PROPRIEDADES DE RETENÇÃO DE ÁGUA POR ESPAÇOS POROSOS NÃO HOMOGÊNEOS: EXPERIMENTOS DE LABORATÓRIO E SIMULAÇÃO COMPUTACIONAL - PDF
PROPRIEDADES DE RETENÇÃO DE ÁGUA POR ESPAÇOS POROSOS NÃO HOMOGÊNEOS: EXPERIMENTOS DE LABORATÓRIO E SIMULAÇÃO COMPUTACIONAL
Download "PROPRIEDADES DE RETENÇÃO DE ÁGUA POR ESPAÇOS POROSOS NÃO HOMOGÊNEOS: EXPERIMENTOS DE LABORATÓRIO E SIMULAÇÃO COMPUTACIONAL"
Dalila Borba Varejão
1 UNIVERSIDADE ESTADUAL DE PONTA GROSSA PROGRAMA DE PÓS - GRADUAÇÃO EM CIÊNCIAS ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: FÍSICA PROPRIEDADES DE RETENÇÃO DE ÁGUA POR ESPAÇOS POROSOS NÃO HOMOGÊNEOS: EXPERIMENTOS DE LABORATÓRIO E SIMULAÇÃO COMPUTACIONAL ROSIANE ANTUNES DOS SANTOS PONTA GROSSA 2005
2 ROSIANE ANTUNES DOS SANTOS PROPRIEDADES DE RETENÇÃO DE ÁGUA POR ESPAÇOS POROSOS NÃO HOMOGÊNEOS: EXPERIMENTOS DE LABORATÓRIO E SIMULAÇÃO COMPUTACIONAL Dissertação apresentada para obtenção do crédito final na conclusão de Mestrado em Ciências, Área de Concentração: Física da Universidade Estadual de Ponta Grossa. Professor orientador: Fábio Augusto Meira Cássaro PONTA GROSSA 2005
3 MESTRADO EM CIÊNCIAS ÁREA DE CONCENTRAÇÃO: FÍSICA
4 i RESUMO Neste trabalho apresenta-se a utilização de um Modelo Booleano na simulação computacional de espaços porosos não homogêneos, tais como os exibidos por solos estruturados. No caso, as informações introduzidas no modelo foram: a distribuição de tamanhos de agregados N(r), caracterizada por D f, e a porosidade das amostras a serem simuladas. Também, investigou-se o papel da distribuição de agregados, caracterizada por D f, nas curvas características de retenção de água, tanto para amostras naturais de solo como para as simuladas computacionalmente. Foram utilizados diferentes valores de D f (desde 2 até 3) para a reconstrução de amostras de solos arenosos. Além disto, foram analisadas amostras de solo natural, cujos valores de D f foram determinados e suas curvas de retenção foram levantadas. Para dar suporte às simulações computacionais, foi desenvolvido um sistema para o levantamento de curvas de retenção de amostras de solo, desde a saturação até pressões de 150 cm de água (amostras próximas à saturação). Os resultados mostraram que a instrumentação laboratorial desenvolvida é de grande utilidade na investigação das curvas características das amostras de solos investigadas. Também, que a simulação computacional reproduziu imagens que permitiram recuperar o comportamento das curvas características obtidas experimentalmente. Em particular, o sistema Booleano mostrou-se mais adequado para a simulação de espaços porosos de maior complexidade, tais como os encontrados em agregados de um solo estruturado. Palavras-chave: Curva de Retenção de Água, Dimensão Fractal, Modelo Booleano.
5 ii ABSTRACT In this work is presented the use of a Boolean simulation model to simulate non homogeneous porous media as, for instance, it is found in structured soils. In particular, it was performed a conditional simulation, where the main information introduced in the model were: the aggregate size distribution N(r), characterized by D f, and the porosity of the samples. It was aggregate size investigated the effect of D f in the soil water retention curves (SWRC), both for the soil samples and to the simulated images. It was used different values of D f (from 2 to 3) to reconstruct sandy soil samples. Natural soil samples were investigated too. To validate the performed simulations it was developed a suction system to study SWRCs from saturation up to 150 cm of water (75 kpa) (near saturation conditions). The obtained results showed that the experimental set up was useful for the investigation carried out. Also that the computational simulations produced porous images that reproduced the behavior of the SWRCs experimentally obtained. More specifically, the Boolean simulation model was more adequate to simulate a soil aggregate porous system. Key-words: Water Retention Curve, Fractal Dimension, Boolean Model.
6 iii AGRADECIMENTOS Aos meus pais, pela educação e estímulo constantes; Aos meus irmãos, pela compreensão, respeito e cumplicidade; Ao Prof. Dr. Fábio Augusto Meira Cássaro, pela orientação, amizade, confiança e oportunidade de realização deste trabalho; Aos professores do curso de Pós Graduação em Ciências, em especial ao Prof. Dr. Alcione Roberto Jurelo, pelo apoio, amizade e pelas correções e sugestões feitas ao trabalho; Aos funcionários e professores do DEGEO, em especial ao Prof. Marcelo Emílio, pela atenção, disponibilidade e pela valiosa contribuição em relação ao desenvolvimento do programa computacional utilizado; Ao Prof. Dr. André Maurício Brinatti, pela disposição e dedicação ao dar a sua contribuição neste volume; Aos Profs Drs. Pedro Rodrigues Júnior e Francisco Serbena e ao Dr. Jadir Aparecido Rosa, pela participação da Banca Examinadora de Qualificação, por todas as críticas, correções e sugestões; À CAPES, pela concessão da bolsa de estudo durante o decorrer deste trabalho; Aos colegas do curso de Pós Graduação, pela amizade e cooperação durante o curso; Aos colegas de Laboratório: Wylyan, Thiago e Patrícia, pela amizade e inumeráveis auxílios durante o trabalho experimental; À toda equipe da Biblioteca do Campus da UEPG, por toda competência; Aos funcionários do DEFIS pelos serviços prestados e pela amizade; Às secretárias do curso de Pós Graduação, que sempre atenderam as minhas solicitações de forma ágil, eficiente e muito carinhosa; Enfim, a todos aqueles que, de alguma forma, contribuíram para a realização deste trabalho.
7 iv LISTA DE FIGURAS 2.1 Diagrama esquemático do solo como um sistema trifásico Representação do solo como um meio poroso Retenção da água por agregados do solo após a drenagem Curvas de retenção de água por solos de diferentes tipos e condições Capilar imerso em água Esquema ilustrativo do Funil de Haines ensaio de dessorção de água Exemplo de uma curva de retenção obtida no RETC Curva de Retenção de um solo Curva diferencial da curva de retenção Curva de Retenção da água baseado na equação de van Genuchten Triângulo de classificação textural Exemplos de objetos comparativos entre a geometria euclidiana e fractal Exemplos de fractais naturais Influência da régua na medida do comprimento da linha costeira Funil de Haines Modificado Imagem dos agregados utilizados no estudo de retenção de umidade a: Distribuição em barras da totalização da massa em porcentagem para cada mineral pelo MR pelo lote TRX (Terra Roxa) no horizonte Bw b. Análise granulométrica do solo utilizado Resultado da simulação de um espaço simplificado Resultado obtido na análise da dimensão fractal de um espaço pelo método Box Counting
8 v 3.6 Histograma típico da distribuição do número de poros de determinada área Características físicas das amostras constituídas por tamanho único de partículas Curvas de retenção para as amostras de solo arenoso, reconstituídas com um único tipo de partícula, ajustadas pelo modelo de van Genuchten Comportamento de α para as amostras de solos arenosos constituídos com partículas de tamanho único Valores de n encontrados para os solos arenosos constituídos com partículas de tamanho único Distribuição de poros para as amostras reconstituídas a partir da utilização de apenas uma classe de partículas Distribuição de potenciais para as amostras investigadas Representação das porcentagens de aparecimento das classes de partículas utilizadas na reconstrução das amostras de solo arenoso utilizadas no ensaio de retenção de água Características físicas das amostras de solo arenoso em função da dimensão fractal de fracionamento D f Curvas de retenção para as amostras de granulometria dada por D f, ajustadas através do modelo de van Genuchten Valores do parâmetro α do modelo de van Genuchten em função da dimensão fractal de fracionamento Comportamento do parâmetro n da equação de van Genuchten em relação ao valor da dimensão fractal de fracionamento das amostras de solo Curva de dist. de poros para amostras com granulometria dada por D f Curva de distribuição de potenciais para as amostras com granulometria dada por D f Espaço poroso gerado pela simulação Booleana Dimensão fractal de vazios D v para os espaços porosos simulados Curvas de retenção das simulações para solos arenosos com somente um tipo de partícula, ajustadas através do modelo de van Genuchen
9 vi 4.17 Histograma da distribuição de poros para as amostras simuladas utilizando um tipo de partícula Variação do parâmetro α em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na simulação do arranjo poroso Variação do parâmetro n em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na simulação do arranjo poroso Distribuição de poros para as imagens simuladas computacionalmente Espaço poroso simulado com a informação de D f = 2, Dimensão fractal de vazios em função do valor de D f para as estruturas simuladas Curvas de retenção das imagens simuladas a partir da informação de D f, ajustadas pelo modelo de van Genuchten Distribuição de poros para as amostras simuladas computacionalmente Histograma da distribuição de poros nas amostras simuladas computacionalmente Comportamento do parâmetro α da curva de ajuste de van Genuchten para as amostras simuladas Comportamento do parâmetro n da curva de ajuste de van Genuchten para as amostras simuladas Características físicas dos agregados do solo Bw 2 utilizados no ensaio de retenção de água Curvas de retenção obtidas para os agregados de solo Bw 2 ajustadas segundo o modelo de van Genuchten Comportamento de α em função da densidade média dos agregados do solo investigado Comportamento de n em função da densidade média dos agregados Bw Curva de distribuição de poros para os agregados de solo Bw Representação da porcentagem de aparecimento das partículas na amostra do Solo Bw 2, obtidas através da metodologia de análise granulométrica do solo
10 vii 4.34 Simulação condicionada do espaço poroso de um agregado do solo Bw Curva de retenção do espaço poroso simulado para o solo Bw 2, ajustada através do modelo de van Genuchten Curva de distribuição de poros para o espaço poroso simulado para a estrutura do solo Bw Esquema utilizado para a estimativa do tamanho de poro em amostras reconstruídas com partículas de determinado diâmetro "D"
11 viii LISTA DE TABELAS 2.1 Valores médio, mínimo e máximo para os parâmetros de Van Genuchten Valores obtidos para amostras com um único tipo de partícula Valores obtidos no ajuste pela equação de Van Genuchten Informações sobre as amostras de solo arenoso com composição dada por D f Valores obtidos no ajuste de Van Genuchtem para as amostras Valores obtidos no ajuste de Van Genuchten para as amostras utilizando apenas uma classe de partículas Valores obtidos no ajuste para as amostras simuladas a partir de diferentes valores de D f Informações sobre os agregados de solo investigados Valores obtidos no ajuste para os agregados de solo Bw A1. Valores da umidade volumétrica em equilíbrio ao potencial aplicado, utilizados na construção da curva de retenção para as amostras constituídas por uma única classe de partículas A2. Valores da umidade volumétrica em equilíbrio ao potencial aplicado, utilizados na construção da curva de retenção para as amostras de solo arenoso de diferentes D f A3. Valores da umidade volumétrica em equilíbrio ao potencial aplicado, utilizados na construção da curva de retenção para as amostras de agregados do solo Bw
12 ix LISTA DE SÍMBOLOS M t - Massa total M s Massa dos sólidos Mag Massa da água (ou dos líquidos) M ar Massa do ar V t Volume total V s Volume dos sólidos (ou das partículas) ρ s Densidade dos sólidos (ou de partículas) ρ Densidade global ε - Porosidade u Umidade à base de massa θ Umidade volumétrica σ - Tensão superficial d, D Diâmetro D f Dimensão fractal de fracionamento D v Dimensão fractal associada ao espaço poroso r Raio g Aceleração da gravidade Ψ - Potencial matricial θ s Umidade de saturação θ r Umidade residual α, n, m Parâmetros de ajuste do modelo de Van Genuchten
