* Complejo biológico * Soporte físico (anclaje) * Reserva de

Precipitación+Riego
e
anc
Bal
Funciones del suelo:
* Soporte
físico (anclaje)
* Reserva
de nutrientes
* Reserva
de Agua (aire)
* Complejo biológico
Evaporación+Transpiración
Es la base del riego por aspersión
Fracción sólida
Fracción líquida
Fracción gaseosa: O2, CO2
Poros: Macroporos y microporos
Triangulo de textura
Estructura del suelo
Contenido de agua en el suelo
Contenido de agua en el suelo
Humedad gravimétrica (θg):
Es la relación entre el peso del agua y el peso del
suelo seco
θ g (%) =
P
Peso de agua
100 = a 100
Peso suelo seco
Pss
Contenido de agua en el suelo
Humedad volumétrica (θv):
Es la relación entre el volumen de agua y el volumen total o
aparente del suelo
θ v (%) =
Volumen de agua
V
100 = a 100
Volumen total del suelo
Vas
Densidad aparente
Se define como el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y
el volumen total o aparente del suelo (Vas), que incluye tanto la
parte sólida como los poros.
da =
Pss
Vas
0,7 g/cm3 => suelos volcánicos
COMPACTACIÓN
1,8 g/cm3 => suelos arenosos
1,2 a 1,4 g/cm3 => horizontes superficiales
1,4 a 1,6 g/cm3 => horizontes profundos
Densidad real
Es el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y el volumen
ocupado por las partículas sólidas (Vs), es decir, el volumen
descontando los poros.
dr =
Pss
Vs
La densidad real de los suelos es casi constante e igual a 2,6 2,6
g/cm3 (2,6 t/cm3), pudiendo disminuir cuando abunda la
materia orgánica
Relación entre θg y θv
θg =
Pa
=1
Va
Pa
P
Pa
θ
= a =
= v
Pss d a Vss d ( Va ) d a
a
θv
θ v = d aθ g
Porosidad (ε):
Es el volumen ocupado por los poros, expresado normalmente
como porcentaje del volumen total del suelo.
ε=
Vporos
Vt
Pss
Vas − Vs
Vs
Vs Pss
Vt
d
=
= 1−
= 1−
=1= 1− a
Pss
Vas
Vas
Pss Vas
dr
Vs
 d 
ε (%) = 100  1 − a 
 dr 
La porosidad oscila entre el 25 y el 60%, aunque normalmente
se encuentra entre el 40 y el 50, pudiendo llegar en suelos con
mucha materia orgánica al 90%.
Altura de lámina de agua
θv =
Va S h a h a
=
=
Vt
Sh
h
θ (%) h
ha = v
100
3
1 mm = 10 m ha
ha
h
Clasificación del agua en el suelo:
ESTADOS DE HUMEDAD DEL SUELO
Estados de humedad
Suelo saturado
Nivel de agotamiento permisible
(NAP)
Punto de marchitamiento (Pm)
Suelo seco
Agua útil
Capacidad de campo (Cc) o de
máxima retención de agua
Intervalo de
Humedad disponible
(IHD)
Agua libre o de gravedad
Agua higroscópica
Clasificación del agua en el suelo:
Agua higroscópica: Es el agua adsorbida de una atmósfera de
vapor de agua como resultado de las fuerzas de atracción
sobre las moléculas de agua, de las superficie sólida de las
partículas del suelo.
Agua capilar: Es el agua retenida en los poros pequeños del
suelo que poseen efecto capilar y que está retenida por
tanto, por fuerzas debidas a la tensión superficial.
Agua de gravitación: Es aquella que ocupa temporalmente el
volumen de aireación, y que fluye bajo la acción de la
gravedad, al no poderla sostener el suelo.
