EL AGUA EN EL SUELO: PROPIEDADES Y DINAMICA

CAPÍTULO I :
EL AGUA EN EL SUELO: PROPIEDADES Y DINAMICA
ALMACENAMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO
1
1 CONTENIDO O CONCENTRACIÓN
1
2. POTENCIAL DE AGUA EN EL SUELO
2
3. RETENCION DE AGUA
3
3.1 Fuerzas que determinan la retención de agua...............................................................................3
3.2 Curvas de retención de humedad.................................................................................................4
4.- VALORES DE ''EQUILIBRIO” DE LA HUMEDAD EN EL SUELO
6
4.1 Capacidad de campo.....................................................................................................................6
4.2 Punto de marchitamiento permanente...........................................................................................8
4.3 Láminas de agua a diferentes valores de equilibrio......................................................................9
5. MEDICION DEL AGUA EN EL SUELO
11
5.1 Métodos que miden el contenido de agua...................................................................................11
5.2. Método conductométrico...........................................................................................................14
6.- INFILTRACION, ASCENSO CAPILAR Y REDISTRIBUCION DEL AGUA EN
EL SUELO
16
6.1 Infiltración..................................................................................................................................16
7. MEDICIONES PARA CONTROLAR LA OPORTUNIDAD DEL RIEGO
24
8. CONCLUSIONES SOBRE LOS PROCEDIMIENTOS DE PROGRAMACIÓN DEL
RIEGO
30
Capítulo I:
EL AGUA EN EL SUELO: PROPIEDADES Y DINAMICA
ALMACENAMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO
1 CONTENIDO O CONCENTRACIÓN
El suelo es el depósito de almacenamiento de donde las plantas extraen agua, aire y elementos
nutritivos indispensables. Dado que el suelo tiene una capacidad finita de provisión de dichos
elementos, se requiere conocer los límites del mismo, esto es, hasta dónde puede representar un
recurso utilizable y cuándo la falta de equilibrio entre ellos comienza a ser perjudicial para la vida
vegetal.
A fin de analizar el contenido o concentración del agua en el suelo y su variación en el tiempo, es
necesario recordar que el mismo está compuesto por tres fases: sólida, líquida y gaseosa. La fase
líquida y la fase gaseosa ocupan lo que representa el volumen de poros del suelo. La Figura I.1
muestra la distribución relativa de las tres fases y permite definir una serie de términos de interés en
las relaciones agua-suelo-planta, siendo p la densidad del agua, p p la densidad de las partículas del
suelo y D la profundidad del suelo.
Figura I. 1: Las fases componentes del suelo
Humedad sobre peso seco (%):
W=
masa de agua
D 2 . d . p100 dp100
.100 =
=
masa desuelo sec o
bp p
D 2 . bp p
(1)
Humedad en base a volumen (%):
Wv =
volumen de agua
d
.100 = .100
volumen bruto
D
(2)
Espesor o lámina de agua:
d=
volumen de agua D 2 . d
=
área
D2
(3)
1
Densidad o peso aparente del suelo:
pa =
D2 .b.pp
b.pp
masa de suelo sec o
100 =
=
3
volumen bruto
D
D
(4)
Porosidad del suelo (%):
P=
volumen total de poros
D2.c
c
.100 =
.100 = .100
3
volumen bruto
D
D
(5)
si de la lámina de agua d, de las ecuaciones (1) y (2), se obtiene:
d=
W . b . pp
p . 100
(7)
d=
Wv . D
100
(8)
Al igualar dichas ecuaciones y despejar el contenido de agua en base a volumen resulta:
Wv =
W .b.p
p.D
Por la ecuación (4) la relación p.pp/D es la densidad aparente pa, por lo tanto:
Wv =
W . pa
p
(9)
si se sustituye la ecuación (9) en la (8) se obtiene la ecuación para la lámina d, cuando el contenido de
agua está expresado en base a peso:
d=
W . pa . D
p . 100
(10)
para la densidad del agua p = 1,0 g cm-3, la ecuación (10), tal como se la usa en la práctica, es la
siguiente:
d=
W . pa . D
100
(11)
en dicha ecuación la dimensión de la lámina d, la da la dimensión de la profundidad del suelo D,
expresada en m, cm o mm, según convenga.
2. POTENCIAL DE AGUA EN EL SUELO
Concepto de potencial
El movimiento del agua en el suelo, que hace que ésta infiltre, se redistribuya, percole y se desplace
hacia las raíces de las plantas, se debe a que posee cierta cantidad de energía, tanto cinética como
potencial. Sin embargo, como tales procesos son muy lentos la energía cinética deja de tener
significación práctica, por lo que la dinámica del agua depende de gradientes de energía potencial, o
simplemente del potencial
2
Para cuantificar el potencial se parte de un nivel de referencia, que en este caso, por convención, es el
agua libre y puro a determinada elevación. Así el potencial del agua en el suelo difiere del potencial
del agua libre y pura por los siguientes factores (Norero, 1974):
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
fuerzas que operan en la interfase sólido líquido (hidratación e inhibición
fuerzas que actúan en el interfase líquido aire (tensión superficial)
presencia de solutos
presión hidrostática
presión aerostática
fuerza de la gravedad
Dichas fuerzas quedan identificadas en la definición de potencial hídrico total, de la Comisión
Especial de la Asociación Internacional de la Ciencia del Suelo, la que expresa que “es la cantidad de
trabajo que debe ser efectuado por unidad de masa de agua, con el objeto de transportar, reversible e
isotérmicamente, una cantidad infinitesimal de agua desde un reservorio de agua pura, situado a una
elevación específica y bajo presión atmosférica hasta un cierto punto del suelo”.
3. RETENCION DE AGUA
3.1 Fuerzas que determinan la retención de agua
En esta materia interesan los procesos climáticos, edáficos, morfológicos y fisiológicos que ocurren en
el espacio vertical conocido como fitósfera, que comprende la parte aérea y radical de las plantas. La
ubicación de una superficie freática próxima al nivel del terreno le imprime características particulares
a tales procesos, al delimitar una zona saturada por debajo del plano freático, y una no saturada por
sobre el mismo.
En la zona no saturada, el agua y el aire coexisten en el espacio poroso del suelo, lo que permite que
las plantas respiren, produciendo así la energía requerida por ellas para absorber el agua y los
nutrientes. Por debajo del nivel freático se encuentra la zona saturada, donde los poros prácticamente
no contienen aire. Ello limita la actividad radical, si está a una profundidad inferior a la distancia que
representa la capacidad potencial de profundización de la raíz del cultivo en dicho suelo.
La capacidad del suelo para almacenar agua y retenerla, constituye un factor de gran interés directo en
riego y drenaje. El agua se encuentra en el suelo contenida por combinaciones químicas, fuerzas
físicas y también en absoluta libertad. La proporción de la fase líquida del suelo en relación con la fase
gaseosa, en los procesos de humedecimiento y desecación por los que atraviesa el mismo, es sin duda
muy variable.
La retención del agua en el suelo se debe a tres tipos de fuerzas: (a) adhesión, (b) cohesión y (c)
contraiones adsorbidos. Las fuerzas de adhesión forman una delgada capa de moléculas de agua en la
superficie de las partículas de suelo por efecto de las fuerzas de atracción. A su vez, la atracción agua agua hace que por cohesión se liguen otras moléculas de agua a la capa de moléculas ya existente.
Finalmente, las fuerzas de los contraiones adsorbidos por la carga eléctrica de la superficie, inducen
una presión osmótica en las partículas de agua cercanas al área de las partículas de la fase sólida.
Las fuerzas de adhesión y de cohesión, juntas, producen la presión capilar, de signo negativo, por lo
que comúnmente se la denomina succión capilar. Cuando en cambio actúan las tres fuerzas, su efecto
combinado es la tensión o succión de humedad, debido a que depende de la matriz del suelo, y no del
soluto - caso éste común en los suelos salinos - se denomina succión matriz de humedad en el suelo.
La succión es inversamente proporcional al diámetro del tubo y como en el suelo hay poros de
diferente tamaño, conforme disminuye el contenido de agua se van vaciando en orden decreciente.
Igualmente, si en el laboratorio se aplica succión a una muestra de suelo saturado, primero se vaciarán
3
los poros de mayor tamaño y se requerirán succiones crecientes para que se vayan vaciando los demás
poros, del mayor al menor.
3.2 Curvas de retención de humedad
La tensión o succión de humedad del suelo se mide directamente en el campo mediante el tensiómetro,
que se presenta más adelante en este capítulo. En el laboratorio se mide con un aparato denominado
membrana de presión, que permite aplicar diferentes presiones de desplazamiento de agua a muestras
de suelo previamente saturadas. Alcanzadas las condiciones de equilibrio para cada presión, se obtiene
el contenido de agua de la muestra por el procedimiento de rutina.
La representación gráfica de los valores de succión o de potencial, en función del contenido de agua,
permite obtener la curva característica de humedad en el suelo o de retención de humedad. Dado la
amplitud de los valores de la succión matriz que interesan desde el punto de vista práctico entre 0 cm y
15.000 cm, se acostumbra representarla en la ordenada en escala logarítmica y expresarla en atm o
bares (1 atm = 1,013 bares), con la ventaja de que el logaritmo de la succión en cm representa el p F.