13 x SUMÁRIO RESUMO i ABSTRACT ii AGRADECIMENTOS iii LISTA DE FIGURAS iv LISTA DE TABELAS viii LISTA DE SÍMBOLOS ix INTRODUÇÃO CAPÍTULO REVISÃO BIBLIOGRÁFICA A ESTRUTURA DO SOLO, SUA CARACTERIZAÇÃO E SIMULAÇÃO A CURVA DE RETENÇÃO DE ÁGUA DO SOLO CAPÍTULO O SOLO DEFINIÇÃO As Frações Sólida, Líquida e Gasosa do Solo Densidade dos ( ) Sólidos ρ s Densidade do ( ) ρ solo Porosidade do ( ) ε Solo RETENÇÃO DA ÁGUA NO SOLO Umidade do Solo Potencial Matricial
14 xi Distribuição do tamanho dos poros: macro, meso e micro-porosidade Curva Característica de Umidade Interpretação Gráfica e Significado Físico dos Parâmetros GEOMETRIA FRACTAL Dimensão Fractal de Porosidade Dimensão Fractal de Fracionamento CAPÍTULO MATERIAIS E MÉTODOS Sistema Utilizado Para A Determinação Da Curva De Retenção PREPARAÇÃO DAS AMOSTRAS Preparação das Amostras de Solo Arenoso Separação de Agregados de Solo Argiloso DETERMINAÇÃO DA DENSIDADE DOS AGREGADOS DO SOLO Bw DETERMINAÇÃO DA DISTRIBUIÇÃO DE AGREGADOS DETERMINAÇÃO DA DENSIDADE, UMIDADE E POROSIDADE DAS AMOSTRAS DE SOLO ARENOSO DETERMINAÇÃO DA CURVA DE RETENÇÃO AJUSTE DAS CURVAS SOFTWARE PARA A SIMULAÇÃO DOS ESPAÇOS POROSOS Classes (tamanhos de agregados) Utilizadas nas Simulações Cálculo da Dimensão Fractal Associada ao Espaço Poroso (D v ) Determinação das Curvas de Retenção para as Imagens Simuladas CAPÍTULO RESULTADOS E DISCUSSÃO RESULTADOS Amostras de Solo Arenoso: Constituídas com uma única classe de partículas Amostras de Solo Arenoso com Diferentes Dimensões Fractais (D f ) Estudo de Retenção para as Imagens Simuladas Amostras de solo arenoso constituídas com uma única classe de partículas Amostras de solo arenoso com diferentes dimensões fractais (D f ) Ensaio de Retenção para Agregados do Solo Bw Curva de Retenção para as Imagens do Solo Bw 2 Simuladas
15 xii 4.2 DISCUSSÃO Amostras de Solo Arenoso: Constituídas com uma única classe de partículas Amostras de Solo Arenoso Com Diferentes Dimensões Fractais (D f ) Estudo de Retenção para as Imagens Simuladas Amostras de solo arenoso constituídas com uma única classe de partículas Amostras de solo arenoso com diferentes dimensões fractais (D f ) Ensaio de Retenção para Agregados do Solo Bw Curva de Retenção para as Imagens do Solo Bw 2 Simuladas CONCLUSÕES PROPOSTAS DE TRABALHOS FUTUROS APÊNDICE REFERÊNCIAS BIBLIOGRÁFICAS
16 13 INTRODUÇÃO O solo funciona basicamente como um reservatório de água para as plantas, e seu entendimento é de fundamental importância para o desenvolvimento de práticas de manejo que visem promover condições ideais para o crescimento de culturas agrícolas. Por ser um reservatório aberto tanto para a atmosfera quanto para as camadas mais profundas do perfil do solo, muitos investigadores têm procurado quantificar a capacidade de armazenamento desse reservatório (retenção de água), como também entender os processos de condução que ocorrem na superfície (infiltração e evaporação) e em profundidade no solo (drenagem interna). Todos esses processos, que ocorrem no solo, fazem parte de importantes processos do ciclo hidrológico. O solo e a água são dois recursos fundamentais para, por exemplo, a agricultura. A necessidade de aprofundar os conhecimentos relativos às suas propriedades e ao comportamento da água em seu interior torna-se imprescindível no que se refere à exploração sustentável de práticas agrícolas. O movimento da água no solo envolve processos como infiltração, redistribuição, drenagem e retenção da água no solo. Por questões de simplicidade, muitos estudos em física aplicada a solos são realizados utilizando-se solos homogêneos. Este fato, na maioria das vezes, não descreve satisfatoriamente processos que ocorrem em solos estruturados ou heterogêneos, tais como os que são encontrados em condições naturais ou de campo. Portanto, soluções para o fluxo de água, transporte de solutos e comportamento físico e químico do solo requerem pesquisa inovativa que melhore o entendimento dos processos que ocorrem em solos heterogêneos ou estruturados. Neste sentido, é cada vez mais intensa a utilização de novas metodologias para a melhoria da previsão e descrição dos processos que ocorrem nos solos. A predição e escalonamento da condutividade hidráulica e das características de retenção da água do solo são áreas de bastante interesse a hidrologistas e físicos de solos. Este conhecimento pode, por exemplo, servir para a previsão do impacto de
17 14 atividades humanas no meio ambiente e/ou para alimentar programas computacionais que simulem o deslocamento da água e de solutos nela dissolvidos, pelo interior do solo. A modelagem do fluxo de água através de solos requer informações a respeito da condutividade hidráulica saturada "k" e também da curva de retenção de água no solo. A predição de k é complicada no caso de solos estruturados devido à presença de heterogeneidades randomicamente distribuídas em suas matrizes, fruto da organização dos agregados que os compõem, isto é, da estrutura do solo. O desenvolvimento deste trabalho foi feito de forma a se atingirem os seguintes objetivos: 1) Desenvolver um sistema para o levantamento de curvas de retenção de água em amostras de solo através do Funil de Haines. 2) Verificar o papel da distribuição de agregados na característica de retenção de determinada amostra de solo, utilizando o sistema desenvolvido. 3) Utilizar um Modelo Booleano na simulação computacional de espaços porosos não homogêneos, tais como os exibidos por solos estruturados. No caso, as informações principais introduzidas no modelo foram: a distribuição de tamanhos de agregados N(r), caracterizada por D f, e a porosidade do espaço poroso simulado. 4) Verificar as características de retenção de água para os espaços porosos simulados pelo modelo Booleano, visando a comparação com dados obtidos experimentalmente.
18 15 CAPÍTULO 1 1. REVISÃO BIBLIOGRÁFICA 1.1 A ESTRUTURA DO SOLO, SUA CARACTERIZAÇÃO E SIMULAÇÃO De acordo com a SSSA (Soil Science Society of America), um agregado de solo pode ser definido como um grupo de partículas primárias unidas mais fortemente que as partículas que o circundam (SOIL SCIENCE SOCIETY OF AMERICA, 1997). O estudo da estabilidade de agregados é importante para a avaliação de diferentes tipos de manejo agrícola, problemas relacionados à erosão do solo, melhoria da estrutura do solo e de formação de crostas na superfície do solo devido, por exemplo, ao impacto de gotas de chuva (AMÉZKETA, 1999; ELRIDGE & LEYS 2003; PENG et al., 2003; OZTAS & FAYETORBAY, 2003; PIRES et al., 2003a,b; RAMOS et al., 2003). Solos estruturados exibem um alto grau de heterogeneidade, que resulta basicamente de sua composição, dos processos envolvidos em sua formação e de atividades biológicas desenvolvidas em seu interior. Em escala microscópica, a heterogeneidade do solo está ligada ao conceito mais geral de estrutura (DEXTER, 1988). A distribuição de poros em solos estruturados é geralmente bimodal, sendo os poros maiores denominados de macroporos (ou inter-agregados) e os menores, geralmente associados à porosidade do interior dos agregados do solo, são conhecidos como microporos (ou intraagregados). Este conceito é amplamente aceito para a modelagem da estrutura de solos heterogêneos (ou estruturados), e considera que os espaços inter e intraagregados constituem domínios distintos. Tal separação se baseia principalmente no papel que cada domínio desempenha no processo de condução e retenção de água pelos solos (WHITE,
19 ; BOUMA, 1991). Os poros inter-agregados são principalmente importantes nas condições de altos conteúdos de água no solo (baixos valores de potencial mátrico). Em contra-partida, os intra-agregados desempenham um papel central para baixos valores de umidade (altos valores de potencial mátrico). KÖHNE et al. (2002) afirmam que a agregação do solo pode levar à criação de caminhos preferenciais para o deslocamento da água no solo, e que, enquanto a matriz porosa fornece a maior parte do volume para armazenamento de água, o volume inter-agregados, especialmente em condições próximas à saturação, provê caminhos de alta condutividade para o deslocamento da água no solo. Um melhor entendimento do controle exercido pela estrutura do solo no escalonamento de suas propriedades hidráulicas pode ser atingido pela relação entre propriedades morfológicas e físicas do solo. A complexidade da estrutura do solo, em geral, pode ser reduzida a poucos índices, os quais são utilizados em modelos de simulação e predição de processos que ocorrem nos solos, em diferentes escalas. MCBRATNEY et al. (1992) representaram a estrutura do solo como um conjunto formado por dois subconjuntos que representavam as partes porosa e sólida do solo. Esta definição estende o conceito de estrutura a todos os solos, ou seja, todos os solos possuem, em menor ou maior grau, algum tipo de estrutura. Os modelos da estrutura porosa do solo vêm evoluindo desde O principal desenvolvimento adveio da introdução do modelo de união randômica de capilares para a formação da matriz do solo (CHILDS & COLLIS-GEORGE, 1950). Um desenvolvimento posterior deste modelo introduziu o conceito de uma rede interligada destes capilares (tubos cilíndricos) de tamanhos e raios variáveis (VOGEL & ROTH, 1998). De forma geral, são obtidas melhores predições de propriedades de transporte quando nestes modelos são incorporadas informações a respeito das propriedades geométricas dos meios simulados, isto é, quando o modelo não é completamente randômico (COUSIN, 1999; VOGEL, 2000; HWANG & POWERS, 2003). A principal desvantagem destes modelos é que são de difícil implementação
20 17 computacional, o que limita o nível de complexidade que pode ser introduzida nos modelos. Agregados de solos têm sido estudados em termos de sua distribuição de tamanhos, estabilidade, densidade e resistência (CHEPIL, 1950; CURRIE, 1966; ROGOWSKI & KIRKHAM, 1976; DEXTER et al., 1984; AMÉZKETA, 1999). Entretanto, há poucas pesquisas investigando as propriedades hidráulicas dos solos ao nível de agregados. Também, existe pouca investigação no sentido de relacionar informações a respeito da estrutura do solo com suas propriedades hidráulicas. PERRIER et al. (1999), a partir de modelos geométricos baseados na dimensão fractal da fase sólida do solo, inferiram a respeito de propriedades de condução e de retenção da água pelo solo. Modelos envolvendo a Geometria Fractal (MANDELBROT, 1967) para a modelagem das propriedades hidráulicas do solo têm sido propostos e revisados por GIMÉNEZ et al. (1997c). Estes modelos são obtidos assumindo propriedades de auto-similaridade para: os tamanhos de poros, rugosidade dos poros e complexidade dos caminhos porosos (TYLER & WHEATCRAFT, 1989; TOLEDO et al., 1990; RIEU & SPOSITO, 1991a,b; SHEPARD, 1993; CRAWFORD, 1994; FUENTES et al., 1996). Usualmente, os modelos possuem uma lei de potência associada a eles, sendo o expoente da lei de potência uma dimensão fractal que representa atributos geométricos da estrutura do solo. Dimensões fractais, obtidas a partir da análise da estrutura do solo, vêm sendo comparadas a dimensões fractais utilizadas em modelos para descrever curvas de retenção (CRAWFORD et al., 1995; PERFECT et al., 1996; BIRD et al., 1996; BIRD & DEXTER, 1997; COMEGNA et al., 1998) e também para a obtenção da condutividade hidráulica saturada do solo (SHEPARD, 1993; GIMÉNEZ et al., 1997b; BIRD et al., 2000). CRAWFORD et al. (1995) obtiveram uma estreita correlação entre a dimensão fractal associada a parte porosa do solo e aquelas associadas às curvas de retenção.