Potencial hídrico del agua en el suelo
≠
Cantidad de agua
Curvas P-V
Estado energético del agua
Humedad volumétrica (%)
0.50
0.40
Bck
0.30
0.20
Ap
0.10
0
2
4
6
8
10
12
Presión (bares)
14
16
Potencial hídrico del agua en el suelo
El potencial hídrico del suelo es la cantidad de trabajo que
hay que realizar para transportar reversible e
isotérmicamente la unidad de cantidad de agua desde una
situación de referencia hasta el punto de suelo considerado.
• No importa el “potencial”, sino la diferencia de potencial. Por ello,
la referencia es indiferente.
• El agua se mueve de mayor a menor potencial.
• Puede expresarse en términos de trabajo/masa, pero lo habitual es
trabajo/volumen, expresándose en unidades de presión.
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial del agua en el suelo
Ψ = Ψm + Ψo + Ψg + Ψp
Ψm
Potencial mátrico
Ψo
Potencial osmótico
Ψg
Potencial gravitacional
Ψp
Potencial de presión
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial mátrico
Potencial mátrico:
trico Sólo se presenta en suelos subsaturados, y se debe a
mecanismos de retención del agua en el suelo (fuerzas capilares de
atracción entre moléculas de agua y de suelo, es decir, fuerzas de
adhesión y cohesión).
Su valor siempre es negativo,
negativo ya que la presión que origina se opone
a la expulsión del agua del suelo. Cuanto más seco está un terreno,
más bajo es el potencial mátrico y mayor será la presión necesaria
para extraer el agua.
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial osmótico
Potencial osmó
osmótico:
tico Se debe a las diferencias de concentración a ambos
lados de una membrana semipermeable (membranas celulares de
las raíces), produciéndose un flujo de agua hacia la solución más
concentrada (xilema).
Este potencial es siempre negativo.
negativo
Ψo = MRT
Siendo: M = molalidad
R = constante universal de los gases (0,0820)
T = temperatura absoluta.
Existe una gran relación entre Ψo y conductividad eléctrica:
Porosidad
Potencial osmótico en
extracto de saturación
ε
Ψoe = - 0,36 CEe ; Ψo =
Ψoe
θv
Humedad volumétrica
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial gravitacional
Potencial gravitacional:
gravitacional Se debe a la altura geométrica del punto
considerado respecto al plano de referencia, coincidiendo su valor
con esta distancia
Potencial de presión
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial de presió
presión: Sólo aparece en suelos saturados y se debe a la
presión ejercida por el agua que satura el suelo sobre el punto
considerado. Su valor es siempre positivo,
positivo siendo igual a cero en
suelos subsaturados.
Potencial hidráulico
Por tanto,
Ψ m y Ψ p son excluyentes
Se entiende por potencial hidráulico a la suma de los potenciales mátrico
y gravitacional
ΨH = Ψm + Ψg
El agua se mueve en el suelo en el sentido de los
potenciales hidráulicos decrecientes.
Curvas características de humedad
Para un mismo contenido de humedad, los distintos suelos retienen el agua con
distinta energía, es decir, la relación humedad-potencial mátrico varía para cada
tipo de suelo.
Curvas características de humedad
Efecto de la estructura
Histéresis
Medida del contenido de agua en el
suelo
• Métodos directos
• Métodos indirectos
Métodos directos
Métodos directos (gravimétricos)
Se toma una muestra, se pesa, se deseca en
estufa a 105ºC hasta peso constante (≅ 24
horas) y se vuelve a pesar. La diferencia de
peso es debida al agua que tenía inicialmente
y ha perdido. No es un método de campo.
Métodos indirectos
•Tensiómetricos
•Bloques de yeso
•Sonda de neutrones
•Tdr
•Enviroscan
Tensiométricos
Miden el potencial hidráulico, es decir, ψH= ψm+ψg.
Bloques de yeso
Bloques de yeso (Watermark): Miden
Ψm + Ψo
Sonda de neutrones
Determina θv
TDR
TDR (Time Domain Reflectometry): determina θv
Mide la constante dieléctrica del suelo por medio del tiempo
de recorrido de un pulso electromagnético que se
introduce en el suelo a través de dos varillas de acero
inoxidable.