Las curvas de retención de humedad evidencian un trazado diferente, en correspondencia con las
características físicas del suelo, particularmente con la textura y estructura. La Figura I.2, tomada de
Zylstra (1969), comprende curvas de diferentes tipos de suelo y profundidades de muestreo,
provenientes de diversas partes del mundo. El aumento de succión, logarítmicamente, cuando
disminuye el contenido W, aritméticamente, es en algunos suelos gradual y en otros con marcadas
inflexiones.
Figura I.2: Curva de retención de humedad (Zylstra, 1969)
Dicho comportamiento es explicado por Zylstra (1969) como la incidencia de dos factores: (a) la
distribución del tamaño de poros y; (b) los efectos osmóticos en la doble capa difusa. En los suelos
arenosos predomina un determinado tamaño de poro, que se evidencia al disminuir bruscamente 0 con
un reducido incremento de S; al vaciarse estos poros que estaban llenos de agua, queda el agua
remanente en forma de una película adherida a la superficie de la partícula, para extraerla se requiere
un gran aumento de la succión, que se muestra por la inflexión de la curva. En los suelos francos y
arcillosos la curva es gradual, lo que se explica por la variación del tamaño de poros y por el efecto
que en los mismos ejerce la doble capa difusa.
4
Localización de las muestras de suelo de la Figura I.2
Nº de
curva
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
País
Túnez
Brasil
Jamaica
Senegal
Argentina
Katanga
Est. Pakistán
Est. Pakistán
India
Brasil
Proyecto o Región
Valle de Medjerdah
Valle del Amazonas
Proyecto del río Negro
Base Casamana
Albardón
Lufira
Alluvión del Ganges
Arena
Planicie Costera Bombay
Valle de! Amazonas
Tipo de suelo
Arcilla pesada
Latosol amarillo-arenoso
Orgánico (Peat)
Depósito de arcilla marina (salino)
Suelo arcilloso aluvial (river ridge)
Arcilloso
Franco arenoso
Arcillo limoso
Podsólico rojo arcillo arenoso fino
Profundidad de
muestra (cm)
40 - 50
100
0 – 20
5
20 - 40
-20
-40 - 60
100
Debido a que se aplica presión de aire en el aparato de laboratorio en el cual se realizan las
determinaciones, es importante el tipo de muestra, disturbada o sin disturbar, con respecto a la
porosidad y a la distribución del espacio poroso y la estructura del suelo. Así, en las succiones bajas,
de menos de 1 atm, cuando se vacían los poros grandes la estructura del suelo tiene gran influencia,
por lo que se requieren muestras sin disturbar; en cambio, para las succiones mayores, donde la
humedad está sólo en los intra agregados, pueden usarse muestras disturbadas (Zylstra, 1969).
Existen otros factores físicos que afectan las curvas de S en función de 0, tales como la temperatura, la
presión, la densidad aparente del suelo, la estratificación y los fenómenos de histéresis, que pueden
llevar a error cuando se estima S en base a 0 o viceversa (Taylor, 1962).
Los fenómenos de histéresis hacen que la curva de retención de humedad difiera según que el suelo se
esté secando o humedeciendo. La Figura I.3 evidencia un mayor esfuerzo - mayor succión - para el
mismo contenido de agua, cuando el proceso es de secado (desorción) que de humedecimiento
(absorción).
Sin dejar de reconocer las observaciones que existen desde el punto de vista físico cabe destacar la
importancia práctica de la relación entre succión matriz y el contenido hídrico para determinar el
régimen de riego. Los datos que a este respecto ofrece la investigación agrícola están dados - y lo
lógico es que así sea - en valores de succión o de potencial de agua en el suelo, pero en el manejo del
riego se requiere también cuantificar el déficit y, por lo tanto, el agua a aplicar.
Figura I 3: Curva que muestra el fenómeno de
histéresis
5
4.- VALORES DE ''EQUILIBRIO” DE LA HUMEDAD EN EL SUELO
Se reconocen dos puntos de "equilibrio" de la humedad en el suelo: uno que representa la máxima
capacidad de retención de agua en condiciones de libre drenaje, denominado capacidad de campo, y
otro el punto de marchitamiento permanente, que es el límite inferior de extracción de agua del suelo
por parte de las plantas. Ambos puntos determinan, por diferencia, el rango de humedad disponible en
el suelo para el cultivo.
4.1 Capacidad de campo
Cuando se humedece un suelo por efecto del riego o de aportes meteóricos, cada capa retiene una
determinada cantidad de agua y el excedente desciende humedeciendo sucesivamente las nuevas capas
que encuentra en su camino. Concluida la aplicación de agua, persiste un movimiento de ella en el
espesor que representa la profundidad de suelo mojado, produciéndose así su redistribución en el
perfil, de manera que desde casi saturación un estrato reduce su contenido de agua en función del
tiempo, conforme lo muestra la curva típica en la Figura I.4. Dicho movimiento de agua, aún en
ausencia de evapotranspiración, puede prolongarse por mucho tiempo después del riego; sin embargo,
en determinados suelos se produce una inflexión en la curva, interpretada como la máxima capacidad
de retención de agua en condiciones de libre drenaje, que se denomina capacidad de campo.
Figura I.4: Punto de inflexión que determina la
capacidad de campo
El rango de contenido de humedad que se define como capacidad de campo, W c expresado en base a
peso y Wvc o θ c en base a volumen, es en consecuencia la cantidad de agua que un suelo bien drenado
puede retener contra las fuerzas de gravedad, y representa para fines prácticos, el límite superior de
agua que puede estar disponible para las plantas. Para el diseño del riego se acepta como un valor de
"equilibrio", el que se alcanza entre las 24 y 48 horas después del riego. En un suelo arenoso dichas
condiciones ocurren a las 24 horas, y en suelo arcilloso incluso varios días después de la aplicación del
agua.
La inflexión en la curva, que es común en los suelos arenosos, no siempre se observa en los de textura
más finas, donde el decremento de W es más gradual. Por otra parte, se trata más de un rango que de
un punto, cuya exacta definición es un tanto subjetiva.
Dado que el contenido de agua, Wc o θ c representa la capacidad máxima capilar de un suelo que está
en relación con el tamaño de las partículas del suelo, ella depende fundamentalmente de la textura. La
Tabla I.1, tomada de Israelsen y Hansen (1962), incluye valores para suelos de diferente textura y el
6
posible rango de variación para cada tipo. Con relación a los valores de energía de retención de agua,
está dentro del orden de 1/10 bares de succión en suelo arenoso y 1/3 bares en suelo franco arcilloso.
La determinación de la capacidad de campo se realiza, como es lógico, en el campo. La técnica
consiste en inundar en un área reducida de terreno bien nivelado y sin vegetación, un cuadrado de
2 x 2 m o un circulo de 2 m de diámetro, delimitado por un borde de tierra de 20 a 30 cm de altura, al
cual se le aplica una lámina excesiva de agua en relación a la profundidad del suelo. Completada la
infiltración del agua, se cubre el área con una lámina de plástico a fin de evitar la evaporación. Con un
determinado intervalo de tiempo, generalmente 6 ó 12 horas, se extraen las muestras correspondientes
a cada capa o estrato en que se haya decidido dividir el perfil del suelo, procediéndose seguidamente a
la determinación del contenido de agua.
Tabla I.1: Resumen de las propiedades físicas del suelo
Textura del
suelo
Arenoso
Franco
arenoso
Franco
Franco
arcilloso
Arcilloso
Arcilloso
Total
espacio
poroso
38
(32-42)
43
(40-47)
47
(43-49)
49
(47-51)
51
(49-52)
53
(51-55)
Densidad
aparente
Capacidad
de campo
Marchitez
permanente
1,65
(1,55-1,80)
1,50
(1,40-1,60)
1,40
(1,35-1,50)
1,35
(1,30-1,40)
1,30
(1,25-1,35)
1,25
(1,20-1,30)
9
(6-12)
14
(10-18)
22
(18-26)
27
(23-31)
31
(27-35)
35
(31-39)
4
(2-6)
6
(4-8)
10
(8-12)
13
(11-15)
15
(13-17)
17
(15-19)
Humedad total disponible
Peso seco
Volumen
d
Wc - Wm
(Wc-Wm)pa
cm/m
5
8
8
(4-6)
(6-10)
(6-10)
8
12
12
(6-10)
(9-15)
(9-15)
12
17
17
(10-14)
(14-20)
(14-20)
14
19
19
(12-16)
(16-22)
(16-22)
16
21
21
(14-18)
(18-23)
(18-23)
18
23
23
(16-20)
(20-25)
(20-25)
Nota: los intervalos normales son consignados entre paréntesis
La curva de contenido de agua en función del tiempo permite adoptar un valor que representa la
capacidad de campo, quedando así determinado Wc y el tiempo después del riego en el cual la misma
se alcanza. Como se tendrán datos pertenecientes a cada horizonte o estrato, y debe producirse una
sola curva representativa del espesor de la rizósfera del cultivo, se obtiene un promedio aritmético o
ponderado, según que los estratos sean de espesor constante (caso de suelos homogéneos) o variable
(caso de suelos heterogéneos).