21 18 Conceitos associados à geometria fractal foram introduzidos no estudo dos solos, visando a caracterização da distribuição das partículas que os compõem. Estes estudos mostram que às frações de partículas que compõe um solo pode-se associar uma dimensão fractal, que ficou conhecida como dimensão fractal de fracionamento D f (RIEU & SPOSITO, 1991a, b; YOUNG & CRAWFORD, 1991; PERFECT et al., 1992; TYLER & WHEATCRAFT, 1992; HYSLIP & VALLEJO, 1997; CRAWFORD et al., 1997; GIMÉNEZ et al., 1997c; HWANG & POWERS, 2003). GLASBEY et al. (1991); BENTZ & MARTYS (1994) e HORGAN & BALL (1994) apresentam da utilização de modelos Booleanos para a simulação bi e tridimensional de espaços porosos com características pré-determinadas. Nestes modelos, o espaço poroso é formado pela alocação randômica de circunferências (caso bidimensional) e esferas (caso tridimensional) que podem se interpenetrar. Neste caso, as circunferências ou esferas representam a parte sólida do espaço poroso enquanto que os interstícios entre eles representam os poros. Em GLASBEY et al. (1991), mostrou-se que uma distribuição exponencial para o tamanho das esferas foi capaz de gerar espaços porosos bidimensionais (cortes transversais do espaço poroso tridimensional) semelhantes ao de alguns solos existentes. Modelos Booleanos também vêm sendo utilizados para a simulação de poros do interior de agregados de solos (GLASBEY et al., 1991) e da rugosidade de superfícies (BERTUZZI et al., 1995). A randomicidade de uma distribuição pode se estender a diferentes escalas pelo conceito de fractalidade ou através do conceito de dimensão fractal (MORAN & MCBRATNEY, 1992). A dimensão fractal é um índice estatístico que tem sido utilizado com bastante sucesso na caracterização dos espaços porosos inter e intraagregados (HATANO et al., 1992; BARTOLI et al., 1991; BRAKENSIEK et al., 1992; ANDERSON et al., 1996; GIMÉNEZ et al., 1997a). Um dos métodos utilizados para a caracterização da geometria da estrutura do solo é a análise de imagens do arranjo espacial dos poros e sólidos em secções de amostras de solo impregnadas com resina. Poros, preenchidos com a resina, e os sólidos que compõem o solo, podem, através de técnicas de análise de imagens, ser
22 19 separados e investigados separadamente (ANDERSON et al, 1996; RINGROSE- VOASE, 1996; VOGEL & KRETZSCHMAR, 1996; HORGAN, 1998). Desta análise, o espaço poroso é caracterizado por uma dimensão fractal conhecida como dimensão fractal de porosidade ou de vazios D v (GIMÉNEZ et al, 1997b, c; ANDERSON et al, 1996). Estes autores mostraram que a técnica possui grande potencialidade quando empregada na caracterização de espaços porosos como os do solo. Dentre as várias técnicas e instrumentos utilizados para o estudo da água no solo, destaca-se a Tomografia Computadorizada (TC). Os trabalhos pioneiros de TC aplicados à ciência do solo foram desenvolvidos por PETROVIC et al. (1982), HAINSWORTH & AYLMORE (1983) e, no Brasil, CRESTANA et al. (1985). PETROVIC et al. (1982) demonstraram que a TC pode ser utilizada para medir a massa específica global de um solo. HAINSWORTH & AYLMORE (1983) utilizaram a TC para determinar a distribuição espacial do conteúdo de água de um solo. CRESTANA et al. (1985) demonstraram que é possível utilizar esta técnica para medir a umidade do solo e o movimento da água neste meio, em espaço tridimensional, além de utilizarem um tomógrafo para medidas de massa específica e umidade em termos de unidades Hounsfield. Essa técnica também pode ser utilizada para visualizar e caracterizar espaços porosos tridimensionais. PIERRET et al. (2002) apresentam uma metodologia baseada no processamento de imagens a fim de identificar, reconstruir, visualizar e quantificar os macroporos dentro de uma rede tridimensional. PERRET et al. (2003) desenvolveram programas computacionais a fim de determinar a dimensão fractal de massa, em 2 e 3 dimensões, de espaços porosos investigados usando a tomografia computadorizada de raios-x. O estudo da aplicação da tomografia computadorizada de transmissão de raios gama para a análise da porosidade total em amostras de solo no laboratório foi introduzido por PHOGAT & AYLMORE (1989). Mais recentemente, a metodologia foi simplificada para o uso da transmissão de um feixe único de raios gama na medida da porosidade total, macroporosidade e microporosidade de solos (OLIVEIRA et al., 1998). APPOLONI & POTTKER (2004) utilizaram
23 20 metodologia convencional e Transmissão de Raios Gama a fim determinar a porosidade de diferentes amostras, visando uma comparação entre os resultados obtidos pelas duas técnicas. Segundo esses autores, o método da transmissão de raios gama oferece uma vantagem significativa em relação à metodologia convencional, devido a sua determinação ser rápida e não-destrutiva, e também por proporcionar uma descrição detalhada da porosidade total da amostra analisada. 1.2 A CURVA DE RETENÇÃO DA ÁGUA NO SOLO O estudo do movimento da água no solo pode ser caracterizado através de definições e operações que envolvem o conteúdo e a energia da água no solo. Importantes exemplos disto são dados pelas equações de Darcy-Buckingham e de Richards, cujas soluções dependem do conhecimento da curva de retenção, a qual é capaz de fornecer informações a respeito da energia ou potencial da água no solo. A curva de retenção da água no solo (COILE, 1953; REGINATO & VAN BAVEL, 1962; DANE et al., 1992; JALBERT & DANE, 2001) relaciona o potencial mátrico (Ψ) e a umidade do solo (θ). Ela é de grande utilidade para se estimar valores Ψ de a partir de valores de θ, mais fáceis de serem mensurados. Quando o solo encontra-se próximo à saturação, os fenômenos capilares são de grande importância na determinação Ψ de e a curva de retenção depende do arranjo poroso do solo, ou seja, da estrutura do meio poroso. À medida que a água vai sendo drenada do solo e potenciais menores vão sendo Ψ obtidos, passa praticamente a independer de fatores geométricos e, portanto, a densidade do solo e a porosidade passam a ter pouca importância na determinação da curva (REICHARDT & TIMM, 2004). Existem vários métodos que podem ser utilizados para a obtenção da curva de retenção, sendo possível dividi-los em dois grupos: métodos de laboratório, que fazem uso de câmaras de pressão de Richards (RICHARDS, 1941; RICHARDS & FIREMAN, 1943) e funis de Haines e de mesas de sucção, quando se deseja
24 21 investigar baixos valores de sucção (JAMISON & KROTH, 1958), e métodos de campo que usam tensiômetros (PERROUX et al., 1982; LANGNER et al., 1998) que fornecem diretamente os valores de Ψ. Vários fatores físicos e químicos podem afetar a retenção da água pelo solo, alterando o formato de suas curvas de retenção. RAWLS et al. (2003) avaliaram o efeito da matéria orgânica do solo nas curvas de retenção e mostraram que a adição de carbono orgânico as afeta de maneira distinta para diferentes potenciais e texturas. MUELLER et al. (2003), a partir de dados de curva de retenção, estimaram valores ótimos de umidade para os quais o solo pode ser manejado de forma adequada no cultivo agrícola. HODNETT & TOMASELLA (2002), com base em ajustes da curva de retenção, desenvolveram uma nova função de pedotransferência para retenção da água em solos tropicais. HAVERKAMP & PARLANGE (1986), apresentam um modelo simples para a predição das características da curva de retenção de solos arenosos que se baseia em propriedades texturais e estruturais, rotineiramente conhecidas para estes tipos de solos. No modelo, o principal ponto a ser destacado é a utilização de informações a respeito da distribuição do tamanho de partículas do solo para inferir sobre o comportamento das curvas de retenção. Os autores encontraram uma boa concordância entre o modelo e os resultados experimentais de 10 tipos diferentes de solos. Uma boa determinação da curva de retenção é importante para a implementação e manejo do cultivo agrícola. Caso o solo possua uma umidade superior a um valor ideal, ao ser manejado haverá a possibilidade de ocorrência de danos à estrutura do solo pela formação de agregados de grandes dimensões (DEXTER & BIRD, 2001). Devido à relação direta com as forças de aderência, a estabilidade e tamanho dos agregados são também relevantes no estudo de fenômenos que envolvem selamento superficial devido ao impacto de gotas de chuva, e também de infiltração de água no solo. Atualmente, têm-se utilizado modelos para predizer propriedades hidráulicas do solo a partir das propriedades dos agregados (NIMMO & PERKINS, 2002).
25 22 Descrições de métodos usados para a determinação da estabilidade de agregados podem ser encontrados em NIMMO & PERKINS (2002) e EMBRAPA (1998). Resultados conclusivos a respeito da aplicabilidade dos vários modelos envolvendo a estrutura do solo na predição de suas propriedades hidráulicas só poderão ser obtidos pela investigação dos múltiplos aspectos geométricos que descrevem o solo, em várias escalas, em associação com medições destas propriedades. Além disto, o aprimoramento das técnicas de investigação dos solos, aliado à introdução de novos conceitos e metodologias, tais como a geometria fractal e a simulação computacional poderão, em muito, auxiliar os pesquisadores no entendimento dos processos que ocorrem no interior dos solos.
26 23 CAPÍTULO 2 2. O SOLO 2.1 DEFINIÇÃO O solo pode ser definido de diferentes formas, de acordo com sua utilização. O engenheiro, por exemplo, o considera como um material que suporta fundações, estradas ou aeroportos; o pedologista, como a formação natural da superfície terrestre, de espessura e estrutura variáveis, o qual, através do contato com a atmosfera, sob a influência de processos físicos, químicos e biológicos, resultou da rocha matriz subjacente. Para os propósitos da física, o solo pode ser definido como um sistema complexo e multicomponente, formado pelas fases sólida, líquida e gasosa. As partículas sólidas formam um arranjo poroso, tal que os espaços vazios, denominados de poros, têm a capacidade de armazenar líquidos e gases. É esse arranjo poroso que determina propriedades importantes tais como a capacidade de reter e conduzir a água pelo solo As Frações Sólida, Líquida e Gasosa do Solo. A fase sólida consiste principalmente de partículas minerais e substâncias orgânicas de várias formas e tamanhos e é chamada de esqueleto, sólidos ou matriz do solo (LIBARDI, 2000). A porção mineral do solo é ou pode ser resultante da ação vulcânica ou da desintegração de rochas sólidas por ação física, química e mesmo biológica,
27 24 reunidas sob a denominação geral de intemperismo 1. A fração orgânica é constituída por organismos ativos bem como resíduos de plantas e animais em diferentes estágios de decomposição. As partículas sólidas do solo variam enormemente de composição e tamanho. Quanto ao tamanho, algumas são grandes o suficiente para serem vistas a olho nu, ao passo que outras são tão diminutas que apresentam propriedades coloidais. O termo textura refere-se à distribuição de partículas do solo, tão somente quanto ao seu tamanho. Cada solo recebe uma designação referente à sua textura, designação esta que nos dá uma idéia do tamanho mais freqüente de suas partículas constituintes. Tradicionalmente, as partículas do solo são divididas em três frações texturais: areia, silte e argila (REICHARDT & TIMM, 2004). A determinação do tamanho das partículas é feita em laboratório e é denominada análise mecânica do solo ou ainda análise granulométrica do solo. Denomina-se de areia as partículas de diâmetro entre 2 e 0,02 mm; de silte as partículas de diâmetro entre 0,02 e 0,002 mm de diâmetro e de argila as de diâmetro menor do que 0,002 mm. A fração do solo que mais decididamente determina o seu comportamento físico é a fração argila. Determinadas partículas de argila absorvem água e são responsáveis pelos processos de expansão e contração quando um solo absorve ou perde água. A areia e o silte são importantes na macroporosidade do solo onde, quando o solo se acha próximo à saturação, predominam fenômenos capilares. REICHARDT & TIMM (2004) destacam que o termo estrutura é usado para descrever o solo no que se refere ao arranjo, orientação, organização e à adesão das partículas menores na formação de aglomerados maiores denominados de agregados. A estrutura define também a geometria dos espaços porosos. Os principais tipos de arranjos dessas partículas são classificados segundo a forma (prismáticos, laminares, colunares, granulares e em blocos) e segundo ao tamanho, de acordo com o seu diâmetro: muito pequeno, pequeno, médio, grande e muito grande (PRADO, 1991). 1 Intemperismo: conjunto de processos devidos à ação de agentes atmosféricos e biológicos que geram a destruição física e a decomposição química dos minerais das rochas.
