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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM FÍSICA
CELSO TOMÁS PALMIERI
AVALIAÇÃO DA PRODUÇÃO DE CO
2
EM SOLO
INCORPORADO COM SUBSTRATO DESTINADO AO USO
AGRÍCOLA POR ABSORÇÃO DE RADIAÇÃO
INFRAVERMELHA
Rio Claro (SP) – Brasil
2007
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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM FÍSICA
AVALIAÇÃO DA PRODUÇÃO DE CO
2
EM SOLO
INCORPORADO COM SUBSTRATO DESTINADO AO USO
AGRÍCOLA POR ABSORÇÃO DE RADIAÇÃO
INFRAVERMELHA
Autor: Celso Tomás Palmieri
Orientador: Prof. Dr. Roberto Naves Domingos
Dissertação apresentada ao Programa de Pós-
Graduação em Física como requisito para obtenção do
título de Mestre na Área de Concentração em Física
Aplicada
Rio Claro (SP) – Brasil
2007
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UNIVERSIDADE ESTADUAL PAULISTA
INSTITUTO DE GEOCIÊNCIAS E CIÊNCIAS EXATAS
PROGRAMA DE PÓS-GRADUAÇÃO EM FÍSICA
AVALIAÇÃO DA PRODUÇÃO DE CO
2
EM SOLO
INCORPORADO COM SUBSTRATO DESTINADO AO USO
AGRÍCOLA POR ABSORÇÃO DE RADIAÇÃO
INFRAVERMELHA
Autor: Celso Tomás Palmieri
Orientador: Prof. Dr. Roberto Naves Domingos
Prof. Dr. Roberto Naves Domingos – Orientador
IGCE – UNESP/RC
Prof. Dr. Gerson Antonio Santarine
IGCE – UNESP/RC
Prof. Dr Gilson Coutinho Junior
UNIARARAS/Araras/SP
Rio Claro (SP) – Brasil
2007
Dedicatória
Dedico a Deus, aos meus filhos, e a todos que ao longo desta trajetória colaboraram para
que eu pudesse chegar a conclusão deste trabalho.
AGRADECIMENTOS
Ao Prof. Dr. Roberto Naves Domingos, pela orientação, amizade e dedicação, durante todo
o trabalho.
Ao Prof. Dr. Jorge Pimentel, co-orientador desta pesquisa, pela contribuição em termos de
experiência e conhecimentos.
Aos Docentes das disciplinas cursadas, Prof. Dr. Roberto Naves Domingos, Prof.
Dr.Ervino Ziemath, Prof. Dr. Jorge Pimentel, Prof. Dr. Dimas Roberto Vollet, Prof. João
Antonio Galbiatti, Prof. Dr. Newton L. Scala Jr. , Prof
a
Dr
a
Samia M. Tauk Tornisielo, pela
acolhida e conhecimentos transmitidos.
Aos docentes e funcionários do Departamento de Física do Instituto de Geociências Exatas
da UNESP – Campus de Rio Claro, pela ajuda técnica e simpatia sempre encontrada.
Aos docentes e funcionários do Centro de Estudos Ambientais (CEA) da UNESP –
Campus de Rio Claro.
Aos docentes e funcionários do Departamento de Bioquímica e Microbiologia da UNESP –
Campus de Rio Claro.
Aos colegas da disciplina Física Aplicada de Biossistemas (2006) do curso de Pós-
Graduação em ciências Biológicas, área de concentração Microbiologia Aplicada pela
elaboração do protocolo de análises e adequação do detector LI-840.
Ao Departamento de Petrologia e Metalogenia da UNESP – Campus de Rio Claro, pelos
equipamentos e espaço cedido para a elaboração das amostras de solo para esta pesquisa.
A Fundação Mokiti Okada e funcionários, Sakae Kinjo, Luis Augusto Mendes e Carlos
Daniel de Souza Rodrigues pelo apoio e colaboração na coleta das amostras.
Ao Prof. Dr. Vladimir Eliodoro Costa pelo apoio e incentivo dado durante a realização
deste trabalho.
Em especial, um agradecimento ao Prof°. Dr. Newton La Scala Jr., pelo apoio e orientação
para a realização desta obra.
Aos amigos da Academia da Força Aérea (AFA), pelas críticas e sugestões.
Ao Prof. Ms. Fernando Krobi Meneguethi, amigo sempre presente em todos os momentos
desta jornada.
À Profª. Sonia Maria Santandrea pelos momentos de orientação, carinho e exemplo de
vida.
Ao Oficial do Exército brasileiro, 1° Tenente Jorge Gomes pelo apoio e incentivo durante
todos esses anos.
Aos meus filhos, Danieli Cristina Palmieri, Alan Lopes Palmieri e esposa Samira Chiosini
Palmieri pelo amor e carinho, apesar dos momentos roubados.
Aos meus pais que lutaram por toda uma vida para que eu pudesse chegar ao fim desta
jornada, o meu muito obrigado!
Ao programa que me auxiliou.
A Capes pelo apoio.
O que sabemos é uma gota.
O que ignoramos é um oceano.
Isaac Newton
(1643-1727)
Sumário Página
Resumo i
Abstract ii
Lista de figuras iii
Lista de tabelas iv
Nomenclatura vi
Capítulo 1 – Introdução 01
Capítulo 2 – Revisão de Literatura 06
2.1 Gás Carbônico 06
2.2 Formação do Ciclo do Carbono 07
2.3 Efeito Estufa e o Meio Ambiente 11
2.4 Radiação Solar 14
2.4.1 A fotossíntese e a Radiação Solar 16
2.5 Emissões de CO
2
do Solo 18
2.5.1 Fração Sólida do Solo 20
2.6 Matéria Orgânica do Solo e Formação dos Minerais 26
2.6.1 Capacidade de Troca Iônica do Solo 28
2.6.2 Densidade das Partículas do Solo 31
2.7 Fração Líquida do Solo 34
2.8 Fração Gasosa do Solo 38
2.8.1 O Processo de Aeração do Solo 39
2.8.2 Propriedades Térmicas do Solo 41
Capítulo 3 – Material e Métodos 43
3.1 Material 43
3.1.1 Solo 43
3.1.2 Matéria Orgânica Incorporada 44
3.1.3 Quantidade de Amostras 44
3.1.4 Sonda LI-820 45
3.1.5 Sistema de Captação de CO
2
46
3.1.6 Sistema de Análise e Interpretação 47
3.2 Métodos 48
3.2.1 Coleta do Solo 48
3.2.2 Caracterização do Solo Utilizado no Experimento 48
3.2.3 Coleta da Matéria Orgânica 49
3.2.4 Preparo das Amostras 49
3.2.5 Umidade das Amostras 50
3.2.6 Determinação da Capacidade de Campo 51
3.2.7 Coleta de Dados respirométricos 51
3.2.8 Instrumentos Utilizados na Coleta de Amostras 52
Capítulo 4 – Resultados e Discussão 55
4.1 Resultados 55
4.2 Discussão 60
4.2.1 Matéria Orgânica Incorporada como Substrato 60
4.2.2 Ação Microbiana 61
4.2.3 Análises 62
Capítulo 5 – Conclusões e Sugestões para próximos trabalhos 64
5.1 Conclusões 64
5.2 Sugestões para Próximos Trabalhos 65
Capítulo 6 – Referências Bibliográficas 66
i
Resumo
AVALIAÇÃO DA PRODUÇÃO DE CO
2
EM SOLO
INCORPORADO COM SUBSTRATO DESTINADO AO USO
AGRÍCOLA POR ABSORÇÃO DE RADIAÇÃO
INFRAVERMELHA
Este trabalho constitui-se de uma pesquisa multidisciplinar envolvendo
física, química, e meio ambiente. Nesta pesquisa foi feito um estudo visando avaliar a
absorção de radiação infravermelha da produção de CO
2
em solo incorporado com
substrato (sementes de aveia amarela, capim-seda, milho, milheto e outros invasores mais
inoculação microbiana), com a finalidade de quantificar as emissões deste tipo de solo e as
diferenças destas emissões de CO
2
com relação à esse mesmo tipo de solo sem a
incorporação deste substrato. O material foi coletado na Fundação Mokiti Okada localizada
no Município de Ipeúna, interior do Estado de São Paulo – SP. O solo retirado foi
caracterizado como latossolo vermelho-escuro, argiloso, bem compactado, pouco poroso e
com grande capacidade de saturação de água . Foram coletados dois tipos de solos: o solo
incorporado com substrato e o não compactado com substrato. Ambos, foram devidamente
triturados, peneirados com diâmetro de 2,5 mm e secos na sombra por um período de 12
dias e acondicionados em 12 vasos de cerâmica. Seis desses vasos continham solos não
tratados com substrato e seis solos tratados com o substrato acima mencionado. Em cada
vaso foi colocado uma quantia de 5.000 mL de solo, onde os mesmos foram umedecidos
um dia antes da coleta dos dados. Os vasos receberam 1.200 mL de água, valor este gerado
em função da capacidade de campo. No interior de cada vaso foi fixado balde de plástico
que através do processo de oxidação da matéria orgânica foi produzido CO
2
onde o mesmo
foi medido pela câmera respirométrica LI-820 a qual possui leitor ótico infravermelho
capaz de medir o fluxo de CO
2.
Os dados coletados demonstraram que os seis vasos
tratados com substratos produziram CO
2
em uma proporção muito maior do que os vasos
com solos não tratados.
Palavras Chave:
Solo; CO
2
; substrato; infravermelha; microrganismos
ii
ABSTRACT
EVALUATION OF PRODUCTION OF CO2 IN INCORPORATE SOIL
WITH SUBSTRATUM DESTINED TO THE AGRICULTURAL USE
BY ABSORPTION OF INFRARED RADIATION
This work is constituted of a research multidisciplinar involving physics,
chemistry, and environment. In this research it was made a study seeking to evaluate the
absorption of infrared radiation of the production of CO2 in incorporate soil with
substratum (seeds of oats yellow, grass-silk, corn, milheto and other invaders more
microbial inoculation), with the purpose of quantifying the emissions of this soil type and
the differences of these emissions of CO2 regarding to that same soil type without the
incorporation of this substratum. The material was collected in the Fundação Mokiti
located Okada in the Municipal district of Ipeúna, interior of the State of São Paulo - SP.
The solitary soil was characterized as latossolo red-darkness, loamy, well compacted, little
porous and with great capacity of saturation of water. Two types of soils were collected:
the incorporate soil with substratum and the no compacted with substratum. Both, they
were triturated properly, drizzled with diameter of 2,5 mm and dry in the shadow for a
period of 12 days and conditioned in 12 ceramic vases. Six of those vases contained soils
no treated with substratum and six soils treated with the substratum above mentioned. In
each vase an amount of 5.000 soil mL was put, where the same ones were moistened one
day before the collection of the data. The vases received 1.200 mL of water, value this
generated in function of the field capacity. Inside each vase it was fastened bucket of
plastic that through the process of oxidation of the organic matter CO2 was produced
where the same was measured by the camera respirométrica READ-820 which possesses
infrared optic reader capable to measure the flow of CO2. The collected data demonstrated
that the six vases treated with substrata produced CO2 in a much larger proportion than the
vases with soils no treated.
Words Key:
Soil; CO2; substratum; infrared; microorganisms
iii
Lista de Figuras
Figura 2.1 Ciclo do CO
2
09
Figura 2.2 Descrição El Niño visto de um satélite 12
Figura 2.3 Passagem de Radiação Solar pela atmosfera 16
Figura 2.4 Amostra de um solo indicando frações 30
Figura 2.5 Esquema de osmômetro 36
Figura 3.1 Sistema de captação e análise de CO
2
47
Figura 3.2 Câmara respirométrica LI-820 – Analisador de CO
2
52
Figura 3.3 Estrutura interna da LI-820 53
Figura 3.4 Princípio operacional da LI-820 53
Figura 3.5 Bancos ópticos da LI-820 54
Figura 3.6 Sistema de coleta de dados da LI-820 54
Figura 4.1 Gráfico dos resultados das amostras de solo não incorporado 59
com substrato
Figura 4.2 Gráfico dos resultados das amostras de solo incorporado com substrato 59
Figura 4.3 Gráfico dos resultados totais das amostras AM-1 e AM-2 60
Figura 4.4 Emissões de carbono após as aplicações dos diversos sistemas de arados 63
iv
Lista de Tabelas
Tabela 2.1 Classificações texturais do solo 21
Tabela 2.2 Composição química aproximada dos principais materiais primários 25
do solo.