Se cuenta con procedimientos de laboratorio que permiten estimar la capacidad de campo en las
muestras sobre las cuales se realizan otros análisis físicos. Al respecto, se han obtenido relaciones con
el porcentaje en que se encuentran las fracciones del suelo-arena, limo y arcilla y también se han
desarrollado métodos "ad hoc", tales como el de las columnas de suelo, el del centrifugado a 1.000
veces la gravedad y el de la olla de presión.
El método más usado es el de la olla de presión, el cual se basa en aplicar una presión de aire de
1/3 atm a muestras de suelo previamente saturadas y colocadas sobre una membrana semipermeable,
compuesta por un plato de porcelana porosa. El aire se aplica durante 18 a 24 horas hasta que el agua
liberada deje de escurrir. Entonces se quita la presión y las muestras se manipulan por el
procedimiento convencional para obtener el valor de Wc. Es obvio que en este caso lo que se obtiene
es un valor equivalente a la capacidad de campo, que puede diferir del verdadero, en la medida en que
éste sea diferente de 1/3 atm; ello además de los efectos que se derivan de trabajar con muestras
disturbadas y en condiciones distintas a las del campo.
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4.2 Punto de marchitamiento permanente
A medida que el suelo, inicialmente en capacidad de campo, disminuye su contenido hídrico por
efecto de la evapotranspiración, el agua restante queda retenida en el suelo con creciente tenacidad. La
curva de succión matriz en función del contenido de agua. Figura I.5, muestra una pendiente creciente
a medida que progresa el secado del suelo, lo que implica que a igual disminución del contenido de
agua, corresponde una creciente energía de retención.
Si se tiene en cuenta que la absorción pasiva del agua por las plantas es consecuencia de la diferencia
de potencial creado por el proceso transpiratorio, resulta claro que dicho proceso se efectúa con un
aumento de trabajo por parte de la planta. Llega un momento en que la transpiración de agua a través
de la planta no es lo suficientemente rápida; entonces aparecen síntomas de marchitamiento en las
horas diurnas, durante las cuales es mayor el poder desecante de la atmósfera. Durante la noche, al
desaparecer la diferencia de potencial entre la atmósfera y el suelo, las hojas recuperan su turgencia,
pero, si en días sucesivos continúa produciéndose tal déficit, llegará un momento en el cual el
marchitamiento es permanente, como consecuencia de un total desequilibrio hídrico.
El rango de marchitamiento es aproximadamente constante en un mismo suelo para todas las especies,
edad de las plantas y condiciones climáticas, y es, según los trabajos pioneros de Briggs y Schantz, una
función de las condiciones físicas del suelo. Dado que comúnmente se presentan síntomas de pérdida
de turgencia antes de que se produzca el marchitamiento permanente, en la literatura se ha distinguido
entre el primer punto de marchitamiento y el punto (o coeficiente) de marchitamiento permanente. Se
ha definido el punto de marchitamiento permanente, Wm o θ m como el contenido de agua en el suelo
al cual las hojas muestran síntomas de marchitamiento, y no se recobran cuando permanecen durante
una noche en una atmósfera saturada de humedad.
La determinación de Wm puede realizarse en condiciones de campo y en condiciones de laboratorio.
En el campo, dado la mejor distribución radical y el efecto de incontrolables aportes meteóricos, puede
requerir un tiempo excesivo, y en determinadas circunstancias es incluso difícil lograrlo. La técnica de
laboratorio en pequeños recipientes, soluciona los inconvenientes de la determinación de campo y el
proceso puede ser acelerado en condiciones de invernáculo.
Algunas fuentes de error se presentan sin embargo en esta determinación, ya que W m al igual que Wc,
es un término dinámico que debe ser considerado como una región de contenido de humedad. Las
fuentes de error son debidas al efecto de la temperatura, el poder de secante de la atmósfera, la
densidad y profundidad de las raíces y las características físicas del suelo.
La temperatura aumenta el potencial de agua en el suelo y, como consecuencia, para el mismo
contenido de agua ésta resulta accesible en forma diferente para las plantas. Con temperaturas de suelo
más elevadas, la disponibilidad de agua es mayor, o sea el Wm llega a un contenido de agua menor.
Asimismo, a un mayor poder de secante de la atmósfera corresponden mayores valores de Wm; en
cambio son menores cuanto más elevada es la profundidad, y densidad de las raíces. La incidencia de
dichos factores se observa claramente en el análisis teórico de Philip (1957), y se discuten más
adelante en relación al criterio dinámico de la disponibilidad de agua en el suelo.
Las características físicas del suelo influyen en la determinación de Wm por su textura, grado de
compactación y estratificación. Dado las posibles fuentes de variabilidad en la determinación del Wm
se acepta comúnmente los 15 bares como limite inferior de la disponibilidad del agua, de la misma
manera que 1/3 bares puede suponerse el límite superior de la disponibilidad de agua para la planta.
Dichos valores de potencial de agua, 15 bares y 1/3 de bares, sí son constantes hídricas del suelo que
reemplazan a los fines prácticos a Wm y Wc, respectivamente.
8
Figura I.5: Curva de capacidad hídrica. Suelo La Consulta franco-arenoso.
(según Nijensohn et al. 1966)
4.3 Láminas de agua a diferentes valores de equilibrio
De acuerdo con la ecuación (11) que relaciona el contenido de agua, W, en porcentaje, con la lámina,
d, resulta:
dt =
We − Wm
. p aD
100
dt =
We − W
. p aD
100
dt =
W − Wm
. p aD
100
lámina total de agua disponible
lámina de agua consumida o agotada, da
lámina de agua remanente
Con base en tales formas de expresión de la humedad en el suelo, puede ahora representarse las curvas
de retención de humedad en valores absolutos, W, y en valores relativos al total de agua disponible (W
- Wm)/(Wc - Wm), Figura I.5 así como en la lámina de agua para determinada profundidad radical, D.
9
Esta representación es de gran interés práctico en el manejo del agua. Así, para el riego con una
succión matriz umbral, Sm, que determina la información disponible sobre el cultivo en cuestión, la
Figura I.5 permite obtener en la abscisa el contenido de agua del suelo, el porcentaje y la lámina
remanente o consumida, si así se desea.
Por ser útiles en la práctica del riego, se han producido curvas generalizadas de succión matriz en
función de la fracción de agua aprovechable, Figura I.6, que pueden ser usadas en ausencia de la curva
real o verdadera para el suelo en cuestión.
Finalmente, también por considerarla de utilidad en el manejo del riego y drenaje, se incluye en el
texto la Tabla I..2, con los valores de potencial matriz expresados en distintas unidades,
correspondientes a diferentes condiciones de humedad en el suelo.
Figura I.6: Relación entre la fracción de agua aprovechable y la succión aplicada al suelo,
en función de la textura
Tabla: I.2 :Valores de potencial matriz para cuatro condiciones de humedad en el suelo
Condición del
agua en el
cm
suelo
Saturación
-1
(aproximada)
Capacidad de
campo
-100
(aproximada)
Marchitamiento
de muchas
-1,5 x 104
plantas
Aire seco
Humedad
-2,2 x 105
relativa = 0,85
erg/g
Unidad para valores específicos e potencial matriz
Julios/kg
dinas/cm2
bares
atm
H(*)
-980
-0,098
-980
-9,8 x 10-4
-1 x 10-3
1,0
-9.8 x 104
-9,8
-9,8 x 104
-0,098
-0,1
0,999926
1,47 x 107
-1470
-1,47 x 107
-14,7
-14,9
0,9889
-2,16 x 108
-2,16 x 104
-2,16 x 108
-216
-218
0,85
10
(*) H = humedad relativa
5. MEDICION DEL AGUA EN EL SUELO
Dado que el agua en el sistema suelo-planta está en un proceso dinámico, se requiere gran precaución
para extender los datos parciales a un volumen del suelo que corresponde a una determinada área de
terreno. Al respecto, como lo expresa Taylor et al. (1961) “la medición de la condición del agua en el
suelo se realiza en un estado transitorio en un sistema que está continuamente cambiando en las tres
dimensiones del espacio y en la dimensión del tiempo". En tal sentido, de acuerdo a dichos autores,
para evaluar ,a condición del agua en el suelo se debe conocer, no solamente su contenido de agua,
sino también la energía de retención en el suelo.
Los métodos desarrollados hasta el presente son varios: unos miden determinadas propiedades del
agua en el suelo y se basan en sólidos principios físicos; otros en cambio se apoyan en trabajos de
calibración y, por lo tanto, dependen del esfuerzo previo invertido en ello.