28 25 O solo possui poros de formas e dimensões variadas, que determinam um comportamento peculiar a cada solo. Um solo bem agregado (ou estruturado) apresenta boa quantidade de poros de tamanhos relativamente grandes. Diz-se que o solo possui alta macroporosidade, qualidade que afeta a penetração das raízes, circulação de ar (aeração) e a infiltração de água. A parte líquida do solo constitui-se de uma solução de sais minerais e componentes orgânicos, a qual preenche parte ou todos os espaços entre as partículas sólidas, e cuja concentração varia de solo para solo. Esta água é absorvida pelas raízes das plantas ou é drenada para camadas de solo mais profundas. Portanto, para se garantir uma produção vegetal adequada a água perdida ou drenada pelo solo precisa ser periodicamente reposta pela chuva ou por irrigação. A fração gasosa ocupa a parte do espaço poroso entre as partículas do solo que não está preenchida com água; é constituída de ar com composição um pouco alterada em relação ao ar atmosférico, variando ainda segundo um grande número de fatores. Em geral, a quantidade de O 2 é reduzida em comparação com o ar sobre o solo e a quantidade de CO 2 é maior. Isso decorre basicamente das atividades biológicas que ocorrem no interior do solo. As fases líquida e gasosa são complementares, isto é, a máxima presença de uma implica na ausência da outra. Sempre a porção do espaço poroso não ocupado pela fase líquida será ocupada pela fase gasosa. Portanto, a fase líquida pode estar presente nos poros do solo, de forma a preenchê-los completa ou parcialmente. No primeiro caso, o solo é dito saturado e, no segundo, não saturado. Combinadas, as fases líquida e gasosa chegam a ocupar uma grande parte do volume do solo e determinam a porosidade total do solo. Algumas relações massa-volume têm sido usadas para descrever as três frações do solo (sólida, líquida e gasosa) e suas inter-relações, e podem ser esquematizadas através da Figura 2.1.
29 26 Figura 2.1: Diagrama esquemático do solo como um sistema trifásico. Pode-se então discriminar as massas e os volumes de cada fração: t M M + s M ag = M (2.1) ar + t V V + s Vag = V (2.2) ar + onde M t é a massa total da amostra; M s é a massa das partículas sólidas; M ag é a massa da solução do solo (por ser diluída é tomada como a massa de água); M ar é a massa de gás, isto é, do ar do solo, que é desprezível em relação a M s e M ag. V t é o volume total da amostra; V s é o volume ocupado pelas partículas sólidas; V ag pela água e V ar pelos dos gases (não desprezível como no caso da massa de ar). A partir das relações apresentadas anteriormente, passa-se a algumas definições que aparecem ao longo deste trabalho.
30 2.1.3 Densidade do ( ) ρ solo Densidade dos ( ) Sólidos ρ s Define-se densidade dos sólidos ou densidade real como sendo a razão entre a massa total e o volume total dos sólidos da amostra (LIBARDI, 2000). Matematicamente, pode-se expressar esta quantidade através da relação: M s ρ s (2.3) Vs = A densidade de partículas depende fortemente da composição do solo. Como esta varia relativamente pouco de solo para solo, a densidade de partículas é praticamente a mesma para a maioria dos solos (exceção feita aos solos orgânicos). Como o quartzo é um componente encontrado em grande quantidade na maior parte dos solos, a densidade das partículas, para a maioria dos solos, gira em torno do valor da densidade de partículas para este material que é de 2,65 g/cm 3. Para a definição da densidade de sólidos, o espaço poroso entre os sólidos deve ser excluído. Quando este espaço é considerado, isto é, quando utilizamos o volume total da amostra, a densidade passa a chamar-se densidade do solo. Assim: ρ s (2.4) = M V t A densidade do solo é também conhecida como densidade global (tradução do termo inglês bulk density ) (LIBARDI, 2000).
31 2.1.4 Porosidade do ( ) ε Solo ρ ρ 28 REICHARDT & TIMM (2004) salientam ainda que a densidade do solo é um índice do grau de compactação de um solo. Como o solo é um material poroso, por compressão a mesma massa de material sólido pode ocupar um volume menor. Isto afeta a sua estrutura, o arranjo, o volume dos poros e as características de retenção de água. As formas mais comuns de quantificar a compactação são através da densidade do solo e de sua porosidade. A porosidade representa um outro índice importante para a caracterização do solo. Esta quantidade indica a fração (volume) de poros (Figura 2.2) contidos numa determinada amostra de um meio poroso, ou seja: V ag ar = t ε s s 1 (2.5) + V t V = V V t V = V V t Das equações (2.3), (2.4) e (2.5), pode-se escrever a equação da porosidade em termos das densidades de partícula e do solo, ou seja: ε V s t = s s 1 (2.6) V t V = M s M ρ ρ M s = s ρ Logicamente, a porosidade também é afetada pelo nível de compactação. Para uma dada ρ s, quanto maior ρ menor ε e vice versa.
32 29 Figura 2.2: Representação do solo como um meio poroso 2.2 RETENÇÃO DA ÁGUA NO SOLO A estrutura do solo mostra que ele é um corpo poroso, contendo poros de vários tamanhos e formas (Figura 2.2). A água ocupa os espaços porosos do solo, estando retida sob tensão; este fator depende da proporção e arranjo dos componentes granulométricos do solo. Quando a água é drenada de um solo que se encontra saturado (situação em que todos os poros do solo estão completamente preenchidos com água) o ar deve entrar a fim de substituí-la, levando o solo à condição de não saturação. Na condição em que o espaço poroso é parcialmente preenchido com água, tem-se a formação de interfaces ar-água resultantes dos processos de retenção da água pela matriz do solo. A Figura 2.3 mostra, de maneira esquemática, como a água é retida no arranjo poroso do solo após a drenagem.
33 30 Figura 2.3: Retenção da água por agregados do solo após a drenagem Basicamente, a retenção da água pelos solos é explicada através de fenômenos de capilaridade e de adsorção. A capilaridade está ligada à afinidade entre as partículas sólidas do solo e a água, havendo, porém, a necessidade de interfaces água-ar. Estas interfaces, chamadas de meniscos, apresentam uma curvatura que é tanto maior quanto menor o tamanho do poro. Esta curvatura determina o estado de energia da água e, por isso, diz-se que quanto menor o poro, mais retida a água se encontra nele. Assim, para se esvaziar um poro grande, precisa-se aplicar menor energia do que para esvaziar um poro pequeno. Como o solo possui uma variedade imensa de poros, de diferentes diâmetros, quando se modifica a energia da água do solo (por exemplo, através de uma sucção), esvaziam-se inicialmente os poros maiores. Aumentando-se ainda mais a energia da água do solo, poros cada vez menores são esvaziados. A capilaridade atua na retenção de água dos solos na faixa úmida, quando os poros se apresentam razoavelmente cheios de água. Quando um solo seca, os poros vão se esvaziando e filmes de água recobrem as partículas sólidas. Nestas condições, o fenômeno de adsorção passa a dominar a retenção de água. Muitos fatores afetam a retenção da água em um solo. O principal deles é a textura do solo, pois ela determina diretamente a área de contato entre as partículas
34 31 sólidas e a água. Determina também as proporções de poros de diferentes tamanhos que aparecem em uma amostra de solo. A estrutura afeta a retenção da água pelo solo, uma vez que ela determina o arranjo das partículas, que por sua vez irá determinar a distribuição de poros. A Figura 2.4 mostra curvas de retenção esquemáticas, para solos de textura bem distinta e solos compactados. Figura 2.4: Curvas de retenção de água por solos de diferentes tipos e condições. Como se pode perceber através da Figura 2.4 (a), solos que apresentam um alto teor de argila possuem umidade maior para uma dada sucção e a variação da curva é mais lenta, enquanto que solos mais arenosos, por possuírem poros maiores, quando submetidos a esta mesma sucção são esvaziados mais rapidamente. A Figura 2.4 (b), ilustra como a curva é afetada pela estrutura do solo, principalmente a baixas sucções. A compactação do solo faz decrescer a porosidade total e especialmente decrescer o volume dos poros entre agregados. Com a compactação, há um decréscimo dos grandes poros e aumento dos poros intermediários. Os pequenos poros permanecem, praticamente, inalterados. A água retida pelo solo pode ser medida, por uma grandeza denominada de umidade do solo, que será apresentada a seguir.
35 Umidade do Solo LIBARDI (2000) define esta grandeza como sendo o índice mais básico, quantificador de água numa dada amostra de solo e, tradicionalmente, tem sido expressa de duas maneiras: Umidade à base de peso (u) u M ag = t s (2.7) M s = M M s M Onde M t, M ag e M s foram definidos anteriormente. Umidade à base de volume (θ ) θ V ag = t s (2.8) V t = M M V ag t ρ Onde ρ ag representa a densidade da água ou solução no solo. Comumente este valor é adotado como sendo igual a 1g/cm 3, a densidade da água pura Potencial Matricial O potencial matricial se refere aos estados de energia da água devidos à sua interação com as partículas sólidas do solo. Esta interação se refere a fenômenos de capilaridade (altos valores de umidade) e de adsorção (baixos valores de umidade) e
36 33 eles conferem à água estados de energia menores do que o estado da água livre, à pressão atmosférica, onde, para este último, é atribuído o valor zero (estado padrão). Portanto, o potencial ( ) matricial Ψ m é sempre negativo. Este potencial foi também denominado potencial capilar, tensão da água no solo, sucção ou pressão negativa. O potencial matricial é determinado experimentalmente, uma vez que é difícil descrevê-lo matematicamente. Isso se deve à irregularidade dos poros, o que os tornam diferentes de um capilar contínuo. Segundo REICHARDT & TIMM (2004), em superfícies curvilíneas de interface líquido-gás, existe uma diferença de pressão entre pontos imediatamente superiores e inferiores à interface, responsável por uma série de fenômenos capilares. Esta diferença de ( ) pressão P é expressa por: σ = 2 P R (2.9) onde: σ é a tensão superficial do líquido e R é o raio de curvatura do menisco na interface líquido-gás. Esta relação, conhecida como Fórmula de Laplace, é válida para superfícies esféricas e sua dedução pode ser encontrada em, por exemplo, LIBARDI (2000) e REICHARDT & TIMM (2004). Quando um tubo capilar é imerso em uma superfície de um líquido, este ascenderá pelo tubo e formará um menisco, que é resultado do raio do tubo e do ângulo de contato entre as paredes do tubo e o líquido que o preenche (Figura 2.5).
37 capilar r, o menisco será hemisférico e o ângulo α de contato, nulo. Para α 34 Figura 2.5: Capilar imerso em água A curvatura será tanto maior quanto menor o diâmetro capilar (REICHARDT & TIMM, 2004). Se o raio de curvatura do menisco R for igual ao raio do tubo compreendido entre 0 e 90, r R = e a equação (2.9) torna-se: cosα σ cosα Ψ = = 2 P r (2.10) O ângulo de contato de um líquido sobre um sólido é geralmente constante em dadas condições físicas (REICHARDT & TIMM, 2004). O ângulo de contato para a água pura sobre superfícies planas, inorgânicas, é, geralmente, próximo de zero, o que torna cos(α) igual a 1. Da hidrostática tem-se que P ρ g h e, portanto: = ρ g = h 2 σ α cos r Com isso, num tubo capilar de vidro, o raio do tubo será:
38 35 σ = 2 r g h (2.11) ρ l Em que ρ l é a densidade do líquido, g a aceleração da gravidade e σ a tensão superficial do líquido. Na teoria capilar, h representa a altura de ascensão capilar promovida pelas forças de adesão entre as paredes do sólido e o líquido, sendo inversamente proporcional ao raio do tubo capilar (LIBARDI, 2000). Na prática, no solo, h representa a energia por unidade de peso com que a água se encontra retida no espaço poroso, ou seja, o potencial ( ) matricial Ψ m (REICHARDT & TIMM, 2004) Distribuição do tamanho dos poros: macro, meso e micro-porosidade. A determinação do tamanho e a distribuição dos poros no solo pressupõem a aceitação do modelo físico da teoria capilar como representativo do espaço poroso deste meio. A definição do tamanho dos poros faz-se pela identificação dos diâmetros cilíndricos equivalentes, normalmente estimados a partir da drenagem da água pela aplicação de tensões capilares em amostras saturadas, pelo método denominado dessorção de água. O método consiste na drenagem, por etapas, de uma amostra de solo embebida em água até a saturação, através da aplicação de tensões específicas para drenar um volume de água contido nos poros de diâmetro equivalente, dado pela equação Pelas etapas sucessivas do ensaio, pode-se determinar a distribuição do tamanho de poros da amostra. Pelo modelo proposto, CHILDS (1940) e GARDNER (1956) pressupõem que os poros maiores são os primeiros a serem drenados, seguidos por poros sucessivamente menores.