Tabela 2.3 Composição de solos minerais de zonas tropical e temperada 26
Tabela 2.4 Dados da densidade global (d
g
), densidade das partículas (d
p
) e 33
porosidade total () para alguns solos de Minas Gerais (FREIRE et al, 1980)
Tabela 2.5 Nutrientes na solução do solo 35
Tabela 2.6 Composição da solução do solo (milimoles/litro) 35
Tabela 2.7 Perfis de umidade do solo (cm
3
.cm
-3
) em cultura de milho (1988) 37
Tabela 4.1 Dados respirométricos coletados em um período de 8 dias – Solo não 56
tratado
Tabela 4.2 Dados respirométricos coletados em um período de 8 dias – Solo tratado 56
com substrato
Tabela 4.3 Características químicas de um latossolo vermelho-escuro 57
Tabela 4.4 Principais características do solo 58
Tabela 4.5 Quantificação granulométrica do solo em função da profundidade. 58
v
Nomenclatura
Latinas
C = Calor específico do solo (cal/cm
3
°C)
Ca = Calor específico da água (1 cal/cm
3
°C)
Cs = Calor específico da fração Sólida (cal/cm
3
°C)
CTC = Capacidade de troca catiônica (meq/100)
dr = Densidade real da partícula (g.cm
-3
)
J
0
= Constante Solar (cal/cm
2
)
VTP = Volume total de poros (cm
3
.cm
3
)
Siglas
(K°) = Temperatura Absoluta
(P) = Fotossíntese Bruta
(PVA) = Podzólico Vermelho - Amarelo (solo)
(R) = Respiração da Planta
θ = Umidade do Solo
∆P = Razão Líquida da Fotossíntese
∆Q
s
= Razão do Calor Armazenado pela Fotossíntese Líquida
µ = mícron
1/λ
4
= Inverso da Quarta Potência da onda de radiação
4πr
3
/3 = Volume da Partícula Considerada esférica
a
r
= Coeficiente de regressão Linear
a
p
= porosidade total do solo
A,B,C e D = Horizontes do Solo
A
0
= Camada abaixo das Camadas Superficiais do Solo
A
00
= Camada Superficial do Solo
A
1
= Horizonte Mineral do Solo com alto teor de matéria orgânica
A
2
= Zona de eluviação do Solo - Perda máxima de elementos minerais
vi
A
3
= Horizonte de transição entre A e B
Al
2
O
3
= Óxido de Alumínio
Al
3+
= Alumínio
C = Carbono
C
¥
= Concentração de qualquer gás no solo
C° = Escala Celsius
Ca
2+
- Cálcio
Ca O = Óxido de Cálcio
CAPES = Coordena\cão de Aperfeiçoamento de Pessoal de Nível Superior
CEA = Centro de Estudos Ambientais
CFC = Clorofluorcarbureto
CH
4
= Gás Metano
Cl
1-
= Cloreto
CO
2
= Dióxido de Carbono
CTI = Capacidade de Troca iônica
Cu =Cobre
d = diâmetro da partícula
Dp = Densidade da Partícula
e = Energia por Unidade de Volume
f = Calor de Assimilação de Carbono
Fe = Ferro
Fe O
3
= Óxido de Ferro
fp = Peso da Partícula
F
r
= Força de Fricção
g = gravidade
h = altura
h
vf
= viscosidade do fluído
H
1+
= Hidrogênio
H
2
O = Água
H
2
PO
4
= Ácido Fósfórico
I = Idade da Rocha
K
2
O = Óxido de Potássio
KOH = Hidróxido de Potássio
vii
M = Material Original da Rocha
Mg - Magnésio
m
g
= Massa do Gás
Mg O = Óxido de Magnésio
m
l
= Massa do Líquido
Mn = Manganês
m
s
= Massa do Sólido
MT = Massa Total da Amostra
N = Número possível de horas de insolação do dia
N
2
= Nitrogênio
N
2
O = Óxido Nitroso
Na = Sódio
NH
3
= Amônia
O
2
= Oxigênio
O
3
= Ozônio
OH
1-
= Hidroxila
P
0
= Pressão Atmosférica
P
1
= Pressão Parcial
P
2
O
5
= Pirofosfato
pH = Potencial Hidrogeônico
PO
4
= Fosfato (ou ortofosfato)
P
os
= Pressão osmótica
ppm = Parte por milhão
ppmv = parte por milhão por volume
Pu = Massa em gramas da amostra úmida
Qc = Radiação do Céu
Qd = Radiação direta
Qg = Radiação Global
R = Constante Universal dos Gases
r
f
= densidade do fluído
r = raio
s =coeficiente de solubilidade
Si O
4
= Óxido de Silício
Si = Silício
viii
SNT = Solo não Tratado
SO
2
= Dióxido de Enxofre
ß =porosidade livre de água
ST = Solo Tratado
Ua = Umidade da amostra em (%) em relação ao peso seco
Us = Massa em gramas da amostra seca
v = velocidade da partícula
Vg = Volume dos Gases
Vl = Volume Líquido Ocupado pela Água
Vs = Volume Sólido Ocupado pelas Partículas
VT = Volume Total da Amostra
VTP =Volume Total de Poros
Capítulo 1
Introdução
O solo é definido pela ciência como a camada externa e agriculturável da
superfície terrestre. Sua origem é a rocha que, por ação dos processos físicos, químicos e
biológicos de desintegração, decomposição e recombinação, se transformou, no decorrer
das eras geológicas, em material poroso de características peculiares. Reconhecem-se cinco
fatores de formação do solo: material original (rocha)M, tempo (idade) I, clima (C),
topografia (T) e organismos vivos.
Da combinação dos quatro últimos fatores atuando em diferentes
intensidades sobre o mesmo material original M, podem resultar diferentes tipos de solo.
Fazendo-se um corte vertical no solo, obtém-se uma secção constituída
de uma série de camadas superpostas, denominadas horizontes. O conjunto é conhecido
como perfil do solo. Um solo completo é formado de quatro horizontes A, B, C e D, que
podem ainda ser subdivididos.
O horizonte A é a camada superficial do solo, exposta diretamente à
atmosfera. Ele é conhecido como horizonte de eluviação, horizonte que perde elementos
químicos por lavagens sucessivas com a água da chuva. Subdividi-se em A
00
(camadas
2
superficiais em solo de florestas com grandes quantidades de material orgânicos não
decomposto tais como: galhos, folhas e frutos); A
0
(situa-se abaixo do A
00
, constituído do
material orgânico decomposto, isto é, o material humificado); A
1
(é o horizonte mineral,
mas com alta porcentagem de matéria orgânica humificada que lhe confere uma cor
escura); A
2
(é o típico horizonte A, de cor mais clara, correspondendo à zona de máxima
perda de elementos minerais, isto é, eluviação) e A
3
( é um horizonte de transição entre A e
B, possuindo características de ambos).
O horizonte B é conhecido como horizonte de iluviação, isto é, horizonte
que ganha elementos químicos provenientes do horizonte A, situado acima. Subdivide-se
em B
1
(transição entre A e B, possuindo porém, mais características de B); B
2
(formado
pela zona de máxima iluviação, ou seja, acúmulos de materiais lixiviados de A,
principalmente compostos de Fe, Al e Ca) e B
3
(transição entre B e C). O horizonte C é
formado pelo material que deu origem ao solo, em estado de decomposição, e o horizonte
D pela rocha matriz.
As espessuras dos horizontes são variáveis e a falta de alguns horizontes
em determinados solos é bastante comum. Tudo isto depende da intensidade da ação dos
fatores de formação I, C, T e O sobre M.
A parte sólida do solo constitui-se de matéria mineral e orgânica. A
matéria mineral provém da rocha da qual o solo se formou e se chama primária quando a
mesma estrutura de composição da rocha ou dos minerais constituintes da rocha. Chama-se
secundária quando a matéria é nova, de decomposição e estruturas diferentes, formadas
durante o processo de formação do solo.
Matérias primas são fragmentos de rocha ou de minerais, tais como o
quartzo e o feldspato. Matérias secundárias são, por exemplo, argilas e carbonatos de
cálcio.
A parte líquida do solo constitui-se de uma solução de sais minerais e
componentes orgânicos. Sua concentração varia de solo para solo e, certamente o seu teor
de água.
3
A parte gasosa do solo é constituída de ar com composição um pouco
alterada, variando ainda com inúmeros fatores. Em geral, a quantidade de oxigênio (O
2
) é
reduzida em comparação com o ar sobre o solo e a quantidade de CO
2
é maior. Isto ocorre
devido às atividades biológicas que ocorrem no mesmo. Existem leis e princípios que
regem o movimento dos gases no interior do solo. As plantas e os organismos aeróbicos
exigem certos níveis de oxigênio da atmosfera do solo, consumindo O
2
e liberando CO
2
.
Sua umidade relativa em condições naturais é quase sempre saturada ou muito próxima à
saturação.
Devido a isto, via de regra a atmosfera do solo possui concentração
menor de O
2
e maior concentração de CO
2
, em comparação à atmosfera acima do solo. Os
processos de troca de gases entre a atmosfera superior e a atmosfera do solo muitas vezes
podem ser limitantes à produção para a maioria das culturas agrícolas. Isto não é verdade
com raras exceções, como é o caso da cultura de arroz que se desenvolve adequadamente
em ambiente anaeróbico (ambiente sem presença de oxigênio).
Poucas literaturas apresentam estudos em relação à dinâmica de gases no
solo. Um exemplo sobre a composição do ar em cultura de feijão em Piracicaba – SP, é
apresentado por VICTÓRIA et al (1976).
O estudo físico analítico dos processos de transferências de gases no solo
é bastante complicado. Além da atmosfera superior, de concentração praticamente
constante, existe no solo “fontes” e “sumidouros” de CO
2
, O
2
, NH
3
, N
2
, SO
2
e uma série de
compostos orgânicos e voláteis. A renovação de O
2
no solo vem da atmosfera superior por
difusão, em solução com água ou por fluxo de massa.
Quando chove, a entrada de água no espaço poroso do solo expulsa dele
certa quantidade de ar, e durante a evaporação ou drenagem do solo, o ar é reposto por
fluxo de massa. O fluxo de massa é também induzido por diferenças de temperatura que
provocam correntes de convecção e que estabelecem diferenças de pressão.
Apesar de todos estes fatores, acredita-se que o processo de difusão seja
um dos principais mecanismo responsável pela transferência de gases no solo.
4
Segundo NEFTEL et al (1985) a quantidade de CO
2
aumentou
aproximadamente 25% desde o início da revolução industrial (~ 1850) quando sua razão de
mistura estava na ordem de 280 ppm. Além desta fonte antropogênica há também trocas
importantes de CO
2
com oceanos e biosfera.
As interações com a biosfera ocorrem através de processos de
fotossíntese e oxidação. O efeito líquido de desflorestamento, tal como a redução de
florestas tropicais, o uso extensivo de fertilizantes e o declínio geral da matéria orgânica
pode constituir uma pequena fonte de CO
2
atmosférico comparado com a entrada de
combustível fóssil, mas mesmo assim pode ser razoável, possivelmente 20% segundo
(MANABE, 1985).
O dióxido de carbono (CO
2
) está bem misturado na atmosfera com uma
razão de mistura quase que uniforme , próxima em 350 partes por milhão por volume
(ppmv). Encontra-se em pequena percentagem mas é essencial componente da atmosfera
porque, junto com o vapor d’água e ozônio têm uma função muito importante no
aquecimento da atmosfera terrestre.
Outros gases tais como: metano CH
4
(resultante das atividades
agropecuárias e agrícolas), CFC’s (clorofluorcarburetos) e óxidos nitrososo, participam do
aquecimento da atmosfera e atuam também como gases de estufa.
Neste contexto, SEILER, CONRAD (1978), ANDRÉA et al (1988) e
HAO et al (1990), realizaram várias estimativas, em escala global, sobre a quantidade de
carbono lançado na atmosfera, por diversos tipos de fonte.
Segundo LASCALA (2001), a forma de manejo com arados para o
preparo de plantio em campos agrícolas tem grande influência na liberação de CO
2
do solo
(perda de carbono).
5
Este trabalho tem por objetivo:
• Apresentar estudos referente aos diferentes tipos de solos;
• quantificar as emissões de CO
2
liberadas pelo solo para o meio atmosférico;
• detectar os fatores físicos e biológicos que produzem estas emissões;
• elaborar resultados (tabelas, gráficos ) dessas emissões;
• viabilizar alternativas para a re-incorporação desse CO
2
ao solo;
• Avaliar custo-benefício da agricultura natural com a incorporação de subtrato
incorporado ao latosolo-vermellho-escuro ;
Capítulo 2
Revisão de Literatura
Neste capítulo são apresentados alguns trabalhos relevantes à compreensão
da dissertação e foram abordados assuntos sobre os ecossistemas e a relação com o CO
2;
a
liberação e a importância do CO
2
na atmosfera terrestre; as conseqüências da liberação do
CO
2
; os principais emissores de CO
2
; os principais países produtores de CO
2
; o plantio
direto no setor agrícola e as perdas de carbono; o aumento de carbono desde a revolução
industrial; o papel das florestas tropicais como reservatórios de carbono e seus efeitos no
clima regional; estudos referente as frações líquida, sólida e gasosa do solo; aplicação de
métodos respirométricos para quantificar a perda de carbono do solo; a agricultura natural
em solo de latosol-vermelho-escuro da“Fundação Mokiti Okada”.
2.1 Gás Carbônico
O gás carbônico é um componente do ar atmosférico, inofensivo em taxas
normais , inodoro e sem cor, sendo a principal substância que as plantas retiram do ar para
realizar a fotossíntese. Com o vapor d’água e gases como o metano (CH
4
), ozônio (O
3
), os
clorofluorcarburetos (CFCs) e o óxido nitroso (N
2
O), entre outros, o gás carbônico é o
7
principal gás de estufa em função da sua proporção presente na atmosfera.. É transparente
à radiação de ondas curtas, vindas do sol, porém absorve e emite a radiação de ondas
longas que é refletida pela superfície terrestre do nosso planeta.
O gás carbônico, o vapor d’água e os demais gases de estufa, são
responsáveis pela manutenção de uma temperatura adequada à vida do planeta. Sem os
gases de estufa, a temperatura média da Terra seria ao redor de -17° C, mais fria que a
atual.
Em nosso planeta, há uma grande quantidade de carbono que está
armazenado em rochas sedimentares, na forma de carbonato de cálcio e magnésio ou ainda
na forma de combustível fóssil (petróleo e carvão). O dióxido de carbono é um gás incolor,
mais pesado que o ar (densidade 1,53 em relação ao ar). É pouco solúvel em água podendo
ser liquefeito por meio de pressão (40 atmosferas a 5° C). O dióxido de carbono possui boa
estabilidade térmica e química.
Ocorre no ar atmosférico em pequena proporção (cerca de 0,03% em
volume). Neste sistema desempenha função fundamental com referencia ao crescimento
dos vegetais, pois através da fotossíntese, ele o CO
2
é assimilado ao organismo da planta,
que desassimila assim, o oxigênio. Como os vegetais servem de base para o reino animal,
pode-se dizer que sem o CO
2
não haveria vida sobre a Terra.
SHUTTLEWORTH et al (1989), fundamentaram que o CO
2
é o principal
nutriente das plantas. É do CO
2
que provém o carbono utilizado na síntese dos compostos
orgânicos que constituem os vegetais.