Los propósitos para medir el agua del suelo son: (a) conocer el contenido de agua por unidad de masa
o por unidad de volumen en un período (o fecha) determinado; (b) conocer la energía de retención del
agua en el suelo en un período (o fecha) determinado. El primero interesa para conocer la lámina de
agua remanente en el suelo con relación al punto de marchitamiento, a fin de determinar la lámina a
agregar para restituir el suelo a la capacidad de campo. El segundo interesa para determinar la
magnitud del trabajo que deben realizar las plantas para extraer una cantidad unitaria de agua del
suelo, y deducir de ello cuándo debe regarse.
En el análisis que sigue sólo se consideran los métodos de campo con posibilidades de aplicación en el
manejo de riego y drenaje. Se reconoce, sin embargo, la existencia de otros métodos basados en
sólidos principios físicos, tales como las medidas de presión del vapor de agua, permeabilidad al aire
de unidades de cerámica, etc, que pueden ser empleados en el laboratorio y/o en el campo mediante
previo ajuste para tales condiciones.
5.1 Métodos que miden el contenido de agua
Se trata de la determinación en muestras de suelo y mediciones "in situ” con aparatos especialmente
diseñados para ello. En muestras de suelo:
a).- Método gravimétrico
Se extraen muestras con instrumentos adecuados y se determina el contenido del agua por gravimetría.
Se emplean diversas herramientas para la extracción de muestras, adaptables a diferentes condiciones
físicas, profundidad y características del perfil del suelo, y de acuerdo a la forma de la medición del
contenido de agua, ya sea que se realice sobre peso seco o con base en el volumen. Entre los
instrumentos para extracción de muestras cabe distinguir los barrenos y los tubos.
El barreno, que consiste en una espiral metálica, se introduce en el suelo por efecto del movimiento
rotatorio del mismo, y la muestra se extrae de la tierra adherida a las espiras. En suelos sueltos resulta
difícil conseguir que la tierra quede adherida, mientras que en suelos compactos se debe evitar el
profundizarlo demasiado, pues luego se hace difícil su extracción. Una variante de este barreno
consiste en una pala de forma de espiral, de mayor diámetro, que soluciona en parte tal problema.
El tubo extractor de muestras varía desde un simple sacabocado hasta instrumentos completos, como
el de King o de Veihmeyer, que está integrado por el tubo propiamente dicho, cuya longitud depende
de la profundidad deseada, la cabeza impulsora y la punta. Puede diseñarse para ser enterrado a golpes
de martillo o impulsado con equipo mecánico cuando se desea alcanzar mayores profundidades.
Para muestras de suelo no disturbado se emplea un tubo de 20 ó 30 cm de largo y 3/4 pulgadas de
diámetro interior, suspendido de una barra metálica. Dicho tubo tiene el extremo afilado y, a 2
pulgadas del mismo, presenta una ranura por donde se introduce una espátula a fin de cortar el núcleo
11
de suelo. Dado que dicho tubo se desmonta, es posible separar el excedente de la tierra y reservar
como muestra el núcleo cilíndrico de dos pulgadas.
El instrumento permite obtener muestras con base en volumen y así considerar, en los cálculos del
contenido de agua, las posibles variaciones de la densidad aparente, como consecuencia del nivel de
humedad edáfica, las labores culturales, la compactación y la clase de cultivo.
Las condiciones físicas y el grado de humedad del suelo se deben tener en cuenta para la elección del
barreno o tubo de muestreo, aunque en términos generales puede decirse que no se dispone de un
barreno que se adapte a la gran variabilidad de condiciones edáficas que se presentan en el campo.
Una vez extraídas las muestras de suelo, se deben manipular fuera de la acción directa de los rayos
solares y colocarlas de inmediato en recipientes o potes de aluminio, cubriendo luego la juntura de la
tapa con papel engomado de celulosa, a fin de evitar la pérdida de vapor de agua. En la tapa queda
agua condensada que debe ser pesada y tenida en cuenta en los cálculos.
El contenido de agua se obtiene por diferencia de peso, una vez secada la muestra a estufa hasta peso
constante (a 105 a 110°C), y se calcula sobre peso seco, W, o en base a volumen, W v ó θ . El método
gravimétrico es preciso, por lo que se usa como estándar para calibrar otros métodos. A continuación
se agrega un ejemplo de determinación del contenido de agua sobre peso seco, W en porcentaje.
Determinación de la humedad del suelo
Muestra N°
Profundidad (cm)
Pote suelo húmedo (g)
Pote suelo seco a 105°C (h)
Agua perdida (g)
Pote suelo seco a 105GC (g)
Peso del pote (g)
Suelo seco a 105 °C (g)
Humedad del suelo sobre peso seco
Pote N °
Fecha de extracción
Fecha de análisis
1
0-20
78,30
72,09
6,21
72,09
38,37
33,72
18,40
89
24/2/74
25/2/74
2
20-40
61,83
58,64
3,19
58,64
40,71
17,93
17,79
129
24/2/74
25/2/74
3
40-60
62,75
59,63
3,12
59,63
40,30
19,33
16,10
187
24/2/74
25/2/74
Para determinaciones “ in situ”
a).Método neutro-métrico
Este método se basa en la emisión de neutrones de alta energía por una fuente de material radioactivo,
que chocan con núcleos atómicos vecinos. Si los neutrones colisionan con partículas que tienen
aproximadamente su mismo tamaño y masa, disminuyen su velocidad y se mueven a la misma
velocidad de las partículas. De esta manera, aproximadamente la mitad de la energía original de los
neutrones se transmite a la nueva partícula, y ambos se moverán a la misma velocidad, la que será
aproximadamente la mitad de la original de !os neutrones.
En el suelo, el hidrógeno tiene aproximadamente el mismo tamaño que los neutrones. Dado que el
hidrógeno es un componente del agua, este procedimiento permite determinar el contenido
volumétrico de agua con base en una curva de calibración que relaciona la velocidad de conteo de
neutrones con la concentración del agua en el suelo.
El aparato empleado para su uso en el campo consiste en una fuente de neutrones de alta energía
(cápsula conteniendo un mg de CO3Ra) que es la que produce el flujo de neutrones, y una unidad de
conteo que constituye la cámara detectora de neutrones. En el suelo se abre un pozo con el barreno y
se coloca un tubo de aluminio de 2 pulgadas de diámetro y de la profundidad deseada en el mismo. Por
medio de un cable que comunica con los aparatos registradores, se baja en el tubo la cámara de conteo
12
y la fuente de neutrones. De esta manera se efectúan determinaciones con intervalos de profundidad
muy reducidos (5 ó 1 0 cm), para lo cual se ha marcado el cable que compone la sonda.
En cada uno de los intervalos de profundidad la lectura debe realizarse una vez transcurridos los
primeros 50 s, tiempo éste requerido para que la lectura sea constante. Dado que en las capas
superficiales se pierden neutrones, especialmente en suelo arenoso y seco, debe descartarse la lectura
de los 15 cm superficiales.
Para convertir las lecturas a contenido de agua, debe obtenerse una curva de calibración que es casi
independiente del tipo de suelo. Para ello se representa la relación de los conteos en la capa del suelo
con respecto a los del agua pura almacenada en un recipiente, en función del contenido de agua
edáfica determinada gravimétricamente mediante la extracción de muestras (Fig. 7). En otros casos, la
calibración se basa en el conteo directo sin relacionarlo con el estándar en el agua pura. Una ventaja
indudable del método es su exactitud, rapidez y la posibilidad de hacer lecturas múltiples en espacio y
tiempo, además del hecho de que abarca un volumen significativo de suelo en cada lectura.
b).Métodos que miden el potencial de agua
- Tensiómetros
El tensiómetro, Figura I.8 consiste en una membrana semipermeable: permeable al agua y a los solutos
e impermeable a las partículas de suelo y al aire. La membrana es en realidad una cápsula de porcelana
porosa conectada hidráulicamente a un medidor, que determina la succión con respecto a la presión
barométrica. Existen en el comercio distintos tensiómetros, de metal y de material plástico; además
con manómetro de mercurio y con manómetro Bourdon
Figura I.7: Relación entre el conteo de neutrones y
el contenido volumétrico del agua
13
Figura I.8: Tensiómetro
Dado que los tensiómetros miden el potencial matriz con que está retenida el agua en el suelo, y éste
depende también de la temperatura, se requiere que la determinación no esté afectada por la
temperatura de la atmósfera exterior. El empleo de material plástico y las lecturas en la mañana antes
de que el sol haya calentado el instrumento, tienden a solucionar este inconveniente.
De acuerdo a trabajos realizados por Taylor et al. (1961), todos los tipos de tensiómetro disponibles
comercialmente presentan resultados similares y, por lo tanto, no se requiere calibrarlos. La
comparación de las curvas de contenido de agua con diferentes presiones de desplazamiento obtenidas
en el laboratorio por el procedimiento estándar, muestra que no existe gran acuerdo con las mediciones
del tensiómetro. De lo expuesto resulta que este instrumento ofrece una buena medida del potencial
matriz, pero sólo puede estimarse groseramente el contenido de humedad del suelo (Taylor et al.,
1961).