El tiempo de recorrido es proporcional a la constante
dieléctrica del suelo, la cual varia con el contenido de
humedad del mismo.
Enviroscan
Enviroscan: Determina θv
Utiliza la capacitancia para medir la humedad del suelo.
Alrededor de cada sensor se crea un campo eléctrico de
alta frecuencia, y la frecuencia medida es función de la
humedad del suelo.
Movimiento del agua en el suelo
El agua en el suelo agrícola nunca está inmóvil
Controlado por
Flujo saturado
Gravedad
Controlado por
Flujo no saturado
Potencial mátrico
Flujo saturado
Tiene interés para el drenaje.
El caudal transferido por unidad de sección es:
q=K
∆ψ H
ψ − ψ H2
= K H1
L
L
Darcy-Buckingham
Siendo
K = conductividad hidráulica del flujo saturado
Depende de la porosidad total y
del tamaño de los poros
Medida de la capacidad del suelo para conducir agua.
Suelos arenosos: K entre 10-3 y 10-2 cm/s
Suelos arcillosos: K entre 10-7 y 10-4 cm/s
∆ψH = diferencia de potencial hidráulico.
∆ψH/L = gradiente, “fuerza motriz que obliga al agua a moverse”.
Flujo no saturado
•
•
•
•
•
Conforme se descargan los poros grandes, toma importancia ψm frente
a ψg .
Puede aplicarse la ley Darcy si se considera K función del contenido
hídrico K=K(θ).
La conductividad K disminuye al hacerlo la humedad (100.000 veces
por 1 bar)
Al no estar saturados los poros, la sección conductora de agua
disminuye.
En flujo saturado, los mejores conductores son los arenosos. En flujo
no saturado (salvo θv muy alta), suelen ser los arcillosos mejores
conductores para una misma humedad volumétrica. Esto produce un
efecto de retención de agua cuando debajo de un horizonte arcilloso
hay uno arenoso.
Variación de K con θv
Variación de K con la textura
Infiltración
Se entiende por tal el paso del agua a través de la superficie
del suelo y tiene gran importancia en el proceso de riego, ya
que limita el ritmo de aplicación de agua al terreno.
Infiltración
Infiltración
θv1 < θv2 < θv3
θV1
θV2
θV3
t
Infiltración
Puede implicar:
• Movimiento unidireccional (riego a manta)
• Movimiento bidireccional (riego a surcos)
• Movimiento tridirecional (riego por goteo)
Es un proceso complejo, que va a depender de:
• Tiempo.
• Humedad inicial
• Conductividad hidráulica saturada, K
• Estado de la superficie del suelo y cambios que experimenta durante
la humectación.
• Aire atrapado durante el proceso de aplicación de agua
Infiltración acumulada
• La infiltración acumulada, que normalmente se mide en
mm, representa la cantidad total de agua que ha pasado a
través de la superficie del suelo en un tiempo determinado.
I = K ta
I = K ta + c ⋅ t + D
Ec. Kostiakov, 1932
I = s ⋅ t1/2 + A t
Ec. Philip, 1957
Ec. Wallender
s= sorptividad, que depende de la humedad
A= velocidad de infiltración estabilizada, o infiltración
constante después de cierto tiempo, función del tipo de suelo
(30mm/h para arenosos, 5 mm/h para arcillosos)
Infiltración acumulada
Velocidad de infiltración
La velocidad de infiltración (infiltrabilidad), que se mide en
mm/h, depende principalmente de:
Tiempo de infiltración
Contenido inicial de agua en el suelo
Conductividad hidráulica saturada
Estado de la superficie del suelo
Presencia de estratos de diferente textura
(suelo húmedo)
La velocidad de infiltración disminuye con el
tiempo, conforme el suelo aumenta su humedad
i=
dI
= K a t a -1
dt
i = 1 / 2 ⋅ s ⋅ t -1/2 + A
Ec. Kostiakov, 1932
Ec. Philip, 1957
Redistribución del agua después de la
infiltración
La redistribución comienza tras la infiltración.