2.2 – Formação do Ciclo do Carbono
Na combustão de materiais de origem orgânica, sejam estes derivados do
petróleo, carvão ou madeira, forma-se em presença de quantidades suficientes de oxigênio,
o dióxido de carbono (CO
2
). O dióxido de carbono também é produzido pela respiração de
8
todos os seres vivos de origem animal ou vegetal inclusive, microrganismos (protozoários,
bactérias).O dióxido de carbono forma-se também na combustão dos alimentos de
organismos animais eliminado na expiração dos mesmos. As combustões dos materiais
orgânicos, pelo fogo, produzem CO
2
em altas quantidades.
Em geral o CO
2
age como óxido ácido pois quando dissolvido em água
(H
2
O), reage com a mesma produzindo o ácido carbônico (elemento presente nas chuvas
ácidas).
(2.1)
O CO
2
reage ainda com os hidróxidos produzindo carbonatos:
(2.2)
Outra forma de obtenção de dióxido de carbono consiste na combustão
direta entre carbono e oxigênio.
(2.3)
Contudo, o dióxido de carbono não é só produzido, mas também consumido. As plantas
verdes necessitam continuamente de CO
2
para sintetizar a glicose, em presença de luz
solar, e com participação de água , num processo denominado fotossíntese. A partir da
glicose as plantas podem sintetizar em parte, com a participação de elementos
provenientes de compostos inorgânicos, todas as outras substâncias orgânicas vitais para a
sua sobrevivência, tais como proteínas, ácidos, nucléicos, lipídios, vitaminas e outras.
CO
2
+ H
2
O
H
2
CO
3
CO
2
+ 2KOH
K
2
CO
3
C + O
2
CO
2
9
Como subproduto da fotossíntese há um desprendimento de O
2
, proveniente da
água, em quantidades equivalentes ao CO
2
utilizado. Isto é, para cada molécula de CO
2
fixada, há liberação de uma molécula de O
2
. Todos os seres vivos oxidam para a obtenção
de energia, as substâncias orgânicas sintetizadas pelas plantas. Neste processo formam-se o
CO
2
e H
2
O, que tornam a participar do processo de fotossíntese.
Desde o início da grande expansão industrial observada no século XIX e da
consequente queima dos combustíveis fósseis, a quantidade de CO
2
liberada é muito maior
que a quantidade que pode ser assimilada pelas plantas.
Em épocas geológicas anteriores ao aparecimento do homem, portanto há mais de 3
ou 4 milhões de anos, a fotossíntese predominava frente à respiração. Nestas épocas
formaram-se os depósitos de combustíveis fósseis (petróleo, carvão e turfa), segundo
(GUNTER, 1980).
Figura 2.1 – Ciclo do CO
2
. Fonte - Enciclopédia Microsoft Encarta (2001)
10
O dióxido de carbono se dissocia por ação da radiação solar de comprimentos de
ondas menores que 0,169m: CO
2
CO + O. Não obstante, o oxigênio molecular (O
2
)
também absorve intensamente a energia solar e tende a proteger ao dióxido de carbono da
fotodissociação.
O dióxido de carbono, embora presente em pequenas proporções, desempenha, a
exemplo o valor do vapor d’água, o papel de termo-regulador, sendo absorvedor eficiente
de radiação de ondas longas. A crescente emissão de CO
2
para a atmosfera, em razão do
uso generalizado de combustíveis fósseis, representa uma preocupação a mais para o meio
científico inclusive, como incorpora-lo novamente ao solo.
O meio científico teme que o aumento do CO
2
na atmosfera possa causar um
superaquecimento da mesma, com conseqüente desequilíbrio climático do Globo, o que
poderá, em última análise, colocar em risco a sobrevivência da humanidade, VIANELLO;
ALVES (1991).
Segundo SANTOS (1999), Entre os compartimentos do ciclo de carbono, estão os
oceanos que possuem as maiores quantidades de estoques de CO
2
sendo que uma pequena
parte encontra-se na forma de gás dissolvido na água e a maior parcela, na forma de íons
carbonato e bicarbonato. Mas é na atmosfera, como gás carbônico, que o carbono se
apresenta disponível para ser utilizado pelos vegetais, na fotossíntese, e assim transforma-
se em alimento para o restante da cadeia alimentar retornando para a atmosfera pelos
processos de respiração, bem como pela combustão da matéria orgânica.
As florestas são as grandes incorporadoras e fixadoras terrestres do carbono
existente na atmosfera. Somente as florestas tropicais contém cerca de 350 bilhões de
toneladas de carbono, quase a metade do que possui a atmosfera, sendo que cada hectare
retira desta em média, 9.000mL de carbono por ano segundo, SARIEGO (1994).
11
2.3 Efeito Estufa e o Meio Ambiente
O dióxido de carbono não é um gás tóxico. Porém, em concentrações mais altas
pode diminuir ou bloquear a respiração. O balanço térmico da terra é visivelmente
influenciado pelo CO
2
, pois o mesmo absorve e volta a irradiar parte da energia térmica
desprendida pela superfície terrestre, energia esta que assim retorna, em parte `a Terra.
Uma crescente concentração de CO
2
na atmosfera tem por conseguinte um armazenamento
de calor, reduzindo em parte a perda de calor provocada pela poeira existente na atmosfera.
Até o momento não foi possível calcular que proporção desta perda compensada
assim pelo acúmulo de CO
2
; é possível inclusive que o efeito do CO
2
em armazenar calor
ultrapasse as perdas provocadas pela poeira. Conseqüentemente, oferecer prognósticos
seguros sobre a influência climatológica do CO
2
, GUNTER (1980).
O efeito estufa da atmosfera foi pauta de assunto talvez pela primeira vez, por
Joseph Fourier em 1824, onde sugeriu que a atividade humana poderia modificar o clima.
A base formal para a teoria do efeito estufa de mudanças climáticas foi proposta em 1898
por Svante Arrhenius, que relacionou os efeitos das mudanças climáticas com o CO
2
atmosférico como também ele foi o primeiro a quantificar a influência de mudanças na
concentração de dióxido de carbono (CO
2
) na atmosfera sobre a temperatura da superfície
da Terra, RODHE et al (1997).
A partir do século XIX, com o advento da Revolução Industrial, o homem abriu um
novo caminho no ciclo do carbono, ao introduzi-lo na atmosfera com a queima de
combustíveis fósseis. Há vários anos especula-se sobre os efeitos desse aumento de
estoque de carbono na atmosfera, que na década de 80 atingiu a média de 6 bilhões de
toneladas/ano.
Em agosto de 1979, o cientista e escritor Isaac Asimov escreveu um artigo
comentando informações recentes sobre a atmosfera do planeta Vênus, muito quente com
seus 95% de CO
2
. Asimov alertou sobre a questão da poluição do ar não estar provocando
um aumento gradativo da temperatura terrestre, num processo semelhante ao que teria
12
ocorrido, em condições naturais, em Vênus. Pela primeira vez, usou-se a expressão efeito
estufa para definir o fenômeno.
O efeito estufa é a reprodução em escala planetária do fenômeno de aquecimento
global que ocorre por exemplo, quando se deixa um carro fechado sob o sol. A luz
atravessa os vidros fechados, que aquece o interior do veículo, mas o calor não consegue
escapar, porque os vidros retém os raios infravermelhos. Disso resulta uma significativa
elevação de temperatura. Na atmosfera terrestre, o gás carbônico (CO
2
), o
clorofluorcarbureto (CFC), o óxido de nitrogênio (N
2
O) e o metano (CH
4
) cumprem o
papel do vidro do automóvel.
Figura 2.2: Descrição El Niño visto de um satélite
Fonte: Enciclopédia Microsoft® Encarta®. © 1993-2001 Microsoft Corporation. Todos os
direitos reservados.
Nesta foto do oceano Pacífico, tirada pelo satélite franco-americano
TOPEX/Poseidon, as áreas brancas e vermelhas indicam padrões incomuns de
armazenamento de calor: nas zonas brancas, a superfície marinha se encontra entre 14 e 32
cm acima do nível normal, enquanto nas zonas vermelhas não vão além dos 10
centímetros. As áreas verdes indicam condições normais, enquanto as roxas (o Pacífico
13
ocidental) indicam pelo menos 18 cm abaixo do nível normal do mar. O fenômeno El Niño
ocorre quando os ventos constantes procedentes do Leste perdem a força e chegam a
mudar de direção. Essa mudança permite o deslocamento, para o Leste e ao longo da linha
do equador, de uma grande massa de água quente (as áreas vermelhas e brancas),
geralmente localizada próxima à Austrália, até que ela alcance a costa da América do Sul.
O deslocamento de massas de águas quentes tão grandes afeta a evaporação,
provocando a formação de nuvens que se precipitam e, conseqüentemente, alterando os
padrões atmosféricos habituais das correntes de ar de alta velocidade que envolvem o
planeta.
As conseqüências do efeito estufa têm sido motivo de debate entre a comunidade
científica. Alguns garantem – os “catastrofistas”- que o aumento da temperatura média ,
em apenas 2° C seria suficiente para provocar o derretimento das geleiras, cuja
conseqüência mais evidente seria a elevação no nível do mar em até dois metros,
inundando vastas áreas e causando grandes transtornos climáticos. Por outro lado, os dados
sobre elevação da temperatura terrestre são escassos e dúbios, já que foram tomados em
poucos pontos do mundo, principalmente nas cidades, que são ilhas de calor – e por um
período curto (nos últimos 120 anos).
Há alguns cientistas que atribuem o aumento de 0.5° C, nos últimos cem anos, a
mudança na atividade solar, manifestadas pelo aumento do número de manchas solares.
Medidas sobre o nível do mar são contraditórias. Para alguns cientistas subiu 4 mm/ano
entre 1920 e 1970; para outros baixou, com o acúmulo de gelo na Groenlândia.
Mas apesar das contradições, pode-se com certeza afirmar que houve um aumento
significativo no último século da concentração atmosférica de gases causadores do efeito
estufa. Entretanto, isso não é um evento novo na história terrestre. Em eras geológicas
remotas, entre 255 milhões e 50 milhões de anos atrás, a atmosfera foi mais rica em gás
carbônico, o que permitiu a existência de uma flora muito mais rica e abundante, bem
como a formação de grandes depósitos de carbono fóssil (petróleo e carvão). A redução
progressiva desse gás carbônico, pela própria atividade fotossintética, teria motivado o
desaparecimento daqueles ecossistemas primitivo dominados por samambaias gigantes.
14
2.4 Radiação Solar
Um dos mais importantes capítulos da meteorologia é o estudo da energia recebida
do sol através da radiação solar. Cometendo um erro plenamente desprezível, o Sol pode
ser considerado como a única fonte de energia responsável pelos processos físicos,
químicos e biológicos que se desenvolvem na atmosfera. Qualitativamente, a radiação
solar se constitui de ondas eletromagnéticas de comprimento de onda variando de 0,2 a 4,0
mícrons, aproximadamente. Quando se refere a um espectro de radiação eletromagnética,
subentendem-se todos os comprimentos de onda dos quais ele se constitui. Para cada
comprimento de onda existe, associada, uma quantidade de energia, cuja somatória nos dá
a energia total do espectro. Há o espectro solar que está situado no topo da atmosfera
terrestre; há também os espectros de radiação direta (ondas que atingem diretamente a
superfície do solo), da radiação difusa, da radiação das nuvens e da radiação transmitida
através da vegetação.
A quantidade de energia radiante que alcança uma superfície unitária por unidade
de tempo, coloca perpendicularmente os raios solares, na ausência da atmosfera e uma
distância do sol igual à medida das distâncias Terra-Sol denominada constante solar. Seu
valor aproximado é J
0
≅ 2 cal/cm
2
.min ou 1400W/m
2
. Em seu trajeto através da atmosfera,
a radiação solar sofre diversas perdas por fenômenos de absorção e difusão. Os principais
componentes da atmosfera responsáveis pela absorção são: ozônio (O
3
), que intercepta
quase que completamente as radiações ultravioletas e que ainda bandas fracas de absorção
de infra-vermelha; gás carbônico, que possui absorção seletiva para os comprimentos de
onda 1,5 –2,8 – 4,3 3 15 µ, sendo a maior absorção de energia do infravermelho (15µ); o
vapor de água que é o mais importante dos absorventes seletivos, apesar do seu baixo teor
na atmosfera (2%) e que absorve predominantemente na região infra-vermelha, isto é, entre
0,8 e 2,7 – 5,5 e 7 µ e de 15 µ para cima.
Além do processo de absorção, ocorrem na atmosfera processos de difusão da
radiação solar, determinada pelos seus diferentes constituintes. Estes processos são
responsáveis por apreciáveis perdas de radiação que retornam para o espaço. Em função
das dimensões das partículas determinantes da difusão, cumpre notar dois processos
15
distintos. Caso as partículas forem de dimensões de ordem 0,001 a 0,1 do comprimento de
onda de radiação, a difusão será proporcional ao inverso da quarta potência do
comprimento de onda de radiação(1/λ
4
). Isto significa que comprimentos de ondas
menores são preferencialmente difundidos e a difusão rapidamente na direção do violeta no
espectro visível. Este processo de difusão é responsável pela coloração azul viva do céu.
Ele é denominado de difusão seletiva, afim de distingui-lo do processo de difusão
determinado por partículas de maiores dimensões, que não é seletivo.
Neste caso, a difusão já não é dependente do comprimento de onda de radiação,
havendo difusão para todos os comprimentos de ondas resultando a cor branca luz difusa.
Um exemplo típico é o nevoeiro que é branco e acizentado.
Durante o percurso desta radiação na atmosfera como vimos, parte dela é absorvida,
outra difundida e, finalmente, uma terceira atinge a superfície da terra. A fração difundida
pela atmosfera constitui-se de uma parte que retorna ao espaço sideral e outra parte atinge
a superfície da terra, que denominaremos de radiação do céu Q
c
. À superfície da terra
chega então a radiação do céu mais a fração de radiação que não sofreu alteração ao
atravessar a atmosfera denominada radiação direta Q
d
. A soma destas duas frações é
denominada de radiação global Q
g
. Assim:
Q
g
= Q
c
+ Q
d
(2.4)
A radiação global pode ser medida com instrumentos especiais (actinógrafos ou
solarímetros) que registram a energia que atinge o solo em cal/cm
2
ou W/m
2
. Na falta
destes instrumentos, Q
g
, pode ser estimado a partir de horas de insolação. Denomina-se
horas de insolação n as horas que o sol realmente brilhou no céu num determinado dia. As
horas de insolação são medidas por heliógrafos.