Para la instalación del tensiómetro se hace un agujero en el suelo a la profundidad deseada y de
diámetro coincidente con el mismo. Se agrega luego un puñado de tierra suelta y se coloca el
tensiómetro a presión a fin de que apoye sobre ella; el resto del volumen del agujero se rellena con
tierra hasta la superficie, presionándola para asegurar un buen contacto del aparato con el suelo.
El límite de funcionamiento del tensiómetro es de 0,8 bares de succión; a valores mayores los gases
disueltos en el agua se liberan y causan el rompimiento de la columna. Dado que los suelos de textura
gruesa se caracterizan por tener la mayor parte de la humedad disponible dentro de dicho límite, el
tensiómetro se presta especialmente para suelos arenosos, para cultivos de raíz superficial que
requieren una frecuente reposición de humedad, y a cortas distancias del plano freático donde
prevalecen succiones bajas.
5.2. Método conductométrico
El método conductométrico se basa en la medida de la variación de las propiedades eléctricas de un
medio poroso, por efecto del contenido de humedad. Estando dicho material en equilibrio con la
humedad del suelo, la conductancia o resistencia entre dos electrodos es una expresión del nivel de la
humedad del suelo, y resulta prácticamente la misma para todos los suelos a igual succión de
humedad.
Se usan comúnmente como medio poroso bloques construidos de muy diversas formas, tamaño y
materiales, aun cuando afectan la conductividad, por lo que deben ser estándar. Los electrodos son
comúnmente de malla de acero y el material poroso de yeso ("bloques Bouyoucos"). Cuando la
humedad aumenta, a su vez se incrementa la cantidad de yeso disuelta y, como consecuencia, decrece
la resistencia entre los electrodos. El problema de las unidades a base de yeso radica en que
generalmente miden tensiones de más de 1 atm, esto es, el método se presta para condiciones
14
exactamente opuestas al rango de humedad que puede ser medido con el tensiómetro. La Figura I.9
representa el tipo de curva que relaciona la resistencia en ohm y el contenido de agua del suelo, W. En
el rango de suelo húmedo se produce una importante caída de W con el mínimo incremento de la
resistencia, mientras que al pasar al rango de suelo seco, una inflexión en la curva muestra lo
contrario. De lo expuesto se deduce que en la región de los valores altos de humedad aprovechable la
precisión del método es baja, mientras que es muy alta para bajos contenidos de humedad
aprovechable.
Figura I.9: Curva que relaciona la resistencia eléctrica
con la disponibilidad de agua
A fin de ampliar el rango de aplicación del método conductométrico se han ensayado otros materiales;
así, la lana de vidrio y el nylon mostraron ser más sensibles a altos contenidos de humedad, ampliando
por lo tanto su rango de uso y la duración del bloque en el suelo.
La presencia de sales afecta la conductancia y, en consecuencia, el método no se presta para tales
condiciones. Sin embargo, las unidades de yeso responden mejor que los de fibra de vidrio y nylon,
dado la concentración de yeso soluble en el agua del medio. Las unidades de nylon son más sensibles
a las sales disueltas en la solución del suelo. El método no es recomendable para suelos que se
contraen al secarse y para suelos arenosos (Zylstra, 1969).
Los bloques se instalan a la profundidad o profundidades deseadas, con la técnica y cuidados que ya
fueron expuestos al tratar el tensiómetro. La diferencia radica en que en una sola perforación se
instalan uno o más bloques. El extremo de los cables de las diferentes unidades llegan a la superficie
del terreno, de tal manera que un solo medidor es suficiente para atender un número elevado de
unidades distribuidas en el campo.
En el comercio existen aparatos con escalas de resistencia en ohm y en porcentaje de la humedad
disponible. Sin embargo, según Taylor et al. (1961), dicho instrumento da una medida del potencial de
agua y no ofrece una buena estimación del contenido de agua en el suelo.
Cabe finalmente destacar que los métodos neutrométrico, tensiométrico y conductométrico se aplican
sin alterar el suelo, de manera tal que otras medidas pueden ser realizadas secuencialmente en el
mismo punto. Como el tensiómetro sirve para altos niveles de humedad y los bloques de
conductividad para bajos niveles, en algunos casos se utilizan ambos, pues éstos comienzan a ser
sensibles cuando aquellos dejan de funcionar.
15
6.- INFILTRACION, ASCENSO CAPILAR Y REDISTRIBUCION DEL AGUA EN
EL SUELO
6.1 Infiltración
La infiltración del agua en el suelo constituye un proceso de directo interés en riego y drenaje. Puede
decirse que la infiltración es unidimensional en riego por aspersión y por melgas, bidimensional en
riego por surco, tridimensional en riego por goteo. Cada uno de tales métodos de aplicación de agua
define un patrón de humedecimiento que se aproxima a la distribución de las raíces del cultivo.
La intensidad de aplicación de agua puede ser superior a lo que el suelo permite: capacidad de
infiltración o infiltrabilidad o, contrariamente, inferior a la misma. La capacidad del suelo para recibir
el agua define el tiempo de infiltración en sí; además, tiene directa relación con las pérdidas y
desperdicios de agua por escurrimiento y percolación.
La velocidad de infiltración, o su sinónimo, la velocidad de entrada al suelo, se puede definir como la
velocidad de penetración del agua en el perfil del suelo, cuando la superficie del terreno está cubierta
por una capa de agua de reducido espesor. La infiltración tiene dimensión de velocidad (L T-1), como
la lámina de agua (L) admitida por el suelo en una unidad de tiempo (T) o, como la cantidad de agua
absorbida por la unidad de superficie del terreno en la unidad de tiempo (L3 T1 L-3.
Cuando se administra agua a un área de terreno, con el fin de restituir el contenido de agua al suelo,
puede ocurrir que la cantidad absorbida aumente con el tiempo menos que proporcionalmente. Al
representar gráficamente la lámina acumulada de agua infiltrada, lcum, contra el tiempo t, resulta un
tipo de curva como la que se muestra en la Figura I.10. Por otra parte, si la velocidad de infiltración, I,
se representa gráficamente contra el tiempo, t, la curva tendrá la forma dada igualmente en la
Figura I.10. Ambas curvas evidencian una disminución con el tiempo de la velocidad de infiltración.
Muchos suelos llegan a una velocidad constante de infiltración después de cierto período, que se
denomina infiltración básica, Ib. Si el agua está almacenada en la superficie, es el suelo el que
determina la capacidad de infiltración, mientras que si el agua se aplica a una determinada velocidad,
como ocurre con el riego por aspersión, Figura I.11, la capacidad de infiltración dependerá de la
precipitación más que de las características del perfil del suelo.
16
Figura I.10: Representación gráfica de la infiltración instantánea y de la infiltración acumulada
en escala aritmética y logarítmica
17
Figura I.11: Velocidad de infiltración, I, que se produce con una lluvia de cierta intensidad,
comparativamente con la que ocurre cuando el agua
permanece almacenada en la superficie.
Ecuaciones de infiltración
Ecuación de Phillips
La solución dada por Phillips (1957) al proceso de infiltración está basada en series de potencia
infinita para los valores acumulados. Con fines prácticos se consideran suficientes los dos primeros
términos de la serie para el movimiento descendente.
I cum = S . t 1 / 2 + C . t
Los coeficientes de ambos términos son función de la difusividad y el contenido inicial y superficial
de agua. El coeficiente S tiene un significado especial en el comienzo del período de infiltración ya
que representa la capacidad inicial del suelo par almacenar y liberar agua. El coeficiente C está
relacionado con la capacidad del suelo para transmitir agua, y es importante en períodos avanzados del
proceso de infiltración. De acuerdo con las recomendaciones de Phillips, los valores de S y C pueden
ser aproximados por los valores obtenidos en campo de Icum a t = 1000 s y t = 10000 s,
respectivamente.
Phillips (1957) señaló que el uso del término gravitacional, definitivamente se requiere más allá de t =
10.000 s, mientras que entre t = 1.000 s y t = 10.000 s su contribución puede ser insignificante. Por
diferenciación de la ecuación anterior con respecto al tiempo, se obtiene la ecuación de velocidad de
infiltración.
