500 0,259938 0,235124P320,200058 0,344500 0,251189 0,232544 0,279809 0,281500 0,332678 0,305384P320,222287 0,365500 0,285401 0,258214 0,269793 0,321500 0,319796 0,2871310,257088 0,375500 0,318568 0,298077 0,314421 0,351000 0,368307 0,3344430,207279 0,264000 0,269194 0,231831 0,182411 0,234500 0,246588 0,209007P34 0,194508 0,255000 0,259859 0,211953 P34 0,187073 0,217000 0,254925 0,2186110,205744 0,248500 0,270626 0,245204 0,178468 0,187500 0,245190 0,2118480,156004 0,222575 0,197471 0,131993 0,169999 0,196177 0,200986 0,130459P360,259702 0,221799 0,252480 0,177178 0,205079 0,190224 0,217439 0,155575P360,222681 0,239916 0,223856 0,169172 0,235628 0,220246 0,250126 0,1973160,283153 0,298147 0,310844 0,278859 0,359769 0,272008 0,381455 0,3644880,188949 0,188000 0,184604 0,142833 0,195974 0,270000 0,207911 0,171722PE0,187732 0,163500 0,180272 0,146084 0,189712 0,251500 0,217113 0,194520PE0,266710 0,272500 0,288993 0,262870 0,195089 0,191500 0,227944 0,2016850,265405 0,298000 0,304481 0,282904 0,213000 0,134000 0,249900 0,222600196

Apêndice H - Dados de umidade volumétrica (cm³/cm³) utilizados no estudo 2 dosmétodos de comparação da capacidade de camposite 1 Tabuleiros Infiltrometros 0,006 MPa 0,033 MPa0,166007 0,220500 0,215285 0,198896P60,193831 0,356500 0,244736 0,2379640,193507 0,377500 0,260106 0,2526420,202607 0,337000 0,258910 0,2532580,146240 0,166000 0,147225 0,087600P150,155975 0,157500 0,150609 0,0891940,153492 0,159500 0,137018 0,0713960,242271 0,215500 0,252843 0,2164340,242219 0,271500 0,315269 0,281943P20 0,214898 0,238000 0,278856 0,2402630,190681 0,219000 0,255582 0,2159210,252356 0,276500 0,326652 0,290444P27 0,217793 0,238000 0,284226 0,2474940,253601 0,24500 0,317598 0,2948020,199917 0,297000 0,266612 0,231917P320,200058 0,344500 0,251189 0,2325440,222287 0,365500 0,285401 0,2582140,257088 0,375500 0,318568 0,2980770,207279 0,264000 0,269194 0,231831P34 0,194508 0,255000 0,259859 0,2119530,205744 0,248500 0,270626 0,2452040,156004 0,222575 0,197471 0,131993P360,259702 0,221799 0,252480 0,1771780,222681 0,239916 0,223856 0,1691720,283153 0,298147 0,310844 0,2788590,188949 0,188000 0,184604 0,142833PE0,187732 0,163500 0,180272 0,1460840,266710 0,272500 0,288993 0,2628700,265405 0,298000 0,304481 0,282904site 2 Tabuleiros Infiltrometros 0,006 MPa 0,033 MPa0,274508 0,249800 0,298460 0,254528P40,321939 0,302400 0,357034 0,3248380,399006 0,397000 0,439366 0,4186960,384079 0,353000 0,419208 0,3949350,175678 0,251500 0,225132 0,204721P60,202706 0,343000 0,264183 0,2454730,200755 0,360000 0,263850 0,2491700,184946 0,334500 0,248393 0,2365050,164834 0,159000 0,161797 0,111775P150,177982 0,192400 0,164393 0,1077460,155671 0,192000 0,146669 0,0915130,241974 0,263000 0,262485 0,2383100,259987 0,229000 0,320884 0,287527P20 0,247745 0,242500 0,307354 0,2711950,242995 0,215500 0,303955 0,271220P27 0,247984 0,253500 0,303970 0,2711890,203751 0,279500 0,259938 0,235124P320,279809 0,281500 0,332678 0,3053840,269793 0,321500 0,319796 0,2871310,314421 0,351000 0,368307 0,3344430,182411 0,234500 0,246588 0,209007P34 0,187073 0,217000 0,254925 0,2186110,178468 0,187500 0,245190 0,2118480,169999 0,196177 0,200986 0,130459P360,205079 0,190224 0,217439 0,1555750,235628 0,220246 0,250126 0,1973160,359769 0,272008 0,381455 0,364488197

Apêndice I - Lâminas de infiltração (cm) nos infiltrômetros considerando asadições de águaInfiltração acumulada (cm) nos infiltrômetrosPerfis Inf 1 Adição I total Inf.2 Adição I total Inf.3 Adição I total Inf.4 Adição I totalP0421,70 x 21,70 3,70 x 3,70 15,30 x 15,30 * 21,70 x 21,70 *P05 1,00 x 1,00 8,70 x 8,70 33,60 x 33,60 11,00 x 11,00P061,50 15,00 16,50 * 2,75 15,00 17,75 * 5,60 14,50 20,10 * 7,30 13,00 20,30 *P15 40,60 x 40,60 * 57,50 x 57,50 * 66,60 x 66,60 * 51,40 x 51,40 *P20 3,75 14,00 17,75 * 4,15 12,00 16,15 * 23,70 x 23,70 * 2,95 15,00 17,95 *P21 11,30 x 11,30 6,80 x 6,80 3,60 x 3,60 10,60 x 10,60P22P24P27P32P34P3627,00 x 27,00 13,10 x 13,10 29,40 x 29,40 12,50 x 12,5012,70 x 12,70 21,70 x 21,70 11,10 x 11,10 9,70 x 9,705,35 11,00 16,35 * 10,80 8,00 18,80 * 30,85 x 30,85 * 9,35 11,00 20,35 *10,60 10,00 20,60 * 13,80 7,00 20,80 * 11,40 8,50 19,90 * 15,20 5,00 20,20 *2,70 16,10 18,80 * 1,20 17,60 18,80 * 3,15 13,50 16,65 * 3,50 15,50 19,00 *36,90 x 36,90 * 36,40 x 36,40 * 25,70 x 25,70 * 39,20 x 39,20 *PE 27,60 x 27,60 * 17,50 x 17,50 * 14,70 x 14,70 x x x* Dados utilizados no estudo 2198