Existem correlações entre Q
0
e Q
g
que envolvem e elas são do tipo:
Q
g
= Q
0
[a+b.n/N] (2.5)
16
Onde, a e b são coeficientes de regressão linear e N é o número possível de horas de
insolação do referido dia
Figura 2.3 - Passagem de Radiação Solar pela atmosfera
Solo Terrestre
Fonte: REICHARDT (1980)
2.4.1 A Fotossíntese e a Radiação Solar
O gás carbônico é virtualmente transparente à radiação solar. Logo, é uma fonte
absorvedor na banda de 15 m (~12-18 m) do espectro de radiação infravermelha termal.
A razão de mistura de CO
2
é moderadamente uniforme como uma função de tempo e
espaço na atmosfera. Além disso, as características detalhadas de absorção do CO
2
na
região do infravermelho e seus parâmetros de absorção estão atualmente compreendidos,
PEIXOTO; OORT (1992).
Q
0
Atmosfera
Região de absorção e
difusão
Qc
Qd
17
Segundo ROSEMBERG; BLAD (1983), a fotossíntese começa ao nascer do sol,
mas as razões são baixas e onde a mesma é atrasada, às vezes, antes que a fixação do CO
2
exceda a razão de liberação respiratória. O nível de irradiação na qual a fotossíntese e a
respiração são iguais é chamado de ponto de compensação da luz. As folhas das plantas
normalmente mostram uma razão de aumento de fotossíntese com o aumento de irradiação
acima do ponto de compensação. Este aumento está na forma de uma hipérbole retangular
ou “curva de diminuição de retorno”. O nível em que a razão fotossintética torna-se
independente da irradiação é chamado de ponto de saturação da luz (usualmente expresso
como uma densidade de fluxo). Normalmente a saturação da luz de uma planta completa
ou um campo ou comunidade de plantas ocorre em uma densidade de fluxo mais alto do
que para folhas isoladas. Isto ocorre também quando plantas em uma comunidade ou
folhas da mesma planta tendem mutuamente sombrear uma a outro reciprocamente.
O crescimento da planta está intimamente relacionado a quantidade total de
radiação solar (especialmente o espectro visível) e o dióxido de carbono através de
processos de fotossíntese e respiração:
Fotossíntese Bruta:
Dióxido de Carbono + vapor de água + energia solarCarboidratos + Oxigênio
CO
2
+ H
2
O Luz (CH
2
O) + O
2
Respiração Bruta:
Carboidratos + Oxigênio CO
2
+ H
2
O + Combustão de Energia
O crescimento da planta depende do excesso da matéria seca ganha pela
assimilação de CO
2
na fotossíntese bruta (P), menos a perda de CO
2
via respiração da
planta (R). Portanto, a razão líquida da assimilação de CO
2
, ou a razão líquida da
fotossíntese (P) será:
P = P – R (2.6)
18
onde cada termo tendo a dimensão da massa por unidade de área, por unidade de tempo
(kg m
-2
s
-1
). A razão na qual o calor é armazenado (suprido) pela fotossíntese líquida, Q
s
,
é portanto:
Q
s
= φP (2.7)
onde φ, é o calor de assimilação de carbono que é de aproxidamente 1.15 x 10
7
J kg
-1
, ou
aproximadamente 3.2 Wm
-2
por g m
-2
h
-1
de assimilação de CO
2
.
Durante o dia P é muito maior que R e portanto P é positivo (i.e., a planta é um
sumidouro líquido de CO
2
). A noite R não está contrabalançada por P (que requer radiação
solar) tal que P é negativo (i.e,. a planta é uma fonte líquida de CO
2
), e tais valores
máximos da taxa de respiração são aproximadamente 1 g m
-2
h
-1
, e segue eu o valor
noturno máximo é de 3 W m
-2
.
KOPCH; MOONEY (1996), descrevem que o CO
2
é fornecido à planta através de
três fontes: da atmosfera, do solo e raízes e respiração. A fonte de CO
2
nos últimos casos é
a respiração.
2.5 – Emissões de CO
2
do Solo
Segundo SARIEGO (1994),em nosso Planeta, há uma grande quantidade de
carbono que está armazenado nas rochas sedimentares, na forma de carbonato de cálcio e
magnésio ou combustível fóssil (petróleo e carvão), como também nos solos.
Medições de fluxo de CO
2
através dos solos na reserva de floresta Ducke, próximo
a Manaus foram realizadas por WOFSY et al, (1980). O fluxo médio líquido destes solos
foi 2, 45 x 10
14
moléculas cm
-2
s
-1
(1.76 kg C há
-1
hr
-1
), consistente com outros dados
destes ambientes (GOREAU; DEMELLO, 1985 e KELLER et al, 1986). O desvio padrão
das medições foi de 9,4 x 10
13
cm
-2
s
-1
e o intervalo de 90% de confiança para a média foi
± 2,6 x 10
13
cm
-2
s
-1
(±10%).
19
A quantidade média anual de palha do dossel para os solo na floresta Ducke é
aproximadamente de 6 toneladas de matéria orgânica seca há
-1
ano
-1
(KLINGE;
RODRIGUES, 1968). Se assumirmos 0,5 g C por grama de matéria orgânica
(WHITTARKER;LIKENS, 1972), a fonte de carbono para os solos atravésda palha do
dossel é de apenas 300 g C m
-2
ano
-1
(0,34 kg C há
-1
hr
-1
), aproximadamente 19% do fluxo
de CO
2
do solo. Este resultado concorda com estudos anteriores, por exemplo,
SCHLESINGER (1977) e MEDINA et al (1980) que indicaram que a respiração e a
decomposição de raízes são fatores dominantes na produção de CO
2
no solo. Eles
verificaram também que há uma indicação de que os fluxos de CO
2
do solo na estação
úmida (novembro-junho) podem ser mais baixos do que os fluxos iniciais na estação seca
(julho-agosto). Esta diferença pode ser reflexo de vários fatores ambientais. O fluxo solar
incidente médio para a floresta é mais baixo durante a estação úmida, que pode levar a
redução do metabolismo da raiz reduzindo sobretudo a fotossíntese comunitária. A
produção de CO
2
através da decomposição da matéria orgânica pode ser inibida por taxas
menores da difusão de O
2
dentro do solo. A decomposição da palha no solo pode alcançar
o pico no início da estação seca por causa da queda de folhas nesse período.
Segundo N. La Scala Jr. *, J. Marques Jr., G.T. Pereira, J.E. (2000), o estudo das
emissões de CO
2
dos solos é uma tarefa importante devido ao fato de que este estudo está
relacionado a muitos assuntos ambientais. Neste trabalho, nós estudamos a variação de
emissão de CO
2
em terras virgens, onde microorganismos são a fonte exclusiva de gás
carbônico. Estudando uma área de 100x100m em três diferentes dias, nós achamos valores
comuns de emissões de CO
2
que variam entre 1.26 - 2.48 mol CO
2
m
-
²s
-
¹ (0,06 - 0,11 mg
CO
2
m
-
² s
-
¹). Comparando estes resultados com a literatura, nossos valores de emissões
estão dentro dos mesmos valores informados em solos cobertos por vegetação (0.03-0.025
mg CO
2
m
-
²s
-
¹). (Fang et al., 1998; Rout and gupta, 1989; Carlyle and Than, 1988 ).
Também econtramos uma variabilidade de solos nas emissões de CO
2
que ao
passar de cada dia de medições os quais estes modelos já são semelhantes aos estudados.
Outros trabalhos de pesquisa também informaram a natureza complexa da variabilidade de
emissões de CO
2
para a atmosfera, realizadas pelo solo (Fang et al., 1998; Dasselaar et al.,
1998:Rochette et al ., 1991). Entretanto, só alguns pesquisadores demonstraram pequenas
20
mudanças de estado nas emissões de CO
2
, comparadas aos padrões de variabilidades
destas emissões controlando seus possíveis fatores, ou seja, as propriedades da terra.
2.5.1 Fração Sólida do Solo
As partículas sólidas do solo variam enormemente quanto à qualidade e ao
tamanho . Quanto ao tamanho, algumas são suficientemente grandes para serem vistas a
olho nu, ao passo que as outras são tão diminutas a ponto de apresentarem propriedades
coloidais. O termo “textura” refere-se à distribuição das partículas do solo tão somente
quanto ao seu tamanho.
Cada solo recebe uma designação diferente à sua textura, designação esta que nos
dá uma idéia de tamanho das partículas mais freqüentes. Tradicionalmente, as partículas
do solo são divididas em três frações de tamanho, chamadas frações texturais como a areia,
limo e argila. Ainda não existe um acordo nas definições dessas classes.Na tabela (2.4).
são mostrados os dois esquemas de classificação mais utilizados.
Feita a análise mecânica ou textural de um solo, isto é, determinadas as quantidades
relativas das três frações – areia, limo e argila – o solo recebe uma designação, sendo
encaixado em determinada classe textural. Assim, os solos com diferentes proporções de
areia , limo e argila recebem diferentes designações.
A determinação da distribuição dos tamanhos das partículas do solo é conhecida
como análise mecânica do solo. A separação das frações é geralmente feita por
peneiramento do solo seco ao ar, com uma seqüência de peneiras, até um diâmetro de
partículas de aproximadamente 0,05 mm. A fim de separar as partículas de diâmetro
menor, geralmente é utilizado o método de sedimentação. Este consiste em dispersar uma
amostra de solo em suspensão aquosa e medir as velocidades de decantação (ou
sedimentação) das partículas de diferentes tamanhos.
21
Tabela 2.1 – Classificações texturais do solo
0,02 0,05 0,1 0,25 0,5 1,0 2,0mm
0,002 0,02 0,2 2,0 mm
Fonte :CLASSIFICAÇÃO DA SOCIEDADE INTERNACIONAL DA CIÊNCIA DO SOLO
Uma partícula em queda livre no vácuo não encontra resistência ao movimento e,
em conseqüência, aumenta sua velocidade ao longo de sua trajetória. Já uma partícula
esférica em queda livre dentro de um fluído encontra uma resistência (fricção),
proporcional a seu raio r, velocidade v e viscosidade do fluído . De acordo com STOKES
(1851), a força de fricção f
r
é dada por:
F
r
= 6
π
vr
η
(2.8)
Devido a esta resistência, a partícula atinge um velocidade constante de queda , isto
é, sem aceleração. Nestas condições, a somatória de todas as forças que atuam sobre a
partícula deve ser nula (v = constante ou aceleração = 0). Além da força de fricção,
dirigida de baixo para cima, uma partícula está sujeita a uma força de empuxo f
2
, também
dirigida de baixo para cima. Esta é dada pelo peso do volume do fluído deslocado:
ARGILA
ARGILA
LIMO
LIMO
MUITO
FINA
FINA MÉDIA GROSSA
AREIA
AREIA
FINA GROSSA
CASCALHO
CASCALHO
MUITO
GROSSA
22
f
e
= 4 r
3
f
g (2.9)
3
onde
f
é a densidade do fluído, g a aceleração da gravidade, e 4r
3
/3 o volume da partícula
considerada esférica. A última força que atua sobre a partícula é seu peso f
p
, está dirigida
de cima para baixo, dada pelo produto de sua massa pela aceleração da gravidade.
f
p
= 4 r
3
s
g (2.10)
3
onde
s
é a densidade da partícula.
Portanto, fazendo o balanço das forças, obtém-se:
F
r
= 6
π
vr
η
+ f
e
= 4 r
3
f
g + f
e
= 4 r
3
s
g (2.11)
3 3
donde:
v = 2 r
2
g (
s
–
f
) = d
2
g (
s
–
f
) (2.12)
9 18
sendo d o diâmetro da partícula. Assumindo que a velocidade de equilíbrio é atingida
quase que instantaneamente, pode-se calcular o tempo necessário para uma partícula de
diâmetro d percorrer em queda, uma altura h, pois velocidade é espaço percorrido por
unidade de tempo:
t = 18 h (2.13)
23
d
2
g (
s
–
f
)
Considerando-se as partículas do solo como esféricas, de densidade uniforme, que
elas decantem individualmente, que o fluxo do fluído ao redor delas é laminar e que as
partículas são suficientemente grandes para que não sejam afetadas pelos movimentos
térmicos das moléculas do fluído, lei de STOKES, representada por (2.9.3)ou (2.9.4 pode
ser utilizada na determinação da distribuição das partículas do solo. Para tanto, toma-se
uma massa (50 a 100g) de solo disperso em 1 litro de água, em um cilindro de laboratório.
Vários dispersantes, necessários para manter as partículas de solo separadas (não
aglutinadas, isto é, dispersas) são utilizados, como a soda e o calgon. Desejando-se saber a
quantidade de material que possui diâmetro d menor que um dado valor escolhido, espera-
se que a solução dispersa decante por um tempo t (calculado por 2.9.4) de tal forma que
uma altura h (a partir da superfície) fique livre de partículas de diâmetro maior que d. Isto
acontece por que a velocidade de queda é proporcional à massa. A altura h é geralmente 10
cm, que é uma altura suficiente para que um densímetro seja introduzido (entre O e h),
sendo assim determinada a densidade da suspensão.
De acordo com o clássico triângulo de classificação textural (MONIZ, 1972), o
solo pertence à classe textural: barrento. Os resultados obtidos na análise mecânica de um
solo são geralmente apresentados em quadros ou gráfico (porcentagem de partículas com
diâmetro menor que d em função do logaritmo do diâmetro).
Maiores detalhes sobre a análise mecânica dos solo podem ser vistos em KLUTE
(1986). Recentemente um novo método, muito promissor foi publicado por VAZ et al
(1992), que mede as concentrações C pela atenuação de um feixe gama por uma suspensão
de solo água. O termo estrutura é utilizado para descrever o solo no que se refere ao
arranjo, orientação e organização das partículas sólidas. A estrutura também define a
geometria dos espaços porosos. Como o arranjo das partículas do solo é geralmente muito
complexo para permitir qualquer caracterização geométrica simples, não existe meio
prático de se medir a estrutura de um solo. Por isso, o conceito de estrutura do solo é
qualitativo.