dI cum
=I
dt
18
entonces:
I=
S −1 / 2
t
+C
2
Ecuación de Kostiakov
Se han propuesto varias ecuaciones empíricas para expresar la velocidad de infiltración como una
función del tiempo, que pueden ser representadas por una curva de forma hiperbólica. La ecuación de
Kostiakov (1932) expresa la velocidad de infiltración en un punto:
I =a . t b
(1)
donde:
I : es la velocidad de infiltración (L T´) en mm min-1 o mm h-1
t : es el tiempo de infiltración (T) en min o en h
a : es un coeficiente, el cual representa la velocidad de infiltración a t = 1,0
expresado en mm min –(1+b) p mm h –(1+b)
b : es un exponente sin dimensión, siempre es negativo con valores que van de 0 a –1,0
Al integrar la ecuación entre límites t = 0 y t, se obtiene la infiltración acumulada;
I cum =
a
. t b+1
b +1
(2)
Esta ecuación también puede expresarse así:
I cum = A . t B
(3)
Generalmente, las ecuaciones 1 y 2 se ajustan muy bien a la mayoría de las condiciones de la práctica
del riego por superficie. Sin embargo, hay algunos casos en los cuales la velocidad de entrada alcanza
un valor constante dentro del período de infiltración; si es así, la 1 se convierte en:
I =a . t b +c
(4)
donde:
c : es la velocidad de infiltración, constante para t = ∞
La infiltración acumulada Icum, será por lo tanto:
I cum =
a
. t b+1cc . t
b +1
(5)
donde;
b = 0,50 (la ecuación 5 es equivalente a la ecuación de Phillip)
Ecuación del Servicio de Conservación de Suelos
El Servicio de Conservación de Suelos de los Estados Unidos ha obtenido en pruebas de cmpo una
gran cantidad de curvas representativas de muy diversas condiciones edáficas, que han sido agrupadas
en “familias de curvas”, las que responden a la siguiente ecuación:
I cum = A´ t B´ + C´
(6)
La Tabla I.3. incluye los parámetros de la ecuación para diferentes familias de infiltración y la
Figura I.10 las curvas respectivas. Los datos de una prueba de campo se representan en la Figura I.10,
lo que permite identificar la curva que más se aproxime a los puntos respectivos y, por lo tanto, la
ecuación para Icum = 1(t)
19
Tabla I.3: Coeficiente de las familias de infiltración. Procedimiento del SCS
Familia de infiltración
0,05
0,10
0,15
0,20
0,25
0,30
0,35
0,40
0,45
0,50
0,60
0,70
0,80
0,90
1,00
1,50
2,00
A´
0,5334
0,6198
0,7110
0,7772
0,8534
0,9246
0,9957
1,0640
1,1300
1,1960
1.3210
1.4430
1,5600
1,6740
1,7860
2,2840
2,7530
B´
0,168
0,661
0,683
0,699
0,711
0,720
0,729
0,736
0,742
0,748
0,757
0,766
0,773
0,779
0,785
0,799
0,808
C´
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
7,0
La ecuación de Kostiakov ha sido usada en suelos y riego, principalmente por resultar práctica. En la
actualidad, distintas ecuaciones usadas para proyectar los métodos de riego por superficie involucran
los parámetros de la ecuación de Kostiakov, especialmente el exponente b o B
Figura I.12: Familias de curvas de infiltración acumulada, según el procedimiento del
Servicio de Conservación de Suelos (1974)
Infiltración promedio
20
La velocidad de infiltración promedio Ip, es la relación entre la infiltración acumulada y el tiempo de
entrada.
Ip =
I cum
t
Por sustitución que surge de integrar la ecuación de Kostiacov entre límites t = 0 y t. se obtiene la
ecuación de infiltración promedio en un punto determinado.
Ip =
a b
t
b +1
entonces Ip es la velocidad de entrada de agua en el suelo en un período t.
Infiltración básica
La infiltración básica Ib, es otro parámetro que merece consideración debido a su importancia al
proyectar el riego a nivel de predio. De acuerdo con el Departamento de Agricultura de los Estados
Unidos, Servicio de Conservación de Suelos, la velocidad de entrada básica es el valor instantáneo
cuando la velocidad de cambio de entrada, para un período estándar es 10% o menos de su valor.
El tiempo en el cual I = Ib, se encuentra igualando la primera derivada de la ecuación I = a tb
multiplicada por 0,1:
dl
= 0,1 I
dt
entonces
a b t b −1 =0,1 a t b
y
t b = 10 b
Si la ecuación de arriba se sustituye en la ecuación I = a tb se obtiene Ib:
I b = a ( −10 b) b
Las dos últimas ecuaciones son válidas si se emplean unidades consistentes, por ejemplo si está
expresada en mm h-1, Ib = a (-600b)b
Método de riego y manejo del agua
En riego por aspersión y por goteo el agua penetra en el suelo inmediatamente al llegar a la superficie
el terreno. En riego por superficie, el agua fluye sobre el terreno en láminas de espesores delgados por
cauces de diferente ancho y forma, y por lo tanto, con diferente área efectiva para la infiltración.
Una distinción importante entre los patrones del flujo de agua en melgas y en surcos, es la que existe
con relación al área mojada. En riego por melgas prácticamente se cubre toda la superficie con una
delgada lámina de agua, mientras que en riego por surcos ello ocurre parcialmente. Debido a que el
área mojada es menor en riego por surcos que en los métodos donde se cubre toda el área, se requiere
un mayor tiempo de contacto entre el agua y el suelo para que se infiltre una misma lámina.
Las condiciones hidráulicas del surco, las cuales dependen del caudal, tamaño del surco, pendiente,
forma y rugosidad del cauce, determinan el perímetro mojado y por ende, el área de entrada de agua.
La unión de las áreas humedecidas en surcos adyacentes, debido al movimiento lateral del frente
húmedo, puede también afectar la velocidad de infiltración.
Otros factores
21
Es de esperar que la temperatura influya en la velocidad de infiltración, ya que afecta la viscosidad y
la tensión superficial. El efecto de la temperatura en la infiltración no ha sido comprobado hasta ahora,
pero se supone que es prácticamente reducido.
Otro factor importante que debe tenerse en cuenta es el aire atrapado cuando se riega por inundación.
El aire permanece en el espacio vacío del suelo y no puede escapar. En riego por surco, donde la
superficie del terreno está parcialmente cubierta con agua, el efecto del aire atrapado es menor
importante en l mayor parte de los suelos.
Medición de la infiltración
Las mediciones de la velocidad de infiltración se realizan con infiltrómetros, entre los cuales cabe
distinguir el de cilindro, el de cubeta y el de riego por aspersión, siendo ellos métodos de campo donde
el suelo está en su estructura original. Existen otros métodos basados en las condiciones reales de
operación del riego en el campo,
Infiltrómetro de anillo
En éste el aparato más comúnmente empleado en estudio de irrigación, el infiltrómetro estandarizado
por el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos, cuya descripción obra en la publicación
“Cylinder Infiltrometers”, USDA, ARS 41.7, mayo 1956
El aparato (Figura I.13). consta de un cilindro infiltrómetro propiamente dicho, de 22 a 30 cm de
diámetro y de unos 30 cm de longitud, que se hinca a golpes en el terreno a un profundidad variable
entre 10 y 15 cm. Alrededor se instala un aro, también metálico, que oficia de regulador o “buffer”,
cuyo diámetro es por lo menos 30 cm mayor que el diámetro del cilindro y unos 18 cm de alto.
Dicho aro se entierra uno 5 a 10 cm empleando para ello un placa metálica y martillo. Completan el
aparato una regla graduada fija y una varilla corrediza que termina en un gancho, cuyo extremo se
hace coincidir con el nivel del agua. La altura del agua infiltrada se mide por diferencia de posición en
la escala, de un índica solidario a la varilla.
Figura I.13: Infiltrómetro de doble anillo
Las lecturas en una prueba de infiltración se efectúa al comienzo con un intervalo de 5 a 10 minutos;
luego de efectuadas las 2 o 3 primeras lecturas, se aumenta el intervalo a unos 1 minutos, y
transcurrida la primera hora puede ser suficiente un intervalo de 30 a 60 minutos. La profundidad del
agua dentro del cilindro debe mantenerse entre los 7 y 12 cm. Se agrega agua para retornar al nivel
original, cada vez que la superficie libre de la misma ha descendido de 3 a 5 cm. Dado la variabilidad
que se observa en los valores de infiltración, se requiere trabajar simultáneamente con 4 o 5
infiltrómetros, que integran una serie de cilindros de diferentes diámetros, a fin de facilitar su
transporte.
Infiltrómetro de cubeta
Ha sido definido por Grassi (1972) como un infiltrómetro cuadrado de marco de madera de 1,50 m por
1,50 m. Se ensamblan cuatro tablas de 20 cm de ancho que se sostienen en posición vertical por un
pequeño terraplén.
22
Para transportar y aplicar el agua se usa un tanque ubicado sobre un sistema de ruedas neumáticas con
una manguera y válvula de control, en razón de la cantidad de agua requerida para llenar y rellenar el
infiltrómetro. Para llenarlo se deriva el caudal máximo no erosivo, a fin de cubrir el terreno
rápidamente con una lámina de agua de aproximadamente 10 cm. Para evitar que el chorro de agua
disturbe la capa superior del suelo y produzca un sellado en la superficie, mientras se aplica el agua se
cubre la tierra con una lámina de plástico.
Se realizan lecturas del nivel del agua durante el período de infiltración, en una regla graduada
enterrada en el suelo en posición vertical. Cada vez que el nivel de agua desciende alrededor de
5 cm, se repone agua al infiltrómetro. Las lecturas se toman a los intervalos ya indicados para el caso
del infiltrómetro de cilindro.