39 36 No estudo da distribuição de poros, LIBARDI (2000), refere-se ao tamanho do poro como o diâmetro da maior esfera inscrita no interior do espaço ocupado pelo poro, e é por este motivo que os poros do solo são classificados em termos de diâmetro de poro. Assim, de acordo com a equação (2.11), a submissão de uma amostra saturada a uma determinada tensão de sucção, provoca drenagem dos poros de diâmetro ( ) equivalente d p igual a: d p 4 σ = 2 r = (2.12) g m Ψ ρ Segundo KOOREVAAR et al (1983) os poros do solo são classificados, empiricamente, em três grupos: a) Macroporos poros com diâmetro maior do que 100 µm. São responsáveis pela aeração e escoamento da água no solo; b) Mesoporos poros com diâmetro entre 30 e 100 µm. São responsáveis pela distribuição da água no espaço poroso e; c) Microporos poros com diâmetro menor do que 30 µm. São responsáveis pela retenção da água no solo. Estes poros são chamados de poros capilares Curva Característica de Umidade O ensaio de retenção da água no solo consiste em calcular a umidade através do registro de peso da amostra, depois de constatado o equilíbrio hidrostático entre a água retida nos poros do solo e a tensão de sucção, usando a equação 2.8. Da aplicação de diferentes tensões numa mesma amostra, obtém-se a umidade equivalente a cada sucção, o que permite a elaboração da curva
40 37 característica de umidade do solo ou simplesmente curva de retenção (REICHARDT & TIMM, 2004). Esta curva relaciona a energia potencial Ψ matricial m, representada pelas tensões de sucções empregadas, ao conteúdo de água que permanece no solo após a aplicação desta sucção. A Figura 2.6 ilustra o procedimento de medida da umidade da amostra através do funil de Haines (funil munido de uma placa porosa na parte inferior de seu corpo adaptado a uma haste flexível). Em (a) tem-se a saturação da amostra de solo, onde deve ser garantido o mais perfeito contato entre a amostra e a placa; em (b) há a aplicação da tensão de sucção h desejada para drenar poros de diâmetro equivalente (de acordo com a equação 2.14) do conjunto amostra + placa porosa. Figura 2.6: Esquema ilustrativo do Funil de Haines ensaio de dessorção de água
41 38 Apenas pontos de baixa tensão da curva são determinados por este procedimento, tendo em vista limitações operacionais (por exemplo, estabelecer sucções superiores a 1 metro de coluna de água). No entanto, estas sucções, em determinados tipos de solos, são capazes de drenar grande parte da água retida nos macroporos do solo. As curvas de retenção da água são construídas a partir da determinação de uma coleção de pares de umidade do solo correspondente a dado potencial matricial aplicado. Comumente, estas curvas são ajustadas utilizando-se o modelo de van Genuchten (VAN GENUCHTEN, 1980) representado pela seguinte equação: θ θ = r + θ 1 s ) ( n θ [ ] m r (2.13) ( ) α + Ψ θ onde: é a umidade do solo no potencial θ Ψ, s é a umidade de saturação da amostra (cm 3 /cm 3 θ ), r é a umidade residual (cm 3 /cm 3 Ψ ), é a sucção aplicada (cm de água); α, m e n são parâmetros de ajuste do modelo. Em geral vale a relação: 1 = m 1 para n 1 (2.14) n A equação (2.13) contém 4 parâmetros independentes r, θ s, α e n). Em (θ geral, são estimados r e θ s ) e ajustados (α e n) com base nos valores obtidos e (θ observados para a curva de retenção. Existem vários softwares computacionais utilizados para este ajuste, como por exemplo, o RETC (RETention Curve), do Salinity Laboratory, USDA (VAN GENUCHTEN et al., 1991). Um exemplo da curva obtida através deste software é apresentado na Figura (2.7).
42 39 Figura 2.7: Curva de retenção obtida para uma amostra de areia segundo o modelo de van Genuchten (obtida no RETC do Soil Salinity Laboratory). A curva de retenção, como salientado anteriormente, relaciona a quantidade de solução no solo em equilíbrio com a tensão aplicada. É oportuno mostrar que uma vez obtida a curva de retenção, pode-se estimar a partir dela e da equação (2.10), a distribuição do tamanho dos poros no solo. A fim de facilitar a interpretação é conveniente elaborar uma curva diferencial da curva de retenção, ou seja, um gráfico m versus Ψ m. Em dθ/dψ JURY et al. (1991), a relação m é definida como Função de Capacidade dθ/dψ de Água, a qual expressa a variação da umidade (θ) em relação à variação de potencial matricial m ) e é dada pela equação: (Ψ dθ d m s r m n α 1 )( ( ) ( n ) )( 1 m ] [ θ = θ 1 m Ψ + n 1 m (2.15) Ψ α + Ψ ( ) Que para 1 1 = m, se torna: n
43 40 d θ Ψ d m α = s r n 1 )( )( ) ( 1 θ θ 1 α + m ) Ψ ( [ ] n n 2 Ψ m n 1 (2.16) A Figura 2.8 representa uma curva de retenção de um dado solo e a Figura 2.9, a curva diferencial dela oriunda. Figura 2.8: Curva de retenção de um solo Figura 2.9: Curva diferencial da curva de retenção do solo da Figura 2.8.
44 41 Para se entender o significado da curva diferencial, imaginemos que o esvaziamento de poros de raio maior do que r 1 ocorre quando se aplica uma sucção equivalente à Ψ 1. E que pela aplicação de uma sucção maior Ψ 2 sejam esvaziados poros de raios maiores do que r 2. Quando se analisa o efeito da variação de sucção Ψ 2 = Ψ Ψ 1, pode-se imaginar que os poros entre r 2 e r 1 (r 1 > r 2 ) foram esvaziados Com isso, o volume de água extraído do solo com a variação da tensão de Ψ 1 para Ψ 2, o qual é obtido pela diferença de umidades θ 2 -θ 1, é igual ao volume de poros de raio menor do que r 1 e maior do que r 2 esvaziados na amostra. Com base nestas considerações, percebe-se que, para uma mesma variação de Ψ 2 -Ψ 1, quanto maior for θ 1 -θ 2, maior é o número de poros existentes no solo com raios entre r 1 e r 2, ou seja, pode-se obter, a partir da curva de retenção, a distribuição do tamanho de poros da estrutura (LIBARDI, 2000) Interpretação Gráfica e Significado Físico dos Parâmetros Como mencionado anteriormente, o modelo de van Genuchten contém, após a restrição de que 1 1 = m, quatro parâmetros independentes, θ denominados r θ, s, n e n. O valor para o conteúdo de umidade volumétrica na saturação é, em teoria, α igual a porosidade (ε) do solo e é determinada experimentalmente, observando-se a saturação da amostra. É este valor que é tomado como estimativa inicial para θ s. Para se estimar os parâmetros α e n, escolhe-se P como sendo o ponto médio entre θ r e θ s na curva característica, tal como apresentado na (Figura 2.10). A partir da equação de van Genuchten (2.13) tem-se que no ponto P, α é representado através da equação: n 1 n 1 = 2 1 P 1 n α (2.17) Ψ
45 42 Para n suficientemente grande, m se aproxima de 1 e α é aproximadamente igual ao valor inverso de Ψ P. Figura 2.10: Curva de Retenção da água baseado na equação de van Genuchten. Finalmente, o parâmetro n pode ser obtido através da diferenciação da equação de van Genuchten e substituindo o valor encontrado na equação dθ dθ (2.17), o que nos fornece Ψ a relação entre d e n. dψ Ψ Ψ dθ d = m θ 1 s θ m r ) ( Θ Θ 1 1 m (2.18) Ψ onde Θ é definido por: r θ θ s r = Θ θ θ
46 43 Cálculos adicionais apresentados em VAN GENUCHTEN (1980) resultam na seguinte equação para n: n = e 0.8 SP ) ( ) ( S S S P P P 1 0 S P S P 1 1 ) ( (2.19) onde S P é a inclinação da curva no ponto P, definido por: S p = s 1 r d dθ log Ψ ( ) (2.20) θ θ A tabela 2.1 apresenta os valores médio, mínimo e máximo para os parâmetros do modelo de van Genuchten para cinco classes texturais de acordo com a classificação Belga, onde na tabela, N é o número de observações para o cálculo da média apresentada (HARTMANN, 2001)
47 44 Classe Textural N Médio Mínimo Máximo Argiloso 10 θ s θ r α n Franco 33 θ s θ r α n Franco Arenoso 55 θ s θ r α n Areia Franca 10 θ s θ r α n Areia 62 θ s θ r α n Tabela 2.1: Valores médio, mínimo e máximo para os parâmetros de van Genuchten (HARTMANN, 2001).
48 45 A Figura 2.11 representa, de maneira esquemática, o triângulo de classificação textural, o qual é utilizado para designar o solo de acordo com as porcentagens de areia, silte e argila presentes no mesmo. Figura 2.11: Triângulo de classificação textural (REICHARDT & TIMM, 2004) 2.3 GEOMETRIA FRACTAL Para melhor entendimento das características da Geometria Fractal, comecemos por analisar resumidamente aquilo em que esta se opõe à Geometria Tradicional ou Euclidiana. A Geometria Fractal, diferentemente da Euclidiana, admite a existência de dimensões fracionárias. Pode-se dizer que muitos objetos naturais têm uma representação não adequada quando analisada com os instrumentos da geometria Euclidiana. Na geometria euclidiana, objetos são classificados como: adimensionais (ponto), unidimensionais (linha), bidimensionais (superfície plana) ou tridimensionais (sólido). A teoria dos fractais, admite-se dimensões fracionárias, ou seja, um objeto pode admitir dimensões: < 0 < D 1, significando que é mais que um
49 46 ponto e menos do que uma linha; 1 < D < 2 é mais que uma linha, mas não chega a preencher todo o plano; 2 < D < 3 é mais que um plano, mas não chega a preencher completamente um volume (Figura 2.12). Geometria Euclidiana Geometria Fractal D = 0 D f = 0,63 D = 1 D f = 1,26 D = 2 D f = 1,893 D = 3 D f = 2,723 Figura 2.12: Exemplos de objetos comparativos entre a geometria euclidiana e fractal.
50 47 Um outro aspecto importante está relacionado com o fato de que a Geometria Fractal se adapta bem à representação de objetos naturais. Assim, ao contrário dos objetos criados pelo homem, que são caracterizados por possuírem linhas e ângulos retos, círculos perfeitos, etc., os objetos naturais (Figura 2.13) estão repletos de irregularidades, assimetrias e imperfeições, fatores estes que são levados em consideração na Geometria Fractal. Figura 2.13: Exemplos de fractais naturais Conceitos associados a objetos fractais e números que dessem a idéia do que mais tarde ficou conhecido como dimensão fractal foram inicialmente apresentadas por Mandelbrot em seu artigo intitulado How Long is the Coast of Britain? (1967). Neste artigo o autor expõe um problema complexo e que permite discernir o que é um fractal, através do desafio de calcular o quão extenso é o contorno da costa da Grã-Bretanha e chega à conclusão de que a resposta não é tão simples quanto se imagina. Principalmente, Mandelbrot percebe que o comprimento é função da escala ou nível de definição da figura utilizada na medição (Figura 2.14).