24
A junção de partículas do solo dá origem a agregados. Estes são classificados
quanto à forma (prismáticos, laminares, colunares, granulares e em bloco) e ainda quanto
ao tamanho do agregado (de acordo com seu diâmetro). Também tem sido dada
importância ao grau de desenvolvimento e estabilidade dos agregados. Um solo bem
agregado (estruturado) apresenta uma boa quantidade de poros de tamanho relativamente
grande. Dizemos que possui alta macroporosidade, qualidade que afeta a penetração de
raízes, circulação de ar (aeração), seu manejo do ponto de vista agrícola (operações de
cultivo) e a infiltração de água.
Qualitativamente, separaremos a fração sólida do solo em quatro sub-frações:
matéria primária, óxidos e sais, matéria orgânica e matéria secundária. Uma descrição
qualitativa das espécies de materiais primários existentes no solo é dada no quadro (2.5).
Como se pode verificar, os elementos nutrientes às plantas: Ca, Mg, K e Fe são abundantes
nos materiais primários. O fósforo P já é menos freqüente e notável é a ausência de macro-
nutrientes N e S e dos micro-nutrientes Cu, Zn, Co, Mo e B.
Tabela 2.2 – Composição química aproximada dos principais materiais primários do solo.
25
Mineral SiO
4
Al
2
O
3
Fe
2
O
3
CaO MgO K
2
O P
2
O
5
Quartzo 100 - - - - - -
Ortoclase 64 19 - 1,5 - 12 -
Albita 65 23 - 4,5 - 2 -
Anortila 42 33 - 15 - 1 -
Muscovita 45 35,5 - - 1,5 9,5 -
Biotita 34,5 21 10 1 11 7,5 -
Hornblenda 48 9,5 3 7,5 14 1 -
Angita 50 6,5 3 21 13 - -
Olivina 39 - 1,5 - 40 - -
Apatita - - - 54,5 - - 41
Magnetita - - 69 - - - -
Fonte: NIELSEN & BIGGAR, (1980)
Os óxidos, carbonatos e sulfatos podem conter elementos nutrientes, tais como Ca,
Mg, S e Fé. Entretanto, os carbonatos, quando presentes, são, provavelmente, mais
importantes como tampões para pH. Os óxidos de ferro são importantes como agentes de
cementação (formação de agregados) entre partículas. No quadro 2.6. é apresentada a
composição dos principais óxidos encontrados em solos de climas diversos. Os óxidos e
hidróxidos de Fe e Al existem em muitos solos, tanto na forma cristalina como também na
forma amorfa. Dependendo do pH esterno e da concentração salina da solução do solo,
eles dissociam grupos H
+
ou OH
-
, tornando-se eletricamente carregados, podendo adsorver
cátions e ânions em pontos de carga negativa e positiva, respectivamente, contribuindo
assim para a capacidade de troca de iônica que será estudada em detalhe em futuros
assuntos.
26
Tabela 2.3 – Composição de solos minerais de zonas tropical e temperada.
Óxidos Solo Tropical Solo Temperado
SiO
2
3 -30 60 - 95
Al
2
O
3
10 -40 2 - 20
FeO
3
10 -70 0,5 - 10
CaO 0,05 - 0,5 0,3 2
MgO 0,1 - 3 0,05 1
K
2
O 0,01 - 1 0,1 2
P
2
O
5
0,01 - 1,5 0,03 0,3
Fonte: LIBARDI, 1980.
2.6 Matéria Orgânica do Solo e Formação dos Minerais
A matéria orgânica é fonte de N, S e P às plantas. Seu conteúdo na maioria dos
solos, varia entra 1 a 10%. A matéria orgânica também possui grande superfície específica
que é reativa devido à dissociação de grupos COOH, OH E NH
2
, produzindo ainda
complexos como Fe, Mn, Ca, Mg e outros.
O solo possui poros de variadas formas e dimensões, que condicionam um
comportamento peculiar. A fração do solo que mais decisivamente determina seu
comportamento físico é a fração argila, que é a matéria secundária. A argila possui a maior
área específica (área por unidade de massa) e por isso, é a fração mais ativa em processos
físico-químicos que ocorrem no solo.
Partículas de argila absorvem água e são responsáveis pelos processos de expansão
e contração quando um solo absorve ou perde água. A maioria das partículas de argila são
carregadas negativamente e, devido a isto, formam uma “camada eletrostática dupla”ou
27
“dupla camada iônica” (electrostatic double layer) com íons da solução do solo e mesmo
com moléculas de água que são dipolos.
A areia e o limo têm áreas específicas relativamente pequenas e,
conseqüentemente, não mostram grande atividade físico-química. Areia e limo são
importantes na macroporosidade do solo onde predominam fenômenos capilares, quando o
solo acha-se próximo à saturação juntamente com a argila, o limo e a areia formando a
“matriza sólida” do solo.
A argila é constituída de partículas de diâmetro menor que 2, compreendendo um
grande número de minerais, alguns dos quais são amorfos (materiais os quais não são
sólidos e nem líquidos), mas boa parte é constituída de micro-cristais de tamanho coloidal
e estrutura definida. Entre estes cristais, ou minerais de argila,encontram-se os
aluminosilicatos.
Basicamente, estes se constituem de duas unidades estruturais: um tetraedro de
átomos de oxigênio envolvendo um átomo de silício (Si
-2
) e um octaedro de átomos de
oxigênio (ou grupo hidroxílico OH
-
) envolvendo um átomo de alumínio (Al
+3
). Os
tetraedros e octaedros são unidos pelos seus vértices por meio de átomos de oxigênio que
são compartilhados. Por esse motivo formam-se camadas de tetraedros e octaedros
segundo RICHARD, NIELSEN & BIGGAR, (1980).
Existem dois tipos principais de aluminosilicatos, dependendo da relação entre
camadas e tetraedros e octaedros. Em minerais como a caulinita, uma camada de octaedros
compartilha oxigênios de uma camada de tetraedros. Em minerais como a montmorilonita,
uma camada de octaedros compartilha oxigênio de duas camadas de tetraedros. Estas
estruturas descritas, também denominadas “micelas”, são ideais e eletricamente neutras.
Na natureza durante a sua formação, ocorrem substituições de átomos
(substituições isomórficas ou isomorfas) que produzem um não balanceamento de cargas.
Assim é comum a substituição de Si
+4
por Al
+3
nos tetraedros e a substituição de Al
+3
por
Mg
+2
e/ ou Fé
+2
nos octaedros. Isto acontece porque, quanto ao tamanho, estes átomos
podem perfeitamente substituir uns aos outros na rede cristalina e, como resultado, cargas
28
negativas de oxigênio permanecem não balanceadas, tornando as micelas em superfícies
eletricamente carregadas.
Outra fonte de carga não balanceada nos minerais de argila é a neutralização
incompleta dos átomos nas extremidades das redes cristalinas e materiais orgânicos. Estas
cargas são neutralizadas externamente pela solução aquosa do solo, isto é íons trocáveis
(Ca
2+
, H
1+
, H
2
PO
4
1-
, NO
3
1-
, PO
4
3-
, ...) ou mesmo dipolos de água. Estes íons também
penetram entre as micelas justapostas, a fim de neutralizar as cargas originais pela
substituição isomórfica. Um caso típico é o potássio, elemento essencial às plantas, que ao
penetrar entre as lâminas de alguns aluminosilicatos, torna-se praticamente indisponível.
Estes íons adsorvidos eletricamente não fazem parte da estrutura cristalina e podem
ser “trocados”ou substituídos por outros. Este fenômeno de substituição é denominado
“troca iônica” fenômeno de vital importância em físico-química de solos, pois ele afeta a
retenção ou liberação dos nutrientes às plantas, dos sais minerais e os processos de
floculação e dispersão dos colóides do solo.
2.6.1 Capacidade de Troca Iônica do Solo
A carga das micelas de argila é geralmente apresentada como densidade superficial
de carga (número líquido de posições de troca por unidade de área de micela) mas, mais
comum é a caracterização de um solo pela capacidade de troca iônica (CTI).
A capacidade de troca iônica ocorre sempre em um sistema onde se encontram
superfícies carregadas eletricamente. Até o momento, consideramos apenas o caso de
argilas apresentando cargas negativas simetricamente distribuídas em sua superfície. No
sistema solo-planta, tanto as argilas como a matéria orgânica, os óxidos. A superfície das
raízes, tecidos biológicos, etc, apresentam cargas tanto positivas como negativas. Essas
cargas podem ser permanentes ou não-permantes.
As cargas permanentes são aquelas que aparecem principalmente nos cristais de
argila, como conseqüência da substituição isomórfica. As cargas não permanentes
29
aparecem sempre que uma superfície apresenta propriedades de ácido ou base fracos.
Como os materiais descritos apresentam estas propriedades, eles apresentam cargas não-
permanentes. Estas, logicamente, são dependentes o pH da solução.
Quando uma superfície apresenta cargas negativas em excesso, ela denomina-se
como “trocadora de cátions”e quando possui excesso de cargas positivas, denomina-se:
“trocadora de ânions”. Portanto, a capacidade de troca iônica de um material é medida
quantitativa do fenômeno de troca iônica. Pode-se determinar a capacidade de troca CTC e
a capacidade de troca aniônica CTA, sempre expressos em miliequivalentes de íons
adsorvidos por 100 g de material (solo).
Assim, um solo com capacidade de troca catiônica de 15meq/100g, tem a
capacidade de reter 15 meq de qualquer cátion por 100g de solo. A CTI é a função de uma
série de fatores, distinguindo-se entre eles o pH da solução do solo. Para o caso dos
cátions, amostras de montmorilonita pura em pH 6 têm uma capacidade de troca catiônica
CTC ao redor de 100 meq/100 g, ao passo que a caulinita tem CTC de apenas 4 a 9 meq /
100 g. Essas diferenças são devidas, principalmente, a diferenças de densidade superficial
de carga e superfície específica. Esta última é definida como a superfície total das
partículas sólidas por unidade de massa do solo. É geralmente dada em m
2
/g.
A matéria orgânica também contribui sensivelmente para a capacidade de troca
iônica. A CTC do ácido húmico varia entre 250 à 400 meq/100, isto é, três vezes maior
que a montmorilonita, dependendo muito do pH. A matéria orgânica exerce também
grande influência na estrutura do solo.
Segundo MARCOS (1971), consta um minucioso estudo das propriedade física e
morfológicas de quatro solos de importância agrícola no Estado de São Paulo. Neste
trabalho o autor apresenta dados de distribuição de partículas, características químicas,
porosidade, características de agregados, constantes de Atteberg e mineralogia de argila de
amostras de solo das séries Iracema, Luiz de Queiroz, Guamium e Tanquinho (RANZANI
et al, 1967).
30
Algumas relações massa-volume têm sido utilizadas para descrever as três frações:
sólida, líquida e gasosa e suas inter-relações. Se tomarmos uma amostra de solo
(suficientemente grande para conter as três frações e que represente uma certa porção do
perfil, digamos, um torrão de 100 a 500 g, por exemplo, poderemos discriminar as massas
e o volumes de cada fração.
Figura 2.4 – Amostra de um solo indicando frações
Portanto:
M
T
= m
s
+ m
l
+ m
g
(2.14)
V
T
= V
s
+ V
l
+ V
g
(2.15)
onde m
T
, é a massa total da amostra; m
s
, a massa das partículas sólidas;m
l
, a massa do
solo que por ser diluída, é tomada como massa de água; m
g
, a massa de gás, isto é, ar do
solo, que é uma massa desprezível em relação à m
s
e m
l
; V
T
, é o volume total da amostra;
V
s
. o volume sólido ocupado pelas partículas sólidas; V
l
, pela água e V
g
, o volume dos
gases.
SÓLIDOS m
s
, V
s
LÍQUIDO m
l
, V
l
GASES m
g
, V
g
31
2.6.2 Densidade das Partículas do Solo
A densidade de partículas depende da constituição do solo e como esta varia
relativamente pouco de solo para solo, ela não varia excessivamente entre diferentes solos.
O quartzo tem d
p
= 2,65 g.cm
-3
e como ele é componente freqüente nos solo, a densidade
das partículas oscila em torno desse valor. A média para uma grande variedade de solos é
de 2,7 g.cm
-3
. Se a constituição do solo for muito diferente, como é o caso de solos
turfosos (com muita matéria orgânica), seu valor pode ser mais baixo. Alguns exemplos
são os solos Podzólico Vermelho-Amarelo (PVA), fração arenosa com densidade d
p
= 2,65
g.cm
-3
e o solo de Terra Roxa Estruturada (Alfisol) com densidade d
p
= 2,71 g.cm
-3
.
A determinação da densidade das partículas é feita pela pesagem do solo seco (m
s
),
isto, isto é, após peso constante de estufa a 105° C (cerca de 24 a 48 h) medida do volume
V
s
, obtida através da variação de volume registrada quando m
s
é imerso em um líquido.
Por exemplo, 458 g de solo seco (m
s
) são colocados em proveta contendo 200 cm
3
de
água. O volume final é 369 cm
3
. Logicamente, V
s
= 369 – 200 = 169 cm
3
e, portanto, d
s
=
458/169 = 2,710 g.cm
-3
. Nesta metodologia são utilizados frascos especiais, chamados
picnômetros, que permitem a determinação precisa de volumes. Um cuidado especial deve
ser tomado para evitar bolhas de ar agregados ou microporos, que levam a erro na medida
por isso, muitas vezes é utilizado o álcool ou a água sob vácuo para a retirada do ar
dissolvido.