Infiltrómetro para riego por aspersión
Tovey y Paiirs, citado por Skaggs et al (1983) describe un procedimiento basado en recoger el agua
precipitada en potes que actúan como pluviómetros, ubicados a lo largo de tres líneas que parten del
vértice de un sector circular, donde se sitúa el aspersión (Figura I.14). Se realiza la prueba durante una
hora, iniciándose la misma cuando el suelo se encuentra a un nivel de humedad equivalente a la
capacidad de campo. La prueba se repite a fin de observar el humedecimiento del suelo; en un caso de
intensidad de aplicación será excesiva y en otro insuficiente. La prueba concluye al alcanzar la
capacidad de infiltración de diseño en la posición de un pluviómetro; esto es, cuando el agua aplicada
apenas desaparece de la superficie en una rotación.
Figura I.14: Infiltrómetro par riego por aspersión
Ascenso capilar
Un plano freático próximo a la rizósfera del cultivo crea condiciones muy particulares en las
relaciones agua-suelo, que inciden positiva o negativamente en la productividad del mismo;
positivamente, en cuanto a que el ascenso capilar pueda contribuir a satisfacer la demanda
evapotranspiratoria; negativamente, en cuanto a que tal proximidad al sistema de raíces origine falta
de aireación para las mismas y afecte la nutrición de las plantas. Además en presencia de sales, el agua
de la freática aumenta la concentración salina de los estratos superiores del suelo, por simple
transporte en el agua que asciende por capilaridad.
Análisis del proceso de ascenso capilar
23
Un plano freático controlado en lo que respecta a la profundidad, permite garantizara el
abastecimiento total o parcial de la demanda evapotranspiratoria, al mismo tiempo que asegura un
apropiado ambiente edáfico para el cultivo.
La Figura I.15. representa la variación en profundidad del contenido de agua en un suelo cultivado, de
manera tal que la demanda evapotranspiratoria es abastecida desde el plano freático en condiciones de
equilibrio dinámico; la velocidad de ascenso capilar es igual a la velocidad de evapotranspiración.
Figura I.15: Variación del contenido de agua desde el plano freático a la superficie
del terreno en condiciones de equilibrio dinámico
7. MEDICIONES PARA CONTROLAR LA OPORTUNIDAD DEL RIEGO
Se dividen los procedimientos para controlar la oportunidad del riego así:
(a)
(b)
(c)
(d)
del contenido de humedad en el suelo
del potencial de humedad en el suelo
indicadores y mediciones del agua en la planta
balance hídrico del suelo
Existen métodos a nivel de campo que pueden ser utilizados directamente por el agricultor y métodos
que sólo opera el personal técnico y científico de centros de investigación. Es obvio que los objetivos
de las mediciones son distintos y por lo tanto no deben confundirse.
-Contenido de humedad en el suelo
Se trata de calificar el grado de humedad del suelo por vía de la apariencia, acompañado o no de un
examen del mismo realizado con el auxilio de una pala o de un barreno. Un agricultor experimentado
que conoce bien su suelo puede aproximarse bastante al nivel al cual debe regar. El Servicio de
Conservación de Suelos de los Estados Unidos ha elaborado “Guías de Riego” que permiten calificar
el grado de disponibilidad de agua que tiene el suelo en un momento determinado.
La estrecha relación de la productividad de un cultivo con la condición de humedad en el suelo
(concentración o potencial), ha hecho necesario el uso de procedimientos que permitan cuantificar la
variación de la humedad. EL período en el cual la misma se agota es corto (entre y 20 días de acuerdo
al clima, suelo y cultivo), lo que implica el paso en pocos días, por grandes cambios en los
decrecientes valores de la humedad edáfica.
24
La investigación ha producido información del nivel de contenido de agua al cual debe regarse para un
determinado suelo, clima y cultivo, a fin de obtener cierta producción. El procedimiento en discusión
se basa en la medida del contenido de agua sobre peso o sobre volumen en los diferentes estratos que
comprende la rizósfera y calcular la lámina remanente d, o la ya agotada dr y por ende la lámina neta
dn a restituir al suelo.
Mediante sucesivas determinaciones del contenido hídrico después del riego es posible tener una clara
idea de la velocidad de agotamiento de la humedad edáfica y el intervalo o turno entre un riego y otro.
La representación gráfica del contenido hídrico en % o de la lámina en mm en función del tiempo en
días (Figura I.16) permite obtener por extrapolación el intervalo en el cual se alcanzará el nivel de
humedad que representa el umbral de riego Wu.
Figura I.16: Representación gráfica del contenido de agua en función del tiempo para
determinar cuándo debe regarse
- Potencial de agua en el suelo
La medición del potencial constituye una determinación directa del esfuerzo que realiza el cultivo para
extraer agua del suelo. Se emplean para ello instrumentos tales como el tensiómetro y los bloques de
resistencia eléctrica. Las condiciones de instalación de tales aparatos se indican a continuación, según
Haise y Hagan (1967)
Condiciones típicas de instalación de tensiómetros y/o bloques de resistencia eléctrica en áreas con
cultivos y/o suelos relativamente uniformes:
Nº de estaciones
Nº de profundidades
3a4
2a3
El de arriba – zona de máxima actividad radical
El de abajo – cerca del extremo inferior de la zona radical activa
El intermedio – mitad de distancia entre las posiciones superior e
inferir (una profundidad somera puede ser necesaria
temporariamente, cuando la sementera está siendo instalada)
Nº de lecturas entre riegos
4 a 5 – los valores deberían ser representados gráficamente de
manera que la cura pueda ser extrapolada para anticipar la
necesidad de riego (Figura I.17)
Condiciones de sitio. Seleccionar suelo representativo y áreas con cultivos vigorosos.
Precauciones. Evitar áreas pisoteadas cerca de la instalación; los servicios al medidor de tensión debe
proveerse regularmente.
25
Figura I.17: Representación gráfica del potencial en función del tiempo para
determinar cuándo debe regarse
El procedimiento descripto por Taylor (1972) permite, asimismo, determinar la cantidad de agua a
aplicar en base en los registros de tres tensiómetros ubicados a distintas profundidades en la capa
radical; uno en la zona de máxima actividad de las raíces; otro a la profundidad que representa el 70 a
80% de la actividad radical y un terceto intermedio. El método consiste en aplicar agua hasta que el
tensiómetro del medio acuse un aumento en el potencial de agua. El más profundo indicaría un
aumento de potencial hídrico unos pocos días después del riego, igualándose los valores a través de
todo el perfil. Si el tensiómetro inferior no señala variación del potencial, el del centro debe ubicarse
más abajo, y contrariamente, si evidencia un inmediato ascenso indicando así que se ha perdido agua
por percolación, el del centro debe colocarse más arriba.
La Tabla I.4 de Fischbach y Schleusener citada por Stegman et al (1983) incluye una serie de pautas
para interpretar las lecturas del tensiómetro con el objeto de determinar la oportunidad del riego. En
general, es operable en cultivos de raíz como la papa, etc.
Los bloques de resistencia eléctrica, contrariamente al tensiómetro, comienzan a medir la succión a
valores superiores a 0,5 bares, es decir, su sensibilidad es baja para rangos de baja succión, lo que
significa que cubren el rango que no mide el tensiómetro, pues se extiende hasta el unto de
marchitamiento permanente; aún cuando el empleo de otros materiales, embebiendo una unidad de
nylon en yeso, ha permitido ampliar sustancialmente sus potencialidades. En muchas situaciones se ha
considerado al tensiómetro y las unidades de resistencia como equipos que se complementan
mutuamente para la medida del potencial o de la succión de humedad en el suelo. En cuanto al tipo de
suelo, el tensiómetro se usa más en los de textura gruesa a media y las unidades de resistencia eléctrica
en los de textura media a fina.
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Tabla I.4: Interpretación de la lectura del tensiómetro
Lectura dial centibares
Casi saturado
0
10
Capacidad de campo
11
20
30
Rango del riego
40
50
60
Seco
70
80
Interpretación
Suelo casi saturado, tal como ocurre para un día o dos después del
riego.Peligro de empantanamiento de suelos, plano freático alto,
pobre aireación del suelo, o el tensiómetro puede tener la tensión
interrumpida, si las lecturas persisten.
Capacidad de campo. Riegos discontinuos en este rango para
prevenir pérdidas por percolación y lixiviación de nutrientes
debajo de la zona radical. Suelos arenosos estarán a capacidad de
campo en el rango más bajo; suelos arcillosos en capacidad de
campo en el rango más alto.
Rango usual para comenzar el riego. La aireación del suelo está
asegurada en este rango. En general el riego comienza a la lectura
de 30-40 en suelos de textura arenosa (franco arenoso y areno
francoso). El riego usualmente comienza de 40-50 en suelos
francos (franco arenoso muy fino y franco limoso). En suelos
arcillosos (franco arcillo limoso, arcillo-limosos etc. ) el riego
usualmente comienza a 50-60. El comienzo de los riegos en este
rango asegura el mantenimiento de la humedad del suelo
fácilmente disponible.
Este es el rango del esfuerzo. Sin embargo, los cultivos no
necesariamente se dañan o reducen su producción. Parte de la
humedad del suelo está fácilmente disponible para la planta, pero
está alcanzando un valor peligrosamente bajo para la producción
máxima. Rango superior de exactitud del tensiómetro, las lecturas
arriba de estas son posibles, pero el tensiómetro dejará de registrar
la tensión entre 80 y 85 centibares.