51 48 Figura 2.14: Influência da régua na medida do comprimento da linha costeira. A utilização de réguas de diferentes tamanhos na medição do comprimento de uma costa conduz a resultados diferentes, ou seja, quanto menor a régua em que se faz a medição, maior (para um mesmo nível de detalhes) é o valor obtido para o comprimento. Isto se deve ao fato de que a linha costeira é muito irregular, de forma que uma régua muito grande não consegue levar em conta estas irregularidades. A partir da realização deste artigo, Mandelbrot apresenta e define os conceitos de dimensão fractal e auto-similaridade estatística. As curvas fractais são consideradas auto-semelhantes, pois as suas propriedades são as mesmas em qualquer nível de detalhe, ou seja, o fractal é similar a uma de suas partes, por menor que ela seja. De maneira geral, pode-se dizer que a dimensão de uma curva fractal é um número que caracteriza a maneira na qual a medida do comprimento entre dois pontos aumenta à medida em que a escala diminui. A dimensão fractal D é definida pela relação: Ou ainda: N r K r (2.21a) = ( ) D ) ln N r ( = D (2.21b) ln r ( )
52 49 onde: N(r) é um número cumulativo de objetos de tamanho r, k é uma constante igual a N(r) para r=1 e D é a dimensão fractal. No caso de um objeto fractal, um gráfico de ln (r) contra ln N(r) é uma reta, cujo coeficiente angular representa o negativo do valor da dimensão fractal do objeto analisado. Para a determinação da dimensão fractal de um objeto, uma técnica largamente utilizada e de fácil implementação é a do Box Counting. A técnica consiste em contar o número N(r) de réguas de comprimento r para cobrir uma determinada curva fractal, ou o número de caixas para cobrir uma certa área ou ainda, o número de cubos para preencher um determinado espaço tridimensional. Em Física de Solos, são encontradas várias aplicações envolvendo a dimensão fractal (GIMÉNEZ et al., 1997a,b; ANDERSON et al., 1996; TYLER & WHEATCRAFT, 1992; ARYA & PARIS, 1981). No caso deste trabalho, estamos interessados particularmente em duas definições de dimensão fractal, que são a dimensão fractal de fracionamento D f (ARYA & PARIS, 1981; GARDNER, 1956; TYLER & WHEATCRAFT, 1992) e de porosidade D v (GIMÉNEZ et al., 1997c; ANDERSON et al., 1996) Dimensão Fractal de Porosidade A dimensão fractal de porosidade D v, associada ao espaço poroso do solo, é usada para descrever a heterogeneidade e a capacidade de preenchimento de um objeto em relação ao todo, a seção transversal ou longitudinal (espaço bidimensional) de um espaço poroso. Esta dimensão fractal é utilizada para a caracterização de espaços porosos como os do solo (GIMÉNEZ et al., 1997c; ANDERSON et al., 1996). Para uma seção porosa, o valor D v esperado é menor que a dimensão de embebimento que, no caso de uma seção bidimensional, tem valor igual a 2.
53 Dimensão Fractal de Fracionamento Ao ser desestruturado ( quebrado ), o solo se fraciona em um conjunto de agregados de solo. Como definido anteriormente, agregados são unidades menores de solo que, quando unidos formam a estrutura do solo. Segundo ARYA & PARIS (1981), GARDNER (1956) e TYLER & WHEATCRAFT (1992), o conjunto formado pela desestruturação possui característica fractal. Neste caso, o número de ( ) agregados N r de uma determinada classe r pode ser escrita através de uma equação do tipo: N r D K r (2.22) = ( ) f onde D f é a dimensão fractal de fracionamento. De acordo com GIMÉNEZ et al. (1997c), a dimensão fractal de fracionamento (D f ) pode variar de 1 a 5. Na maioria da análise de solos, a equação (2.22) não pode ser diretamente aplicada, pois não é prático contar o número de agregados, cujo tamanho varia entre limites superiores e inferiores definidos pelos diâmetros das partículas. É considerado mais apropriado investigar a distribuição de tamanhos dos agregados expresso em termos de massa, a qual pode ser facilmente obtida (TYLER & WHEATCRAFT, 1992; PERFECT et al., 1992). O número de objetos considerados esféricos de tamanho característico (raio, por exemplo) ( ) r, N r', é dado por: N r' ( ) ) 6 M ( r' (2.23) = 3 r ρ p π ( ) onde M r' é a massa total de partículas de tamanho r, ρ e p é a densidade das partículas que compõem o solo. Segue que:
54 51 r ' max r' min N r' N r (2.24) ) ( ) = ( Substituindo-se (2.22) e (2.23) na equação (2.24), obtém-se: r r' 1 6 M r' 3 r k = r D ( ) f (2.25) π ρ = O modelo de massa fractal é aplicado para descrever a distribuição do tamanho de partículas do solo. Portanto, um conjunto de massas M (r ) define um valor de D f. Ou de maneira diversa, um conjunto M (r ), quando reunido, forma um solo ao qual associa-se uma dimensão fractal de fracionamento D f.
55 52 CAPÍTULO 3 3. MATERIAIS E MÉTODOS 3.1 SISTEMA UTILIZADO PARA A DETERMINAÇÃO DA CURVA DE RETENÇÃO A fim de se determinar a curva de retenção para amostras de diferentes estruturas e estados de agregação próximas da condição de saturação, foi desenvolvido um sistema, idealizado a partir da modificação da idéia de um funil de placa porosa. Tal sistema consiste de um funil preenchido com areia, onde na extremidade inferior do funil conectou-se uma mangueira flexível como mostrado na Figura 3.1. Pelo abaixamento da mangueira em relação à superfície da areia, é possível produzir-se uma sucção na amostra de solo. Esta sucção remove água da amostra até que uma nova condição de equilíbrio, para a sucção aplicada, seja estabelecida. Nesta nova condição, de acordo com a equação (3.1) poros maiores que r são esvaziados: 2 r (3.1) O que diferencia este sistema do original é a substituição da placa porosa, presente no Funil de Haines, por areia de granulometria menor do que 106 µm. Esta granulometria foi escolhida, pois se mostrou adequada para suportar pressões da ordem de 1,5m de água (cerca 95 kpa).
56 53 Figura 3.1: Funil de Haines Modificado A fim de evitar-se a perda de areia do sistema, utilizou-se papel de filtro para a vedação da extremidade inferior do funil. O sistema desenvolvido permitiu a investigação detalhada da curva de retenção para sucções de até 1,2m de água (cerca de 75 kpa), o que equivale ao esvaziamento de poros de até 0,0122 mm de raio. Nesta faixa de sucções obtém-se informações sobre a macroporosidade do solo estudado. Foram levantadas curvas características para agregados de solos e também de amostras de solos arenosos, e os dados obtidos foram utilizados para a construção das curvas de retenção.
57 PREPARAÇÃO DAS AMOSTRAS Os ensaios para a observação da curva de retenção foram realizados no Laboratório de Física Aplicada a Solos e Ciências Ambientais (FASCA), do DEFIS/UEPG. Foram realizados experimentos envolvendo combinações de solos arenosos da região de Ponta Grossa e agregados de solos argilosos, provenientes da região de Piracicaba São Paulo Preparação das Amostras de Solo Arenoso Para a investigação das modificações produzidas na curva de retenção devido à estrutura porosa das amostras, foram reconstruídas amostras de solo arenoso com determinadas características de distribuição de partículas. Para isto, utilizou-se a equação (3.2), onde os valores de D f escolhidos foram: 2; 2,25; 2,5; 2,75; e 3. N r D K r (3.2) = ( ) f Para a reconstrução das amostras foram utilizadas partículas de areia de tamanhos característicos "r i " iguais a: 0,159 (0,212 0,106); 0,256 (0,3 0,212); 0,400 (0,5 0,3); 1,38 (1,76 1); e 1,50 (2 1) mm, as quais foram obtidas através de peneiramento. De acordo com a equação (3.2), um solo cuja dimensão fractal de fracionamento é D f, possui um número de agregados ou partículas de tamanho característico r i dado por: N D ( ) f (3.3) r i kr i =
58 55 Se os N(r i ) forem somados sobre todas as classes de partículas ou agregados que compõem o solo, temos que: N (3.4) i N (r = i) t onde N t é o número total de partículas ou agregados nos quais uma amostra de solo se fragmenta. De acordo com o que foi apresentado, o valor de k para uma dada distribuição de partículas é, dado por: N k (3.5) = t D f ri i Em termos deste valor de k a equação (3.3) fica dada por: N N t D r f i r = ( ) (3.6) Df ri i Ou ainda, podemos escrever: N ( ri = ) N t r D f D f ri i (3.7) O valor de N(r i) N t na equação 3.7 representa a porcentagem de aparecimento de partículas de um tamanho característico "r i " em dada amostra de solo. Portanto, em uma amostra cuja massa é "M", a massa "M(r i )" (de partículas cujo tamanho característico é r i ) é dada por:
59 56 = f r M ( ri ) D f r M (3.8) i D i Para compor uma amostra, as partículas de areia foram misturadas em proporções "M i /M" fornecidas pela equação 3.8. A mistura foi acondicionada homogeneamente em recipientes cilíndricos de 1,85 2,35 cm de raio e 4 5 cm de altura dando origem às amostras de solo arenoso. Para evitar qualquer perda de amostra, tapou-se o fundo dos recipientes com papel de filtro Separação de Agregados de Solo Argiloso Os solos utilizados para a determinação da curva característica de umidade, foram separados de uma amostra de solo denominado Bw 2, da região de Piracicaba São Paulo e se encontravam a uma profundidade entre cm. Foram investigados agregados de solo de diferentes tamanhos, desde 2 até 7 cm de diâmetro aproximado (Figura 3.2). Figura 3.2: Imagem dos agregados utilizados no estudo de retenção de umidade As quantidades relativas às três frações areia, silte e argila obtidas através da análise granulométrica deste solo são apresentadas em BRINATTI (2001). No
60 57 trabalho, o método de Rietveld foi utilizado nesta análise por ter como característica a possibilidade de efetuar a quantificação das fases presentes em uma amostra de solo (Figuras 3.3a e 3.3b). Na figura 3.3a apresenta-se a porcentagem em massa de cada mineral presente na amostra e na figura 3.3b as porcentagens de areia, silte e argila da amostra de solo quartzo gibbsita anatásio ilmenita hematita goethita magnetita caulinita nacrita haloisita Figura 3.3a: Distribuição em barras da totalização da massa em porcentagem para cada mineral pelo MR pelo lote TRX (Terra Roxa) no horizonte Bw 2 (BRINATTI, 2001). areia 33.3 % Argila 44,7% Silte 22% Figura 3.3b: Análise textural do solo utilizado (BRINATTI, 2001)
61 DETERMINAÇÃO DA DENSIDADE DOS AGREGADOS DO SOLO Bw 2 O volume dos agregados foi determinado através do método denominado de Sand Replacement Method, descrito em Colorado Procedure (disponível: field%20materials%20manual/cp%2022.pdf.) Para empregar esta técnica utiliza-se uma areia com granulometria variando entre µm de diâmetro e com densidade conhecida. Para a determinação da densidade da areia, os seguintes passos foram realizados: a) Determina-se o volume do recipiente a ser utilizado no método determina-se primeiramente a massa do recipiente vazio e, em seguida a massa do mesmo completamente preenchido com água. Uma vez que a densidade da água é 1,00 g cm - ³, a massa de água necessária para o preenchimento do recipiente é igual ao volume do recipiente; b) Determina-se a densidade da areia através da medição da massa de areia utilizada para preencher o mesmo; c) De posse dos dados obtidos nos itens a e b, o quociente entre a massa de areia suficiente para preencher o recipiente e o volume do recipiente fornece a densidade da areia utilizada no método. d) Os resultados obtidos são apresentados a seguir: Volume do recipiente ( cm³ ) 120,40 120,96 120,95 121,97 121,36 120,70 120,71 122,48 121,62 121,22 121,69 121,70 122,24 121,72 122,69 122,57 122,54 122,58 121,73 121,97 V ± ) 3 121,69 0,02 = σ cm = 0,70 (
62 Portanto, para o método utilizou-se areia de densidade igual a ρ = (1,58 ± 59 Massa de areia para preencher o recipiente ( g ) 192,16 192,55 192,94 191,31 192,84 M 192,36 0, 01)g = 0,66 = (1,5807 0,0003) g cm - ³ ± ρ σ = ± ( 0,0003) g cm - ³. maneira: Para a medição da densidade de agregados de solo, procedeu-se da seguinte a) Determinou-se a densidade da areia, conforme descrito anteriormente; b) Com o auxílio de uma balança, determinou-se a massa do agregado a ser analisado; c) Preencheu-se parcialmente o recipiente (cujo volume foi determinado anteriormente) com a areia de densidade conhecida; d) Acomodou-se o agregado sobre a areia contida no recipiente; e) Completou-se o preenchimento do recipiente com a areia selecionada; f) Determinou-se a massa total M 1 do conjunto (massa do recipiente + massa de areia + massa do agregado); g) Pela diferença entre a massa M 1 e a massa recipiente + massa do agregado, determinou-se a nova massa M 2 de areia para preencher o recipiente com o agregado em seu interior; h) Repetiu-se o procedimento do item (c) ao (g) cerca de dez vezes a fim de obtermos um valor médio para a nova massa M 2 de areia; i) Com o valor de M 2 e da densidade da areia areia ), pode-se calcular o (ρ novo volume ocupado pela areia quando o agregado encontra-se em seu interior V M 2 2 = ; areia ρ j) O volume do agregado pode, finalmente, ser obtido pela diferença entre o volume do recipiente e o obtido no item (i).