A densidade global, por ter seu denominador o volume total da amostra V
T
(daí o
nome global), varia de acordo com o V
T
. Ao se compactar (comprimir) uma amostra, m
s
parece constante e V
T
diminui, em conseqüência d
g
aumenta. A densidade global é,
portanto, um índice do grau de compactação de um solo. Para solos de textura grossa, mais
arenosos, as possibilidades de arranjo das partículas não são muito grandes e, por isso, os
níveis de compactação também não são grandes. Pelo fato de possuírem partículas
maiores, o espaço poroso também é constituído principalmente de poros maiores
denominados arbitrariamente, de macroporos; de forma aparentemente paradoxal, nestes
solos, o volume de poros é pequeno. As densidades globais do solos arenosos oscilam
32
entre 1,4 a 1,8 g.cm
-3
. Para um mesmo solo arenoso, este intervalo de variação, a
diferentes níveis de compactação é bem menor.
Para solos de textura fina, mais argilosos, as possibilidades de arranjo das
partículas são bem maiores. Seu espaço poroso é constituído, essencialmente, de
microporos e o volume de porosV
g
é grande; por isso apresentam um intervalo pouco
maior de densidade global (0,9 a 1,6g.cm
-3
). Diretamente ligada à definição de densidade,
está a porosidade que é uma medida de espaço poroso. A porosidade total também
denominada Volume Total de Poros, VTP, de um solo é definida por:
Ela é dimensional (cm
3
.cm
-3
) e geralmente expressa em porcentagem. Para
exemplo do torrão utilizado para exemplificar as equações (2.9.6) e (2.9.7) abaixo:
A densidade das partículas (também chamada de densidade real):
d
p
= m
s
(g.cm
-3
) (2.16)
V
s
A densidade global (também chamada densidade aparente ou apenas densidade do
solo):
d
g
= m
s
(g.cm
-3
) (2.17)
V
T
A porosidade total do solo também é logicamente afetada pelo nível de
compactação. Pois, quanto maior d
g
, menor será . Sendo definido pela expressão:
= V
p =
V
T
-V
s
(2.18)
V
T
V
T
33
Pode-se ainda demonstrar que:
= [ 1- d
g
] (2.19)
d
p
fórmula esta muito utilizada para utilizar a porosidade total .
FREIRE et al (1980) dão exemplo de como d
p
, d
g
e podem variar em solos de Minas
Gerais como mostra a tabela 2.4.
Tabela 2.4. – Dados da densidade global (d
g
), densidade das partículas (d
p
) e
porosidade total () para alguns solos de Minas Gerais (FREIRE et al, 1980)
Solo dg d
p
(g.cm
-3
) (g.cm
-3
) (%)
Podzólico Vermelho Amarelo 1,2 2,6 53,8
Terra Roxa Estruturada Eutrófica 1,0 2,7 62,9
Latossolo Vermelho Escuro 1,1 2,7 59,2
Latossolo Vermelho Amarelo 1,1 2,6 57,7
Latossolo Roxo Distrófico 1, 0 2,8 64,3
Fonte: FREIRE et al (1980)
Segundo, REICHARD et al (1976), estas propriedades podem variar dentro de uma mesma
unidade de solo (variação espacial). Na determinação da densidade global, o grande
problema está na medida do volume total da amostra, V
t
. Um torrão tem uma forma
irregular e poroso sendo que os poros fazem parte de V
T
. Um dos métodos mais utilizados
é o “método da parafina, em que o torrão seco de massa m
s
,
suspenso por uma linha, é imerso em água, para que, pelo empuxo, se possa determinar
seu volume (Princípio de Arquimedes). Outra técnica bastante usada é do anel
volumétrico, o qual fica completamente cheio de solo. Depois de eliminado o excesso de
solo, o volume de solo V
t
é igual à V. Esta operação deve, porém, ser feita com cuidado, a
fim de não compactar o solo, o que é muito difícil. Outro problema na determinação da
34
densidade global é a umidade do solo. A definição envolve m
s
que é obtido com solo seco
e, ao secar um solo, a amostra se contrai, diminuído V
T
. Isto é de alta significância em
solos expansivos, argilosos, com argila tipo 2:1, como por exemplo os Vertissolos. Nestes
casos, o melhor é indicar a umidade do solo na qual foi determinado o V
t
.
2.7 FRAÇÃO LÍQUIDA DO SOLO
A fração líquida do solo é uma solução aquosa de sais minerais e substâncias
orgânicas, sendo os sais minerais de maior importância. Em geral, a solução do solo não é
o reservatório dos íons nutrientes às plantas, exceto para o cloro e talvez o enxofre, que
não são adsorvidos pela fração sólida incorporadas à matéria orgânica.
Quando a planta retira íons da solução do solo, sua concentração pode variar com o
tempo de maneira diferente para cada nutriente e cada condição ambiental especial. Existe
uma constante interação entre fração sólida (reservatório de íons) e a fração líquida,
interação esta complexa, regida por produtos de solubilidade, constantes de equilíbrio, etc.
devido a isto, a descrição da concentração da solução do solo torna-se difícil e apenas
valores médios aproximados podem ser obtidos.
REISENAUER (1966), apresenta valores médios para uma série de solos do estado
da Califórnia, nos E.U.A (tabela 2.5.).
35
Tabela 2.5. – Nutrientes na solução do solo
Elemento Concentração (ppm)
Cálcio (Ca
++
) 75
Magnésio (Mg
++
) 75
Nitrogênio (NO
3
-
) 125
Fósforo (PO
4
-3
) 0,01
Potássio (K
+
) 40
Enxofre (SO
4
-2
) 50
Fonte: REISENAUER (1966)
Tabela 2.6. - Composição da solução do solo (milimoles/litro).
Elemento Intervalo para todos os tipos de solo Solo ácido Solo calcário
Ca 0,5 38 3,4 14
Mg 0,7100 1,9 7
K 0,2 10 0,7 1
Na 0,4 150 1,0 29
N 0,16 55 12,1 13
P 0,001 1 0,007 0,03
S 0,1 150 0,5 24
Cl 0,2 230 1,1 20
Fonte: FRIED E SHAPIRO (1961).
Observando os dados das tabelas (2.5) e (2.6), nota-se que os principais nutrientes,
exceto o fósforo, estão presentes em concentrações entre 10
-3
e 10
-4
M. O fósforo possui
normalmente a concentração mais baixa, comumente entre 10
-5
e 10
-6
M.
A presença de solutos confere à solução o que no passado foi denominado pressão
osmótica. A pressão osmótica de uma solução expressa a diferença de potencial na solução
em relação ao da água pura. Quando uma solução é separada de um volume de água pura
36
por meio de uma membrana semi-permeável (deixa passar o solvente e não deixa passar o
soluto), a água tenderá a se difundir através da membrana, a fim de ocupar o estado de
energia inferior na solução
Figura 2.5 – Esquema de osmômetro
A pressão osmótica é a pressão que pode ser aplicada à solução a fim de impedir a
passagem de água para a solução. Na figura (2.4), inicialmente a solução se achava sob
pressão P
0
(igual à atmosférica) e, com a passagem da água pela membrana, sua pressão
passa para (P
0
+ g.h). Na condição de equilíbrio, ph é uma medida de pressão osmótica da
solução. Para soluções diluídas, a pressão osmótica P
os
pode ser estimada pela equação de
van’Holf:
P
os
= Rta (2.20)
Onde R é a constante universal dos gases (0,082 atm.l/°K.mol); sendo T, a temperatura
absoluta (°K) e a, a atividade da solução (Mol.1). a pressão osmótica é realmente o
potencial osmótico da água devido à presença dos solutos da e (energia), mais
especificamente, energia por unidade de volume a qual é uma pressão. O sinal negativo
mostra que a energia da água na presença de solutos é menor que a energia da água pura,
considerada como padrão e igual a zero.
TURATI E REICHARDT (1991), fizeram um estudo detalhado do armazenamento
de água em Terra Roxa Estruturada, utilizando diferentes métodos de integraçãoe
37
estudando a variabilidade espacial do conceito. De grande importância para a análise do
comportamento de uma cultura são as variedades de umidade de solo e, conseqüentemente,
do armazenamento de água. Estas variações são um reflexo das taxas de
evapotranspiração, precipitação pluvial, irrigação e movimentos de água no perfil de solo.
Os perfis de umidade do solo são apresentados na tabela (2.7.):
Tabela 2.7. - Perfis de umidade do solo (cm
3
.cm
-3
) em cultura de milho (1988).
Profundidade Umidade
(cm) 5/1 9/1 13/1 17/1
0 - 20 0,351 0,292 0,249 0,202
20 - 40 0,325 0,276 0,232 0,200
40 - 60 0,328 0,260 0,226 0,203
60 - 80 0,315 0,296 0,275 0,266
80 - 100 0,316 0,316 0,315 0,314
Fonte:REICHARDT (1996).
2.8 Fração Gasosa do Solo
38
A fração gasosa do solo constitui-se do ar do solo ou da atmosfera do solo. Sua
composição química é semelhante à da atmosfera livre, junto à superfície do solo
apresentando diferenças principalmente nos teores de O
2
eCO
2
. O oxigênio é consumido
por microrganismos e pelo sistema radicular das plantas superiores, de tal forma que sua
concentração é menor do que na atmosfera livre. Ao contrário, o CO
2
é liberado em
processos metabólicos que ocorrem no solo e, por isso, seu teor é geralmente mais alto.
Em casos de adubações com uréia, sulfato de amônia, etc., os teores de NH
3
na atmosfera
do solo podem aumentar significativamente. Outros gases orgânicos e inorgânicos também
podem ter suas composições alteradas, dependendo das atividades biológicas do solo. Do
ponto de vista do vapor de água do solo, o ar do solo encontra-se quase sempre muito
próximo à saturação (equilíbrio da água no solo).
O ar do solo ocupa o espaço poroso não ocupado pela água. Já vimos que para um
solo seco, todo espaço vazio é dado em função da porosidade do solo (equação 2.9.9.7) é
ocupado pelo ar. Quando um solo possui umidade ( =
(t,z)
), apenas a diferença entre e
é denominada porosidade livre de água , sendo:
= ( – ) cm
3
.cm
-3
(2.21)
Para um solo saturado:
= e =0 (2.22)
Da mesma forma como foi discutido para o caso de solutos, a concentração de
qualquer gás no solo pode ser feita com bases no volume ocupado pelo fluxo do fluído
apenas (ar do solo) ou com base no volume do mesmo.
Assim:
C = quantidade de gás (2.23)
39
Volume de ar
Como por exemplo cm
3
O
2
/cm
3
ar, ppm SO
2
, o importante é que a base é o volume de ar,
que para 1 cm
3
de solo é .
C’= quantidade de gás (2.24)
Volume de solo
E, logicamente,
C’ = C (2.25)
2.8.1 O Processo de Aeração do Solo
O processo de aeração do solo é de grande importância na produtividade do
mesmo. Para a maioria das plantas (com exceção daquelas especializadas, como o arroz), a
transferência de oxigênio da atmosfera para as raízes precisa ser em proporções sufientes
para suprir suas necessidades. Crescimento adequado de raízes requer oxigênio (aeração)
de tal forma que as trocas de gás entre a atmosfera e solo se dêem com velocidade
suficiente para não se permitir deficiência de O
2
(ou excesso de CO
2
), na zona ativa das
raízes. Microrganismos também requerem condições ideais para seu desenvolvimento.
Medidas de consumo de oxigênio por raízes de plantas (HAWKINS, 1962), mostram que
são necessários aproximadamente 10 litros de O
2
por m
2
de cultura , por dia.
Considerando-se uma porosidade livre de água 20% que o ar possuiu 20% de O
2
e
que a zona das raízes tem 1 m de profundidade, a quantidade de O
2
por m
2
de superfície é
de 40 litros, isto é, quatro vezes a demanda das raízes. Isto significa que, para manter boas
40
condições de aeração, 25% do ar do solo precisa ser renovado diariamente. Os cálculos
acima efetuados têm finalidade única de dar idéia das proporções do problema. Em
condições reais, as velocidades de aeração, provavelmente variam entre limites mais
extremos. Segundo ERICKSON e VAN DOREN (1960), o crescimento das plantas
depende mais da ocorrência de períodos de falta de O
2
do que de condições médias de
aeração.
A troca de gases e movimento de gases no solo podem se dar (1) na fase gasosa
(difusão ou transporte de massa), em poros não ocupados por água, interconectados e em
comunicação com a atmosfera, e (2) dissolvidos em água. Como a difusão dos gases no ar
é geralmente maior que na fase líquida, a porosidade livre de água ( – ) torna-se bastante
importante na aeração.
A composição do ar do solo (VAN BAVEL, 1965), depende das condições de
aeração. Em solo com boa aeração ele não difere significativamente do ar atmosférico,
exceto por uma unidade relativa que, quase sempre, é próxima à saturação (em solo seco
ao ar, a umidade relativa do ar é aproximadamente 95%) e uma concentração mais alta de
CO
2
, isto é, 0,2 – 1% em comparação com o ar atmosférico que é 0,03%. Em condições de
aeração limitada a concentração de CO
2
pode aumentar e a de O
2
diminuir, ambas
drasticamente.
A concentração de gases na água geralmente aumenta com a pressão e decresce
com a temperatura. De acordo com a lei de Henry, a concentração de gás dissolvido é
proporcional à pressão parcial P
1
do referido gás; assim:
C = sP
1
(2.26)
P
0
onde s é o coeficiente de solubilidade do gás na água e P
0
a pressão da atmosfera.
2.8.2 Propriedades Térmicas do Solo
41
De importância no estudo termodinâmico e agronômico do solo são suas
propriedades térmicas, principalmente seu calor específico, sua condutividade térmica. A
primeira se refere ao solo como reservatório de calor e a segunda como transmissor de
calor.
Calor específico é, por definição, a quantidade de calor sensível cedida ou recebida
pela unidade de massa ou de volume de solo, quando sua temperatura varia de 1°C. Como
a umidade do solo é variável, o calor específico do solo, em seu estado natural, não é uma
característica só do solo, mas sim do conjunto solo-água. Para solos secos ele pode ser
considerado constante. De solo para solo ele varia, dependendo das proporções de matéria
mineral e orgânica.
O calor específico ou capacidade térmica por unidade de volume de solo pode ser
determinado pela adição das capacidades térmicas dos diferentes constituintes em 1 cm
3
.
em geral a capacidade calorífica da fração gasosa pode ser desprezada.