Los aparatos que miden el potencial de la humedad en el suelo tienen ventajas y desventajas que
discute Stegman et al (1983). La principal ventaja del tensiómetro es que mide parámetros
fundamentales que afectan el flujo de agua en el suelo; y su principal desventaja es que requieren
preparación a base de instalación cuidadosa, lecturas y servicio frecuente y necesita múltiples sitios.
En cuanto a las unidades de resistencia eléctrica, la principal ventaja es que da una medición indirecta
del contenido de agua del suelo y la principal desventaja es que requiere instalación cuidadosa,
calibración y frecuente lectura; no es suficientemente sensible en suelos de textura arenosa, los
bloques tienen corta vida y requiere múltiples sitios.
Indicadores y medidores del agua en la planta
Haise y Hagan (1967) expresan “que se reconoce ahora ampliamente que el crecimiento de la planta
está directamente relacionado con el balance hídrico en sus tejidos. al desarrollarse un déficit de agua,
los procesos fisiológicos se alteran, y el crecimiento y producción subsecuente se reduce. la velocidad
relativa de absorción y pérdida de agua por las plantas determina el balance interno de agua, el cual
representa la interacción de las plantas con el ambiente. Si el balance interno de agua pudiera ser
simple y fácilmente determinado, la tensión de humedad de la planta podría bien ser usada como
criterio para determinar la necesidad de riego”. Dichos autores mencionan las siguientes líneas de
trabajo en cuanto a indicadores de la necesidad de agua;
“(a) Indicadores visuales de la tensión: color de las plantas, movimiento de las plantas, exudación”
27
“(b) Crecimiento de la planta como indicador de la tensión: crecimiento del fruto, de la hoja, del
tronco y de las ramas”
“(c) Reflección y temperatura de la hoja”
“(d) Medición del agua en la planta: contenido de agua, transpiración y apertura estomática, potencial
osmótico, potencial de agua”
Los indicadores visuales y el crecimiento de la planta como indicador suelen ser síntomas tardíos, pues
cuando se presentan ya ha ocurrido una reducción en la velocidad de transpiración, con posible
perjuicio para el cultivo. Otros métodos basados en la condición del agua en la planta son promisorios,
aunque presentan serias dificultades instrumentales y de operación, lo que los hace inaplicables para el
diagnóstico de la oportunidad del riego.
- Transpiración relativa
Nijensohn et al (1963) desarrollaron un método de campo para determinar la oportunidad del riego,
midiendo la transpiración relativa. Dicho método se basa en el tiempo de viraje por hidratación del
color del papel impregnado en cloruro de cobalto. Se trabaja con trozos de hoja y la transpiración
relativa es una medida del tiempo de cambio de color del papel en la cámara que contiene la muestra
de hoja, con respecto al de la cámara con un trozo de papel de filtro humedecido por una gota de agua
destilada. Los ensayos realizados en vid, duraznero y algunas especies hortícolas muestran buena
correlación entre el potencial matriz del suelo y la transpiración relativa.
- Temperatura de la hoja
La temperatura de la hoja es un indicador del grado de “stress” hídrico del cultivo, pues a medida que
disminuye su contenido de agua transpira menos y aumenta la temperatura de la canopia que se mide
en el campo a pleno grillo solar del medio día por medio de un radiómetro infrarrojo de mano.
En realidad, lo que se mide es la diferencia entre la temperatura de la canopia Tc y la temperatura del
aire Ta en condiciones de severo “stress”, cuando la transpiración se aproxima a cero, en cayo caso
(Tc – Ta)su se considera el límite superior, además se miden tales diferencias de temperatura cuando
el suministro de agua es adecuado de manera que no existe “stress” y éste corresponde al límite
inferior (Tc – Ta)in
El índice de días de “stress”, IDS, se expresa mediante la siguiente ecuación normalizada (Martín et
al., 1990)
 ( T − Ta ) − ( Tc − Ta ) in 
IDS =  c

 ( Tc − Ta ) − ( Tc − Ta ) in 
Por lo tanto una vez cuantificado el valor del límite superior y del inferior, que pasan a ser constantes
de la ecuación, se van sustituyendo Tc y Ta en (Tc – Ta) obtenidas en las sucesivas lectura a lo largo
del ciclo.
El valor de IDS varía entre cero “sin stress” y uno para “stress severo”. En riego se ha observado que
la producción disminuye cuando en el período reproductivo el IDS es mayor de 0,2 y que en general,
debe regarse este cultivo cuando IDS está entre 0,3 y 0,5 (Martín et al, 1990)
Se han propuesto ecuaciones para estimar la evapotranspiración en base a la temperatura de la canopia
medida con un radiómetro infrarrojo (Blad y Rosenberg, 1976):
LEt =
R n − S − C (Tc − Ta )
ra
donde:
C es la capacidad calórica expresada en forma volumétrica
ra es la resistencia aerodinámica, función de la altura del cultivo, aspereza y perfil de
velocidad del viento sobre la canopia.
28
- Potencial hídrico de la hoja
Los días de stress Dsi, pueden expresarse en base al potencial de la hoja o de la canopia ψ c,, en
forma normalizada, así:
NDSi =
ψc
ψ c*
donde:
ψ
ψ
c*
c
es el potencial hídrico de la hoja
es el límite inferior del potencial hídrico de la hoja
En algodón se encontró (Clark y Reddell, 1986) que la elongación del tallo y de las fi ras cesa cuando
el potencial de la hoja está entre –2.400 kPa y –2.800 kPa y que el potencial mínimo registrado entre
las 1,0 p-m y 3,0’ p.m puede variar entre –1.500 kPa y –3.000 kPa. El potencial de la hoja sin
condiciones de “stress” ψ o fue de –600 kPa. La ecuación 9.33 para NNDS, puede entonces
presentarse así:
NDSi =
ψc−ψo
ψ c* − ψ o
donde:
ψ
ψ
ψ
c
c*
o
es el potencial de agua en la hoja (canopia) al amanecer
es el potencial del límite inferior ψ c* = -3.000 kPa
es el potencial en la hoja sin condiciones de stress ψ c = -600 kPa
Al sustituir los valores mencionados en la ecuación precedente se obtiene:
ψ c + 600
− 3000 + 600
ψ + 600
NDSi = c
− 2400
NDSi =
La Tabla I.5 incluye valores de ψ c en el cual la evapotranspiración del cultivo comienza a decrecer
(Phene et al, 1990)
Tabla I.5: Valores críticos del potencial del agua en la hoja (ψ c) a la cual la
evapotranspiración del cultivo comienza a decrecer.
Cultivo
Alfalfa
algodón y cebada
Algodón
Maíz
Maíz
Papa
Papa
Sorgo
Sorgo
Trigo
MPa
1.4
0,9 – 2,4
1,1
1,7
1,1 – 1,9
0,35
0,40
0,9 – 1,6
2,0
1,0
- Medición del potencial de la canopia
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El potencial de la hoja, que se hace extensivo a la canopia, se lleva a cabo en una cámara de presión
cuyos detalles se aprecian en la Figura I.18 tomada de Phene et al (1990). El principio de la cámara
para medir el potencial de la hoja se basa en la aplicación de presión de aire a una ramita con sus
respectivas hojas, a fin de llevar el potencial de agua al calor cero.
Colocada la ramita en la cámara, de manera que el extremo del pedúnculo queda afuera de la misma,
se aplica presión de aire (nitrógeno) hasta que se observe la aparición de savia, por medio de un
binocular que facilita dicha apreciación. Entonces se procede a efectuar la lectura en el manómetro. En
realidad, la cámara mide sólo el potencial gravitacional y de fricción, denominado “potencial de
presión del xilema” Phene et al (1990).
Ref: (1) tanque móvil de nitrógeno ;(2) válvula de entrada del gas
(extraído de Phene et al (1990)).
Figura I.18: Diagrama esquemático de la cámara de presión corrientemente usada para mediciones del
ψ c
8. CONCLUSIONES SOBRE LOS PROCEDIMIENTOS DE PROGRAMACIÓN DEL
RIEGO
Stegman et al (1983) señalan que tanto los administradores como los operadores del riego a nivel de
predio no han sido muy receptivos respecto a un método en particular para programar el riego. A este
respecto mencionan que ello ha ocurrido a causa de los siguientes factores:
(a) el costo del agua de riego es frecuentemente bajo en relación al costo de las prácticas que
mejorarían el manejo del agua
(b) la reducción en la producción causada por riegos demorados, fertilización inapropiada y riego
excesivos, no son fácilmente reconocibles o cuantificables
(c) los datos para la toma de decisión frecuentemente no están disponibles para aquellos que día a
día deciden sobre el manejo de agua
(d) las decisiones sobre manejo de agua son generalmente hechas por gente ocupada, con limitados
conocimientos técnicos y adiestramiento en el manejo de un complejo sistema cultivo-clima
(e) los métodos tradicionales de programación del riego han tendido a considerar el adiestramiento
de cada agricultor /administrador, a fin de que se transforme en un especialista en manejo del
riego
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