63 DETERMINAÇÃO DA DISTRIBUIÇÃO DE AGREGADOS A metodologia utilizada para a determinação da distribuição de agregados do solo consiste em separar o solo nos diferentes agregados que o compõem (disponível em: Isto é conseguido através do peneiramento do solo em água, utilizando um conjunto de peneiras de tamanhos apropriados. a) Os agregados maiores são quebrados cuidadosamente e submetidos a um processo de peneiramento utilizando peneira de malha entre 8 e 10 milímetros de diâmetro; b) Em seguida o solo é seco, pesado e colocado no conjunto de peneiras destinados ao experimento; c) O conjunto de peneiras é então submergido em água durante 10 minutos. Em seguida, o conjunto é movido para cima e para baixo na taxa de 30 vezes por minuto, durante 10 minutos. d) Após este período, o conjunto é removido do reservatório e é permitido que a água drene através das peneiras. Os tamanhos das malhas e o número de peneiras no conjunto podem variar segundo a finalidade do estudo. e) Para coletar os microagregados, passa-se a água utilizada no experimento em uma peneira de malha de 0,053 mm, sendo que as partículas que passam através desta malha são partículas de argila e não são consideradas agregados. f) O solo coletado nas peneiras é então submetido à secagem e pesado a fim de se determinar a porcentagem de aparecimento de cada tamanho de agregado. A análise de distribuição de agregados foi realizada para as amostras de solo da região de Piracicaba São Paulo, empregando-se esta técnica na qual se fez
64 61 uso de um conjunto constituído por 8 peneiras de malhas: 3,35mm; 2 mm; 1mm; 0,5mm; 300 µm; 212µm; 106 µm e 53 µm. 3.5 DETERMINAÇÃO DA DENSIDADE, UMIDADE E POROSIDADE DAS AMOSTRAS DE SOLO ARENOSO A densidade global das amostras do solo arenoso foi determinada utilizandose a equação (2.4) e suas umidades utilizando a equação (2.8), definidas, respectivamente, nas seções e A porosidade das amostras foi considerada como sendo a umidade de saturação das mesmas. 3.6 DETERMINAÇÃO DA CURVA DE RETENÇÃO Para o início dos experimentos de determinação das curvas de retenção da água no solo, as amostras foram saturadas, pouco a pouco, pelo processo de ascensão capilar. Neste processo, as amostras de solo são colocadas em uma bandeja, com uma quantidade de água suficiente para atingir metade da altura das amostras. Por capilaridade a água inicia a saturação, de baixo para cima, dos espaços porosos da amostra. Após cerca de 1 hora, acrescenta-se água à bandeja para que cerca de dois terços da altura das amostras seja atingido. Espera-se mais 1 hora e, finalmente, acrescenta-se água para que as amostras sejam submersas completamente. O processo é feito lentamente, para que não sejam aprisionadas bolhas de ar no interior das amostras. Tais bolhas, além de prevenir que as amostras sejam completamente saturadas, podem promover rupturas em seus espaços porosos.
65 62 A determinação de cada ponto da curva de retenção (um par potencial matricial e umidade volumétrica equivalente (Ψ, θ)) foi obtido da maneira que segue: a) Inicialmente a amostra foi saturada; b) A amostra saturada foi colocada em contato com a areia do funil de Haines modificado; c) Baixou-se o tubo flexível do funil até uma posição desejada; d) Esperou-se o equilíbrio da amostra na nova situação do item (c); e) Pesou-se a amostra úmida na nova situação adquirida pela aplicação da sucção na amostra; f) Repetiu-se o procedimento descrito nos itens (a) ao (e), baixando-se o tubo flexível a cada resaturação da amostra. As curvas de retenção das amostras foram obtidas variando-se a sucção aplicada nas amostras de 10 em 10cm de água, desde 0 até cerca de 1,2m de água (sucções entre 0 Pa e 75 kpa, aproximadamente). As amostras de solos arenosos, como mencionado anteriormente, foram acondicionadas em cilindros de PVC. Já as do solo da região de Piracicaba, foram envolvidas por gaze para que, desta forma não ocorresse sua desagregação ou ruptura. A fim de se de se evitar a evaporação da água amostras, os funis foram cobertos com plásticos durante o levantamento das curvas de retenção. Em média, cada ponto da curva de retenção foi obtido em um intervalo de tempo de 24h. Constatou-se, através de alguns testes, que esse foi o tempo necessário para o equilíbrio da água das amostras com a sucção aplicada.
66 AJUSTE DAS CURVAS O ajuste das curvas de retenção de água pelo solo foi feito utilizando-se o RETC - "Retention Curve", versão 6.0, do "Soil Salinity Laboratory" (VAN GENUCHTEN et al., 1991). Neste programa computacional, introduzem-se os pares (Ψ, θ) experimentalmente obtidos, e pelo processo dos mínimos quadrados encontra-se a curva que melhor se ajusta a estes pontos. A curva utilizada pelo programa é a de van Genuchten, apresentada na equação (2.13), onde fixa-se m 1 1/ n. = 3.8 SOFTWARE PARA A SIMULAÇÃO DOS ESPAÇOS POROSOS O modelo Booleano, pelo posicionamento espacial de zeros e uns (0 e 1), foi utilizado na criação de espaços porosos. Nos espaços porosos simulados, aglomerados de zeros representam poros, enquanto que aglomerados de uns representam a junção de partículas (agregados). O programa computacional realiza o que se denomina de simulação condicionada. Neste tipo de simulação, o processo é interrompido quando o espaço poroso simulado atende a características pré-definidas. São elas: a classe de dimensões dos agregados (conjunto de tamanho de agregados), distribuição dos agregados (porcentagem do aparecimento de um agregado em relação ao todo) e a porosidade. Na Figura 3.4, tem-se a representação de um espaço poroso simples, gerado pelo sistema e a matriz ordenada de zeros e uns, correspondente à imagem simulada.
67 Figura 3.4: Resultado da simulação de um espaço simplificado, cuja porosidade é de 80%; representação da matriz de zeros e uns correspondente ao espaço poroso simulado. Para a simulação dos espaços porosos, foi utilizado o pacote GSLIB da Stanford University (DEUTSCH, C. V. & JOURNEL, A. G., 1998). Um dos programas computacionais incluso no pacote é o ELLIPSIM, cuja função é a deposição randômica de esferas ou elipsóides em um determinado volume. Uma seção transversal deste volume constitui o espaço poroso de análise (simulado). O software é alimentado com as seguintes informações: a) O raio das esferas (agregados) a serem distribuídas; b) A porcentagem em que cada tamanho de agregado aparece na matriz ) m r ( i (eq. 3.8); m c) O volume (em pixels) da matriz; d) O preenchimento (por exemplo, um preenchimento de 90% leva a uma porosidade de 10%); e) A semente randômica (que é um número que define o início do processo de deposição); f) O número de realizações (quantas simulações devem ser geradas).
68 65 No quadro abaixo se tem a esquematização dos parâmetros iniciais para a geração das simulações, conforme é apresentado no ELLIPSIM. Parameters for ELLIPSIM *********************** START OF PARAMETERS: C1D12A1a.out \file for output realizations 1 \number of realizations \nx,xmn,xsiz \ny,ymn,ysiz \nz,zmn,zsiz \random number seed 0.78 \target proportion (in ellipsoids) \radius[1,2,3],angle[1,2,3],weight \radius[1,2,3],angle[1,2,3],weight \radius[1,2,3],angle[1,2,3],weight \radius[1,2,3],angle[1,2,3],weight \radius[1,2,3],angle[1,2,3],weight Classes (tamanhos de agregados) Utilizadas nas Simulações A escolha das classes de agregados utilizadas nas simulações teve como base as combinações das amostras de solo arenoso utilizadas no estudo de retenção de água. Desta maneira, os diâmetros médios utilizados para a simulação correspondem aos tamanhos: 0,106; 0,256; 0,4; 1,38 e 1,5 mm, os mesmos utilizados para a reconstrução experimental das amostras de solos arenosos. As diferentes dimensões fractais de fracionamento alteram os parâmetros correspondentes à porcentagem do aparecimento de cada classe no espaço poroso simulado. Para os solos arenosos, a porosidade escolhida para as imagens simuladas foi a obtida experimentalmente. Para cada dimensão fractal escolhida, foram feitas 5 realizações de simulação, sendo que para cada realização mudou-se o valor da semente randômica utilizada.
69 66 Para os agregados do solo Bw 2, foi utilizada a distribuição de partículas m i /m obtida experimentalmente, para as diferentes classes de tamanhos de partículas que compõem os agregados Cálculo da Dimensão Fractal Associada ao Espaço Poroso (D v ) Depois de simular as estruturas, efetuou-se o cálculo da dimensão fractal D v associada ao espaço poroso simulado. O método utilizado neste estudo foi o do Box Counting (Figura 3.5) e para isso, fez-se uso do software Fractal Dimension, da Bar Iian University (http://ory.ph.biu.ac.il/sep). O tamanho das caixas utilizadas variou de 1 à 50. No entanto, para o cálculo de D v, foi considerado apenas valores de tamanho de caixa compreendidos entre 8 e 15, devido ao fato de fornecerem um comportamento linear ( ) entre N r ln e r (GIMÉNEZ et al., 1997a) (Figura3.5). [ ] Figura 3.5: Resultado obtido na análise da dimensão fractal de um espaço pelo método Box Counting.
70 Determinação das Curvas de Retenção para as Imagens Simuladas Para a simulação das curvas de retenção a partir das imagens obtidas pelas simulações geradas pelo ELLIPSIM, foi desenvolvido um programa computacional, em plataforma IDLDE, para a contagem de poros de determinado tamanho característico. O programa foi desenvolvido para fornecer um histograma do número de poros por área dos poros presentes na imagem. Um exemplo típico de tal histograma é apresentado na Figura 3.6. Figura 3.6: Histograma típico da distribuição do número de poros de determinada área. A(r) representa a área de um poro circular de raio r e N(A(r)) o número de poros com área A(r). A(r min ) e A(r máx ) representam, respectivamente, as áreas do menor e do maior poro presentes na amostra. De acordo com a equação (3.1), uma dada sucção "Ψ" é necessária para esvaziar um poro de raio característico "r (Ψ)", dado por:
71 68 2σ cosα = Ψ Ψ r ( ) g (3.9) ρ l onde σ é a tensão superficial da água, cosα para o caso da água é igual a 1, ρ l é a densidade da água e g a aceleração gravitacional. Neste caso, e assumindo um poro circular, a área do poro que é esvaziada pela aplicação de uma sucção "Ψ" é dada por: = Ψ A π (3.10) ( ) r ( ) 2 Ψ Então, para esvaziar-se os poros de áreas entre A(r máx ) e A(r), de acordo com a equação 3.9, é necessário a aplicação de uma sucção dada por: Ψ = 2 cos σ α g r Ψ ( ) ρ l (3.11) Se imaginarmos uma amostra saturada inicialmente, a umidade presente nos poros da amostra será proporcional à área de todos os poros da amostra, ou seja: θ rmin s (r) r máx A (3.12) Ao aplicar-se uma sucção Ψ, a umidade "θ ret " que é retirada da amostra pode ser escrita como: θ ret r(h) r máx A (r) (3.13) Portanto, a umidade remanescente "θ rem " na amostra é dada por:
72 69 θ rem = θ s rmin r(h) θ - ret A(r) - A(r) (3.14) r r máx máx Com esta informação foi possível reconstruir-se a curva de retenção das amostras simuladas computacionalmente. No caso, um gráfico de Ψ contra θ rem.