Assim:
C = (1 –) C
s
+ . C
a
(2.27)
onde C é o calor específico do solo (cal/cm
3
°C), a porosidade , C
s
o calor específico da
fração sólida (cal/cm
3
°C), a umidade à base de volume e C o calor específico da água (1
cal/cm
3
°C).
A condutividade térmica K pode ser definida a partir da lei de Fourier, segundo a
qual a densidade de fluxo de calor no solo q(cal/cm
2
seg) é proporcional ao gradiente de
temperatura dT/dx, isto é:
42
q = -k dT (2.28)
Dx
Além da composição da fração sólida do solo e principalmente a umidade, a
condutividade térmica do solo K é também uma função de densidade global. Outro
parâmetro de grande importância na caracterização térmica de um solo é a difusividade
térmica D. Ela é definida pelo quociente:
D = k (2.29)
C
Capítulo 3
Material e Método
Neste capítulo descreve-se os materiais utilizados no presente trabalho, bem
como sua origem e especificações. Estará descrito também o procedimento experimental
adotado no trabalho.
3.1 Material
3.1.1. Solo
O solo utilizado no presente trabalho é proveniente da fundação Mokiti Okada,
situada no município de Ipeúna – SP. O solo coletado é classificado como solo latossolo
vermelho-escuro, argiloso, com 60% de absorção de água, extremamente compactado
dificultando assim o desenvolvimento das raízes, introdução de oxigênio e
conseqüentemente afetando o aumento da população microbiana, dificultando o
desenvolvimento das sementes.
44
O solo coletado também é pouco arenoso com uma camada superficial humificada
muito fina. Devido às características iniciais, especialistas (técnicos, biólogos) da fundação
Mokiti Okada, adotaram o método de introdução de adubação verde, sistema este que
necessita de aeração (para maior penetração de oxigênio através de sistemas de arado com
discos rotativos), introdução de matéria orgânica (adubação verde derivada de sementes de
aveia, milho, capim seda, milheto e outros invasores). Após o desenvolvimento dessas
sementes as plantas já adultas são submetidas ao corte dos discos de arados rotativos o que
resulta na mistura desta matéria orgânica ao solo (incorporação da adubação verde).
Após esta mistura os técnicos adicionam 2/100 (duas partes de organismo para cem
partes de água), ou seja, 200mL/m
2
neste solo com adubação verde o qual servirá de matriz
para o desenvolvimento das plantas em cultivo da Fundação Mokiti Okada.
3.1.2. Matéria orgânica incorporada
A matéria orgânica incorporada ao solo é derivada de 85% de sementes de aveia
(espécie amarela), o que corresponde a uma produção de massa verde de 15 ton/ha (15
toneladas por hectare). Os outros 15% é dividido em: 5% de sementes de milho + 5% de
sementes de capim-seda + 5% de gramíneas e milheto e outras invasoras. Esta técnica
também é conhecida como coquetel de sementes.
3.1.3. Quantidade de amostras
Foram coletados 120 kg de solo sendo 60 kg de solo não tratado e 60kg de solo
tratado com adubação verde com inoculação microbiana.
As amostras do solo coletado passaram por um período de 10 dias de secagem (em
condições semelhantes às de campo) entre os dias 15 a 25 de abril de 2007. Após esse
período, o solo seco foi peneirado por peneiras de diâmetro de 2,5 mm e separadas em
quantidades iguais de massa de 5.000 mL por Becker com mesma capacidade de volume.
45
Essas quantias foram colocadas no interior de 12 vasos de cerâmicas (doze
amostras), com profundidade de30 cm e com diâmetro de 20 centímetros para que as
medições ficassem muito próximas as condições de campo. Dos doze vasos de cerâmica, 6
(seis) vasos foram colocados solo não tratado e outros 6 (seis), com solo tratado.
3.1.4. Sonda LI-820
A sonda LI-820 é um analisador de CO
2
atmosférico que quantifica o mesmo em
partes por milhão (ppm). Este instrumento possui infravermelho o qual aquecido a partir de
50 °C (calibragem mínima para a leitura do CO
2
), consegue captar a presença do CO
2
que
passa pelo interior da câmara.
A sonda possui um terminal de entrada de CO
2
ligado a um rotâmetro (aparelho que
mede a passagem do ar em litros), onde o mesmo é acoplado a uma câmara de ar
(elaborada pelo Prof. Naves), onde em seu interior possui uma ventoinha com a função de
enviar todo o ar do seu interior para o rotâmetro.
A câmara possui no seu interior a ventoinha é acoplada a uma bomba de sucção de
ar que suga o ar atmosférico ou o ar que está preso no interior de pequenos baldes que
armazenam o CO
2
a ser quantificado.
A câmera LI-820 é ligada a uma voltagem de 110 volts e necessita de um regulador
de tensão para que não haja alterações de corrente elétrica e não venha a danificar a
mesma. O ar liberado para a quantificação de CO
2
é de 1.000mL/min., sendo o rotâmetro
calibrado para esse fim.
A câmera LI-820 foi acoplada a um notebook onde foi realizada a leitura de
quantificação de CO
2
por ppm. A câmara analisadora, além de quantificar as emissões de
CO
2
produzindo, através de um programa de software instalado previamente no
microcomputador, amostras que variam entre 0 a 5 (minutos), além do que, as medições
são realizadas entre intervalos que variam de forma constante entre dez a dez segundos
cada ponto de medição.
46
Em função desses dados o programa de software produz gráficos ao mesmo instante
em que essas amostras são produzidas. A câmara também possui uma saída (escape) para
liberar o CO
2
que foi quantificado pelo infravermelho para o meio atmosférico.
3.1.5. Sistema de captação de CO
2
Para efetuar a captação de CO
2
contido nas amostras de solo foi criado um sistema
de baldes que ficam acoplados a mangueiras que estão fixas no interior de furos de 0,8mm
no fundo (base dos baldes). Essas mangueiras possuem um diâmetro externo de 0,7 mm e
são encaixadas e vedadas no seu exterior por cola de silicone (para evitar vazão de CO
2
que deverá ser quantificado para efeito de coleta de dados).
Cada mangueira é ligada a um dos doze baldes do experimento possuindo uma
torneira plástica com diâmetro de 0,6 mm que têm a função de regular a saída de CO
2
e
que estão ligadas a uma mangueira principal que serve de meio para que a bomba de
sucção possa sugar o CO
2
de cada vaso ou o ar atmosférico antes de cada medição para que
sirva de parâmetro das análises das amostras.
Os baldes são de material plástico e ficam fixos no solo contido no interior de cada
vaso com inclinação vertical e sua abertura para baixo. A fixação ocorre em função das
amostras de solo estarem previamente umedecidas 24 horas antes e decorrente também da
pressão exercida quando acoplados ao solo no momento da montagem da primeira
medição.
No interior de cada balde há espaço suficiente para que o produzido pela ação
microbiana contido nos poros do solo do vaso passe para o interior dos baldes acoplados a
este sistema.
As medições de CO
2
foram realizadas em um período de 8 dias com intervalos de
24hs cada medição de cada um dos doze vasos, produzindo 12 amostragens/dia, resultando
na produção de 12 gráficos de emissão de CO
2
/dia com um total de 96 amostras e 96
47
gráficos em 8 dias de experimento. Além disso, nestes oito dias foram produzidas 12
amostras/dia do CO
2
atmosférico para eventuais parâmetros e discussões do experimento.
3.1.6. Sistema de análise e interpretação
O sistema de análise é baseado na leitura da quantidade de CO
2
atmosférico em
partes por milhão (ppm), quantificado pela câmara LI-820 através de infravermelho
calibrado a partir de 50° (Celsius), comparando com o CO
2
produzido e liberado do
interior de cada balde. Essa análise foi realizada a cada 24hs em um período de 8 dias
corridos sem interrupção (entre 27042007 a 08052007 sempre a partir das 13:00 hs),
devido à influência de temperatura.
A câmara analisadora de CO
2
possui infravermelho que lê (detecta) as quantidades
de CO
2
produzidas no interior da atmosfera dos baldes gerando o dados para análises.
Figura 3.1 – Sistema de captação e análise de CO
2
.
3.2. Métodos
3.2.1 Coleta do solo
48
As amostras do solo foram coletadas em campos da fundação Mokiti Okada, no
Município de Ipeúna interior do Estado de São Paulo em duas áreas distintas (dois pontos
diferentes). O solo foi seco ao ar e passado por peneiras de 2,5 mm.
3.2.2 Caracterização do solo utilizado no experimento
A análise física e química do solo foi caracterizada no Laboratório Bioagri –
Rodovia Rio Claro-Piracicaba. Os procedimentos utilizados para a caracterização do solo
foram descritos no anexo A da norma CETESB L6.350 – SOLOS, tendo sido determinados
a densidade global, a capacidade de campo, umidade, pH inicial e curva de neutralização.
Foram determinados os teores totais de carbono orgânico e fósforo do solo,
empregando-se as metodologias descritas no STANDARD METHODS FOR
EXAMINATION OF WATER AND WASTEWATER (CLESCERI et al, 1989).
A classificação do solo seguiu os procedimentos descritos no METHODS OF SOIL
ANALYSIS (PAGE et al, 1982).
49
3.2.3. Coleta da matéria orgânica
A matéria orgânica não pôde ser coletada separadamente do solo tratado em função
de que a mesma já é incorporado através de semeadura de sementes de aveia, milho,
milheto, capim-seda, gramíneas que no desenvolver das sementes originam a matéria
orgânica viva que na idade adulta é triturada por arados de discos rotatório no próprio
campo e misturada ao solo para que favoreça o aumento da matéria orgânica.
3.2.4. Preparo das amostras
Para a realização dos experimentos, utilizou-se dois solos coletados na fundação
Mokiti Okada situada no Município de Ipeúna – SP. O primeiro solo denominado : solo
não tratado ou amostra AM1 foi distribuído em 6 (seis) vasos de cerâmica contendo cada
vaso a mesma quantidade de 5.000 mL de solo; o segundo solo denominado solo tratado ou
amostra AM2 também foi distribuído em 6 (seis) vasos de cerâmica contendo cada vaso da
amostra (AM2) a quantidade de 5.000 mL.
Ambos os solos foram secos em condições próximas as de campo por um período
de 10 dias. Os mesmos após a secagem foram peneirados com peneira de diâmetro 2,5 mm
e após um dia, umedecido.
Nos seis vasos com solo não tratado (AM1) foram colocados a quantia 1.200mL de
água tratada e nos vasos com solo tratado com adubação orgânica vegetal mais inoculação
microbiana 2/100 (AM2), fora acrescentada a mesma quantidade de 1.200 mL também
com água tratada. Essas quantias foram calculadas em função da capacidade de campo do
solo (AM1) e do solo (AM2) com 60% de absorção de água.
Após serem umedecidos, os solos contidos nos doze vasos ficaram em repouso por
um período de 24 hs antes que as medições fossem realizadas, na expectativa de que a ação
microbiana das amostras pudessem ocorrer.
50
3.2.5. Umidade das amostras
O teor de umidade das amostras no início e no final do experimento, foi
determinado pela técnica descrita por VIEIRA (1983), em duas repetições de 1g cada. As
amostras eram colocadas em recipiente previamente taradas e submetidas à secagem em
estufa entre 105 a 115 (°C).
Cálculo da umidade:
Ua = [Pu – Ps] x 100 (3.1)
Ps
onde:
Ua = umidade atual da amostra, em porcentagem, em relação ao peso seco;
Pu = massa em gramas da amostra úmida;
Ps = massa em gramas da amostra seca;
3.2.6. Determinação da capacidade de campo
A capacidade de campo foi determinada pela técnica descrita por COSTA (1983).
Foram colocados 150 g de solo em um copo de becker de 500 mL de capacidade e
adicionou-se, gotejando, 2 mL de água destilada com o auxílio de uma pipeta, em 40
segundos.
O torrão úmido foi separado do resto do solo pela frente de umedecimento,
colocado em placa de Petri e levado à estufa a 100 °C por 24 horas. O torrão foi então
51
pesado e a capacidade de campo foi calculada pela diferença entre os pesos dos solos
úmidos e secos.
3.2.7. Coletas de dados respirométricos
Os dados respirométricos foram coletados em intervalos de 5 minutos cada para que
houvesse uma constante nas medições. Cada amostra foi lida por uma câmara
respirométrica com infravermelha que capta as moléculas de CO
2
e as lê em parte por
milhão de volume (ppm).
O solo coletado foi colocado no interior de doze vasos de cerâmica com 25 cm de
diâmetro por 30 cm de profundidade. Seis desses vasos receberam substrato e seis não. No
interior de cada vaso foi acoplada à um balde de plástico fixado de cabeça para baixo no
solo que estava no interior de cada vaso formando, assim, uma espécie de câmara de
armazenagem de CO
2
.
Em cada balde foi fixada uma mangueira que, por sua vez, também foi acoplada
uma pequena torneira de laboratório (para liberar ou bloquear a saída de CO
2
do interior de
cada balde). Cada uma dessas doze torneiras, foi acoplada a uma mangueira matriz que tem
a função de enviar o CO
2
contido no interior de cada balde a uma bomba de sucção que
suga o CO
2
do interior de cada balde até uma segunda câmara que possui uma ventoinha a
qual empurra o CO
2
através de um rotâmetro (aparelho que mede a quantidade de ar em
litros por minuto), sendo o volume calibrado em 1.000mL/minuto para o interior da câmara
respirométrica LI-820, para que o leitor ótico com infravermelha possa ler o CO
2
em partes
por milhão.
As medições foram realizadas sempre no mesmo horário (meio dia) para que não
houvesse muita variação de temperatura e variações nas coletas. O período de medição
ocorreu entre os dias 27 de abril a 4 de maio de 2007, ou seja, em um período de 8 dias
corridos sem interrupções. Cada dia de medição era possível coletar um total de 12
52
amostras totalizando 96 amostras para a coleta de resultados, construção de gráficos e
conclusões posteriores.