73 70 CAPÍTULO 4 4. RESULTADOS E DISCUSSÃO 4.1 RESULTADOS Amostras de Solo Arenoso: Constituídas com uma única classe de partículas Inicialmente, para o teste do funcionamento dos funis desenvolvidos, foram utilizadas amostras de solo arenoso, constituídas com um único tipo de tamanho de partículas. As características físicas, bem como o tamanho das partículas utilizadas na reconstrução das amostras, são apresentadas na Figura 4.1 e na tabela Densidade (g/cm 3 ) Porosidade Densidade Porosidade Diâmetro médio das partículas (mm) Figura 4.1: Características físicas das amostras constituídas por tamanho único de partículas
74 71 D médio (mm) 0,159 0,256 0,40 0,75 1,5 ρ (g/cm 3 ) ± 1,5488 0,0005 ± 1,4933 0,0004 ± 1,5418 0,0004 ± 1,5184 0,0005 ± 1,5058 0,0002 ε 0,45 ± 0,02 0,43 ± 0,02 0,43 ± 0,02 0,42 ± 0,02 0,42 ± 0,02 Tabela 4.1: Valores obtidos para amostras com um único tipo de partícula A Figura 4.2 e a tabela 4.2 apresentam as curvas de retenção para as amostras de solo arenoso investigadas e os valores dos parâmetros (θ empíricos s θ, r α, e n) obtidos no ajuste através do modelo de van Genuchten. As barras de erro apresentadas em todo este trabalho correspondem ao desvio padrão associado à média de 5 (cinco) resultados de medida. 1.2 Umidade Volumétrica Relativa (cm 3 /cm 3 ) d = 0,159 mm d = 0,256 mm d = 0,400 mm d = 0,75 mm d = 1,50 mm Potencial Aplicado (cm de água) Figura 4.2: Curvas de retenção para as amostras de solo arenoso, reconstituídas com um único tipo de partícula. Pontos correspondem aos valores experimentais e as linhas sólidas representam as curvas ajustadas através do modelo de van Genuchten.
75 72 D médio 0,159 mm 0,256 mm 0,40 mm 0,75 mm 1,5 mm θ r , ,04466 θ s 0,4384 0, , , ,42213 α 0, , ,0524 0,10766 n 4, , , ,63354 Tabela 4.2: Valores obtidos no ajuste pela equação de van Genuchten As Figuras 4.3 e 4.4 representam o comportamento dos parâmetros α e n em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na reconstrução das amostras utilizadas no ensaio de retenção de água = 0,0646 D + 0,0093 α r = 0, Valores de α (1/cm) Diâmetro médio das partículas (mm) Figura 4.3. Comportamento de α para as amostras de solos arenosos constituídos com partículas de tamanho único.
76 Valores de n Diâmetro médio das partículas (mm) Figura 4.4. Valores de n encontrados para os solos investigados. A linha tracejada corresponde ao valor médio dos valores encontrados para n. Pelas Figuras 4.5 e 4.6, pode-se observar a distribuição média de poros das amostras em termos dos tamanhos de poros e do potencial aplicado. 1.2 (dθ/dψ) Normalizado d = 0,159 mm d = 0,256 mm d = 0,40 mm d = 0,75 mm d = 1,50 mm Raio do Poro (cm) Figura 4.5: Distribuição de poros para as amostras reconstituídas a partir da utilização de apenas uma classe de partículas.
77 (dθ/dψ) Normalizado d = 0,159 mm d = 0,256 mm d = 0,40 mm d = 0,75 mm d = 1,50 mm Potencial Aplicado (cm de água) Figura 4.6: Distribuição de potenciais para as amostras investigadas Amostras de Solo Arenoso com Diferentes Dimensões Fractais (D f ) Para o prosseguimento dos estudos, verificou-se a utilização dos funis para a investigação de amostras arenosas com granulometrias determinadas pelo valor de D f, a dimensão fractal de fracionamento. Na Figura 4.7 são apresentadas as porcentagens de aparecimento para cada classe de partículas, as quais foram utilizadas na reconstrução das amostras de solo arenoso, utilizadas na análise de retenção de água, de acordo com o que foi apresentado no capítulo 3, seção Na tabela 4.3 e Figura 4.8 são apresentadas as características físicas; dimensão fractal de fracionamento D f, densidade e porosidade das amostras investigadas.
78 75 D f = 2.00 D f = mm 38% 1.50 mm 41% 1.38 mm 35% 1.50 mm 36% 0.40 mm 11% mm 7% mm 3% 0.40 mm 14% mm 10% mm 5% D f = mm 30% 1.50 mm 33% 0.40 mm 16% mm 13% mm 8% D f = 2.75 D f = mm 25% 1.5 mm 26% 0.40 mm 20% 1.38 mm 20% 1.50 mm 20% 0.40 mm 19% mm 17% mm 13% mm 20% mm 20% Figura 4.7: Representação das porcentagens de aparecimento das classes de partículas utilizadas na reconstrução das amostras de solo arenoso utilizadas no ensaio de retenção de água.
79 76 D f 2,00 2,25 2,50 2,75 3,00 ρ (g/cm 3 ) ± 1,7310 0,0006 ± 1,6896 0,0007 ± 1,8172 0,0006 ± 1,8873 0,0008 ± ,0005 ε 0,34 ± 0,02 0,29 ± 0,02 0,29 ± 0,02 0,29 ± 0,02 0,29 ± 0,02 Tabela 4.3: Informações sobre as amostras de solo arenoso com composição dada por D f Densidade (g/cm 3 ) Porosidade Densidade Porosidade Dimensão fractal de fracionamento (D f ) Figura 4.8. Características físicas das amostras de solo arenoso em função da dimensão fractal de fracionamento D f. Usando o modelo de van Genuchten os dados de (Ψ, θ) das amostras de solo com diferentes dimensões fractais de fracionamento D f foram interpolados e as curvas são apresentadas na Figura 4.9. Os parâmetros obtidos das interpolações são apresentados na tabela 4.4.
80 77 D f 2,00 2,25 2,50 2,75 3,00 θ r 0, , , θ s 0, , , , ,2756 α 0, ,2127 0, , ,01976 n 1, , , , ,15461 Tabela 4.4: Valores obtidos no ajuste de van Genuchten para as amostras de solo arenoso com diferentes dimensões fractais 1.2 Umidade Volumétrica Relativa (cm 3 /cm 3 ) Df = 2,00 Df = 2,25 Df = 2,50 Df = 2,75 Df = 3, Potencial Aplicado (cm de água) Figura 4.9. Curvas de retenção para as amostras de granulometria dada por D f. Pontos correspondem aos valores experimentais e as linhas sólidas representam as curvas ajustadas através do modelo de van Genuchten. A variação dos parâmetros empíricos α e n em relação a dimensão fractal de fracionamento (D f ) para as amostras investigadas é representada pelas figuras 4.10 e 4.11.
81 r 2 = 0,9998 α = -0,7627 D f 3 + 6,008 D f 2-15,92 D f + 14,301 Valores de α (1/cm) Dimensão fractal de fracionamento Figura 4.10: Valores do parâmetro α do modelo de van Genuchten em função da dimensão fractal de fracionamento das partículas que compõem as amostras de solo n = 0,268 D f + 1,102 r 2 = 0,7881 Valor de n Dimensão fractal de fracionamento (D f ) Figura Comportamento do parâmetro n da equação de van Genuchten em relação ao valor da dimensão fractal de fracionamento das amostras de solo.
82 79 Dos ajustes das curvas de retenção foi possível obter as curvas diferenciais das curvas características de umidade para as amostras investigadas (Figuras 4.12 e 4.13). 1.2 (dθ/dψ) Normalizado Df = 2,00 Df = 2,25 Df = 2,50 Df = 2,75 Df = 3, Raio do Poro (cm) Figura Curva de distribuição de poros para as amostras com granulometria dada por D f. 1.2 (dθ/dψ) Normalizado Df = 2,00 Df = 2,25 Df = 2,50 Df = 2,75 Df = 3, Potencial Aplicado (cm de água) Figura 4.13: Curva de distribuição de potenciais para as amostras com granulometria dada por D f.
83 Estudo de Retenção para as Imagens Simuladas Como proposta inicial deste trabalho, utilizou-se um modelo Booleano para a simulação computacional condicionada (granulometria e porosidade das amostras) de espaços porosos tais como os dos solos arenosos investigados anteriormente Amostras de solo arenoso: constituídas com uma única classe de partículas A Figura 4.14 mostra um dos espaços porosos simulados, utilizando como informação básica: a porosidade, as classes de partículas utilizadas na simulação e a informação a respeito da porcentagem de aparecimento delas nas amostras. Figura 4.14: Espaço poroso gerado pela simulação Booleana.
84 81 Inicialmente, determinaram-se as dimensões fractais de porosidade (D v ) para a caracterização dos espaços porosos simulados. Os valores encontrados para D v são apresentados na Figura Dimensão Fractal de Porosidade (D v ) D v = Ln (d) R 2 = Diâmetro Médio (mm) Figura 4.15: Dimensão fractal de vazios D v para os espaços porosos simulados. Para que as imagens fossem testadas no aspecto de suas prováveis propriedades hídricas, elas foram testadas quanto às suas características de retenção de água. Os resultados obtidos são apresentados na Figura O histograma obtido para a distribuição de poros para as amostras constituídas por partículas de tamanho característico igual a 0,159 e 1,5 mm é apresentado na Figura A tabela 4.5 mostra os valores dos parâmetros de ajuste do modelo de van Genuchten para as curvas de retenção dos espaços porosos simulados computacionalmente.
85 Umidade VolumétricaRelativa (cm 3 /cm 3 ) d = mm d = mm d = mm d = mm d = 1.50 mm Potencial Aplicado (cm de água) Figura Curvas de retenção das simulações para solos arenosos com somente um tipo de partícula. Pontos correspondem aos valores obtidos pela simulação e as linhas sólidas representam as curvas ajustadas através do modelo de van Genuchten d = mm d = 1.50 mm Número de Poros Tamanho característico (pixels) Figura Histograma da distribuição de poros para as amostras simuladas utilizando um tipo de partícula. São mostrados os histogramas para as amostras utilizando partículas de: 0,159 e 1,50mm.
86 α (1/cm) 83 D médio 0,159 mm 0,256 mm 0,400 mm 0,75 mm 1,50 mm θ r θ s 0,4384 0, , , , ,0177 0,0157 0, ,0149 0,00954 n 3, , , , ,0033 Tabela 4.5: Valores obtidos no ajuste de Van Genuchten para as amostras utilizando apenas uma classe de partículas Os valores obtidos no modelo de van Genuchten, apesar de não serem comparáveis aos experimentais, encontram-se dentro da faixa que caracteriza solos arenosos. O comportamento dos α parâmetros e n, em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na simulação das estruturas simuladas e utilizadas na análise de retenção, são apresentadas nas Figuras 4.18 e = D α R 2 = diâmetro (mm) Figura 4.18: Variação do parâmetro α em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na simulação do arranjo poroso.
87 Valores de n 4 2 n = 1.834D R 2 = diâmetro médio (mm) Figura 4.19: Variação do parâmetro n em relação ao diâmetro das partículas utilizadas na simulação do arranjo poroso. A Figura 4.20 representa a curva diferencial da curva de retenção para as imagens simuladas. 1.2 (dθ/dψ) Normalizado d = mm d = mm d = mm d = mm d = 1.50 mm Raio do Poro (cm) Figura 4.20: Distribuição de poros para as imagens simuladas computacionalmente.
88 Amostras de solo arenoso com diferentes dimensões fractais (D f ) Para o prosseguimento da análise, o modelo Booleano foi utilizado para gerar espaços porosos com dimensões fractais de fracionamento (D f ) que foram utilizadas para reconstruir as amostras investigadas experimentalmente. Um dos espaços porosos gerados através da simulação é apresentado na Figura Figura 4.21: Espaço poroso simulado com a informação de D f = 2,50. Para o início da caracterização destes espaços porosos, calculou-se a dimensão fractal de porosidade (D v ) para as imagens simuladas a partir das diferentes D f utilizadas na simulação. Os resultados são apresentados na Figura 4.22.