3.2.8 Instrumentos Utilizados na Coleta das Amostras
Figura 3.2 Câmara respirométrica LI-820 – Analisador de CO
2
E-mail: [email protected]
Figura 3.3 Possui banco óptico de 5 cm possibilitando a leitura do CO
2
em até 20.000
ppm
E-mail: [email protected]
53
3.4 Princípio operacional de LI-820
E-mail: [email protected]
Figura 3.5 Bancos ópticos (5 cm e 14 cm) pode ser trocado facilmente e pode ser limpo
E-mail: [email protected]
Fig 3.6 Sistema de Coleta de Dados da LI-820
E-mail: [email protected]
Capítulo 4
Resultados e Discussão
Os resultados e discussões apresentados neste capítulo correspondem aos
dados obtidos da produção de CO
2
através de absorção de radiciação infravermelha em
dois solos de latossolo vermelho-escuro sendo que um desses solos fora incorporado
substrato (adubação verde + inoculação microbiana). Segue-se a isto discussões sobre os
possíveis aumentos na emissão de CO
2
quando incorporado tal substrato e as possíveis
variáveis que contribuem para o aumento desta produção.
4.1 Resultados
A tabela 4.1 mostra as produções de CO
2
em parte por milhão (ppm) em seis
vasos de cerâmica com solo não tratado com substrato entre os dias 27 de abril a 4 de maio
de 2007 (período de coleta das amostras – 8 dias).
55
Tabela 4.1 Dados respirométricos coletados em um período de 8 dias – Solo não tratado
Período
Das
Coletas AM1-A AM1-B AM1-C AM1-D AM1-E AM1-F
27/04/07 2.000.00 2.000.00 2.000.00 2.000.00 2.000.00 1.836.06
28/04/07 1.273.17 1.041.73 1.531.69 1.201.90 1.142.90 454.32
29/04/07 1.429.15 1.056.18 1.319.61 631.83 946.85 470.51
30/04/07 1.226.18 1.200.18 1.388.17 987.16 887.98 499.80
01/05/07 986.12 896.17 1.116.17 786.18 750.18 490.01
02/05/07 780.02 680.11 788.90 638.90 538.06 699.18
03/05/07 680.17 650.80 687.16 505.00 529.17 499.18
04/05/07 617.19 617.88 560.13 520.00 500.03 510.00
Tabela 4.2 Dados respirométricos coletados em um período de 8 dias – Solo tratado com
substrato
Período
Das
Coletas AM2-A AM2-B AM2-C AM2-D AM2-E AM2-F
27/04/07 2.000.00 2.000.00 2.000.00 2.000.00 2.000.00 2.000.00
28/04/07 1.125.19 2.000.00 1.876.17 2.000.00 1.763.13 1.499.89
29/04/07 998.17 1.499.98 1.556.18 1.897.18 1.326.18 1.376.16
30/04/07 881.00 1.386.17 1.498.08 1.489.13 1.256.17 1.126.18
01/05/07 896.00 1.106.18 1.326.18 1.478.03 902.13 986.88
02/05/07 799.17 788.16 889.17 1.256.17 889.13 723.18
03/05/07 643.17 786.08 780.06 737.16 699.19 523.18
04/05/07 625.12 689.09 720.00 883.04 678.17 520.10
56
Os resultados da quantificação da produção de CO
2
obtido por absorção de
infravermelha estão relacionados nas tabelas 4.1 e 4.2. Esses resultados foram obtidos
através da câmara respirométrica LI-820 a qual é dotada de infravermelha que capta as
moléculas de CO
2
e as quantificam em parte por milhão (ppm).
Tabela 4.3 Características químicas de um latossolo vermelho-escuro
Profundidade (cm) pH P K Ca
2+
Mg
2+
Al
3+
H + Al
H
2
O _(mg/dm
3
)_ ___________(cmol/dm
3
)__________
0 – 10 5,2 1,94 34,0 1,21 1,08 0,57 7,16
10 – 20 5,0 0,34 25,7 0,40 0,39 1,04 6,74
20 – 40 4,9 0,19 21,5 0,12 0,13 1,10 6,11
40 – 60 5,1 0,10 20,0 0,05 0,06 1,00 5,54
A tabela 4.3 mostra as características químicas do latossolo vermelho-escuro em
função da profundidade em centímetros e os componentes deste tipo de solo.
57
Tabela 4.4 Principais características do solo
Parâmetros Amostra
Nitrogênio Total (%) 0,43
Umidade Residual (%) 3,00
Fósforo Total (% P
2
O
5
) 0,15
Carbono Orgânico Total (mg/kg) 150,00
Capacidade de Campo 137,00
pH 6,36
Tabela 4.5 Quantificação granulométrica do solo em função da profundidade.
Granulometria (%) Amostra
Atributo físico Camada (m)
0,0 – 0,1 0,1 –0,2 0,2 – 0,3
Areia 90 86 77
Areia Fina 128 125 125
Silte 297 281 273
Argila 485 508 525
Os parâmetros físicos, químicos e microbiológicos tornam-se importantes quando
se pretende utilizar o solo como agente principal na degradação de compostos orgânicos
(SIVIERO, 1995).
58
Gráfico 4.1 – Resultados das emissões de CO
2
do solo não incorporado com substrato.
Solo Não Tratado (SNT)
0,00
2.000,00
4.000,00
6.000,00
8.000,00
10.000,00
12.000,00
AM1-A AM1-B AM1-C AM1-D AM1-E AM1-F
Total de cada amostra período (8dias)
CO2 (ppm)
Gráfico 4.2 - Resultado das emissões de CO
2
com solo incorporado com substrato.
Solo Tratado (ST)
0,00
2.000,00
4.000,00
6.000,00
8.000,00
10.000,00
12.000,00
AM2-A AM2-B AM2-C AM2-D AM2-E AM2-F
Total de cada amostra período (8dias)
CO2 (ppm)
59
Gráfico 4.3 – Resultado final total das amostras do solo incorporado em relação ao
incorporado com substrato.
Emissões - (ST) -e (SNT)
0,00
10.000,00
20.000,00
30.000,00
40.000,00
50.000,00
60.000,00
AM1 AM2
Acumulado período (8 dias)
CO2 (ppm)
4.2 Discussão
Após a exposição dos resultados obtidos, prossegue-se neste capítulo algumas
discussões e justificativas a cerca da quantificação da emissão de CO
2
em plantio direto, o
que pode ser perfeitamente aplicado na investigação de processos de recuperação e
manutenção de ecossistemas, ou seja, estudos de Física Aplicada ao Meio Ambiente.
4.2.1 Matéria Orgânica Incorporada como Substrato
Foi estudado o processo de emissão de CO
2
em função da matéria orgânica
incorporada, pois a mesma encontra-se disponível como subproduto em enriquecimento de
solo de plantio direto em diversos segmentos da agricultura. A matéria orgânica com
inoculação de microrganismos tem sido ao longo dos anos uma alternativa de enriquecer
muitos solos os quais estão sem fertilidade ou que foram deixados em função dos longos
anos de cultivo agrícola e como resultado diminuíram o seu potencial de elementos
necessários ao desenvolvimento das diversas agriculturas.
60
A princípio a idéia era apenas realizar um estudo para quantificar as emissões de
CO
2
no caso, a perda de carbono do solo para a atmosfera e sua contribuição para com o
aquecimento global. Mas, como este assunto também estava ligado ao manejo do solo
agrícola através de diferentes tipos de arados de preparo do solo, a incorporação de uma
variedade de substratos os quais podem ser incorporados ao solo como fonte alternativa de
enriquecimento do mesmo, a ação de microrganismos e a oxidação da matéria orgânica, os
processos de irrigação, temperatura e umidade do solo, este trabalho foi direcionado não só
com a finalidade de quantificar as emissões de CO
2
, mas também de inserir em literatura o
custo-benefício da incorporação da matéria orgânica ao solo e consequentemente ser
aplicado em maior extensão para outros estudos que estejam ligados a este assunto.
Um outro aspecto a ser analisado é o fato de que a matéria orgânica ao ser
incorporada ao solo não só enriquece o mesmo mas contribui para que haja a diminuição
de queimadas eb uma diminuição significativa da produção tão imediata de CO
2
.
4.2.2 Ação Microbiana
Dos resultados obtidos das amostras e gráficos verifica-se perfeitamente que a ação
de microrganismos na oxidação da matéria orgânica é de extrema importância, pois, os
resultados demonstram que nos solo incorporado a produção de CO
2
produz cerca de 30%
a mais deste do que em amostras de solo não tratado. Estes resultados demonstram também
que a velocidade dos microrganismos em oxidar a matéria orgânica aumenta nos primeiros
dias das medições principalmente quando os solos no interior dos vasos de cerâmica são
umedecidos e também quando a temperatura aumentou no decorrer dos dias das medições.
A partir do quarto dia verifica-se uma queda na produção de CO
2
provavelmente
pela umidade que diminui através da evaporação da água que estava no interior dos poros
do solo e também da diminuição da matéria orgânica em função da mesma ser oxidada
pelos microrganismos presentes nos solos das amostras.
61
A partir do sétimo dia verifica-se uma quase que constante queda em todas as
amostras e um equilíbrio nos resultados (resultados muito próximos), ao redor de 650
(ppm). O gráfico 4.1 ilustra as ocorrências de cada amostra no período de 8 dias que não
ultrapassa em 10.000 (ppm). Mas, o gráfico 4.2 evidência neste mesmo período com solo
incorporado com substrato uma produção próxima a 12.000 (ppm), resultado este que se
verifica uma produção acentuada de CO
2
em função da ação de microrganismos quando há
incorporação acentuada da matéria orgânica ao solo de plantio direto.
4.2.3 Análises
A técnica de absorção de radiação infravermelha através da câmara respirométrica
LI-820 foi utilizada para quantificar as emissões de CO
2
neste trabalho devido à alta
precisão que possui e também por ser bastante difundida em muitas pesquisas de ponta ao
que se refere à quantificação de CO
2
e outros.
Esta técnica tem sido recomendada por diversas universidades do mundo inclusive
a própria Unesp – Jaboticabal – SP, pelo então Prof. Dr. Newton la Scala, o qual têm se
tornado através de seus artigos científicos sobre respirometria um dos pioneiros.
O procedimento da técnica de absorção de radiação infravermelha não apresentou
nenhuma dificuldade em realizar as leituras.
62
Gráfico 4.4. Emissões de carbono após as aplicações dos diversos sistemas de arados.
Gráfico das emissões de dióxido de carbono
após as aplicações dos diversos sistemas de
arados
0,1
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0 2 4 6 8 10 12 14 16
Dias após o tratamento
Dados de CO2 ( g /m2h)
ND
RT
HO
DO
CP
Representa a emissão de CO
2
nos canteiros após aplicação dos diferentes sistemas
tratamentos de lavoura (HO: rastelo de disco compensado pesado seguido por rastelo de
disco compensado; DO: arado de disco reversível seguido por rastelo de disco
compensado; RT: Lavrador rotativo; ND: non-transtornado; SCP: arado de cinzel (
Formões ). As curvas sólidas são linhas diretas de provas e as meio barras verticais são os
erros desvio padrão.correspondentes.
Fonte: FCAV - UNESP, Via de acesso Prof. Paulo Donato Castellane s/n,
14870-000 Jaboticabal, SP, Brazil
Capítulo 5
Conclusões e Sugestões para próximos Trabalhos
5.1 Conclusões
Considerando os objetivos apresentados no final do capítulo 1 e diante dos
resultados apresentados no capítulo 4, pode-se concluir que essa pesquisa deteve êxito
relacionado ao procedimento de técnicas experimentais visando coletar e quantificar os
dados a cerca do estudo da emissão de CO
2
em campos de plantio direto utilizando a
câmara respirométrica LI-820 com infravermelha para a produção de amostras.
A considerar que o solo coletado em dois campos diferentes um campo (área) com
solo não incorporado e outro com solo incorporado com matéria orgânica e
microrganismos, verificou-se que a introdução deste substrato teve grande influência na
emissão de dióxido de carbono (CO
2
), ou seja, aumento de 30%.
Na análise qualitativa dos solos, pode-se concluir que o incorporado com substrato
aumenta a oxidação da matéria orgânica e como conseqüência o aumento da população
microbiana existente neste sistema.
64
Verifica-se também que a perda de carbono do sistema solo para o sistema
atmosfera torna-se menor caso essa mesma matéria orgânica fosse queimada, ou seja, há
um impacto ambiental maior.
O fato da incorporação da matéria orgânica ao solo além de ser um fator importante
para o enriquecimento e reaproveitamento do mesmo, torna-se um controlador na emissão
de gás de estufa diminuindo assim o efeito do aquecimento global.
Apesar da perda de carbono quando incorporada a matéria orgânica ao solo e
oxidada por microrganismos essa perda tende a ser bem menor com relação à matéria
orgânica queimada em muitas regiões do Brasil e do mundo.
É acentuado o aumento na produção de dióxido de carbono quando há aumento de
temperatura e presença de chuvas (clima quente e úmido) principalmente entre os períodos
entre outubro à março de cada ano, segundo LA SCALA (2000). Ainda, as formas
tradicionais de arados contribuem significativamente para a liberação deste.
5.2 Sugestões para próximos Trabalhos
Os resultados e conclusões apresentados neste trabalho de maneira alguma
representam o fim do estudo das emissões de CO
2
e as causas dessas emissões. Abre-se
aqui um caminho para uma série de novas pesquisas. Finalmente propõe-se algumas
sugestões de trabalhos referentes a essa linha de pesquisa utilizada neste trabalho:
• Estudo da quantificação de CO
2
em diversos solos de agricultura e outros
latossolos;
• Estudo das emissões de CO
2
em pastagens diversas;
• O aproveitamento desta técnica para quantificar o seqüestro de dióxido de
carbono atmosférico em culturas tais como a cana-de-açúcar, bananas, uvas,
entre outras;
• Quantificação de CO
2
em aterros sanitários;
• Quantificação de CO
2
em solo incorporado com resíduos retirados de granjas;
• Finalmente, a viabilização da quantificação de CO
2
em campos de citricultura
local este onde agricultores estão incorporando substrato a base de lodo de ETA
e ETE.
Capítulo 6
Referências Bibliográficas
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