Es función de los gradientes de potencial hidráulico,
tendiendo estos a igualarse.
Las capas húmedas pierden humedad, mientras las
mas secas aumentan su humedad.
El gradiente de potencial va disminuyendo con el
tiempo, con lo que el movimiento del agua se
RALENTIZA con el tiempo. Esto es función del tipo
de suelo.
Redistribución del agua después de la
infiltración
a) Suelos muy húmedos
El gradiente de potencial mátrico es muy pequeño en
comparación con el gradiente de potencial gravitatorio.
La Ley de Darcy-Buckinghan quedaría:
q = − K(θ)
∆ΨH
∆z
= −K (θ)
z
z
-
El suelo arenoso contine menos agua en saturación, y la
pierde más rápidamente al principio.
-
La redistribución es afectada por estratos menos
permeables.
Redistribución del agua después de la
infiltración
a) Suelos poco húmedos
La rapidez de distribución depende, además, de:
-
Propiedades hidráulicas del suelo.
-
Profundidad inicial del suelo mojado.
-
Humedad de capas más profundas.
La redistribución es más rápida cuanto menor sea la
profundidad del suelo inicialmente mojado, y mayor la
sequedad del suelo más profundo.
Perfiles de agua en el suelo en varios tiempos después de haber añadido agua a la
superficie del suelo.
Variación del contenido volumétrico de humedad a profundidad constante en
función del tiempo en perfiles uniformes de distintos suelos
Estados de humedad del suelo
Saturación; todos los poros llenos de agua Ψm=0
Capacidad de campo o de retención; Ψm=-0,1
(ligeros)
a -0,3
(pesados)
Macroporos aire y agua,
Microporos todos los poros llenos de agua
Punto de marchitez permanente (PMP); Ψm≤ - 15 bar
Agua útil o intervalo de humedad disponible (CC-PMP)
Déficit permisible de manejo (DPM)
30-60% del agua útil
Cuando agotamos el DPM, el contenido de agua en el suelo
se conoce como Nivel de Agotamiento Permisible (NAP)
Agua muy móvil,
muy accidentalmente
utilizada por las
plantas
Agua móvil, fuente
esencial para los
vegetales
Agua libre
Agua
capilar
Variable
Agua poco móvil,
difícilmente utilizable
Agua poco móvil,
utilizable solamente
por contacto con los
pelos absorbentes
Agua absorbida por
las partículas sólidas
Agua
higroscópica
TIPO DE SUELO
INTERVALO DE HUMEDAD
DISPONIBLE
Límite (mm/cm)
Promedio(mm/cm)
Velocidad de
infiltración máxima
(mm/h)
Arenas de textura muy gruesa.
0,33-0,62
0,40
19-25,5
Arenas de textura gruesa, arenas
finas y arenas margosas.
0,60-0,85
0,70
12,5-19
Franco-arenosos
de
textura
medianamente
gruesa
y
franco-arenosos finos.
0,85-1,45
1,15
12,5
Franco-arenosos
muy
fino,
francos,
franco-arcilloarenoso y franco-limosos.
1,25-1,90
1,60
10
Franco-arcillosos
de
textura
medianamente fina y francoarcillo-limosos.
1,45-2,10
1,80
7,5
Arcillas arenosas de textura fina,
arcillas limosas y arcilla.
1,35-2,10
1,95
Valores de intervalo de humedad disponible de los diferentes suelos por unidad de profundidad y
velocidad de infiltración máxima
Perdidas de agua en el suelo
e
n
l
a
Pérdidas de agua
a
p
l
i
c
En el transporte
En la aplicación
En el suelo
Uniformidad
Sistema
de riego
Manejo
Mantenimiento
UNIFORMIDAD DEL AGUA INFILTRADA
USO DEL AGUA POR LA PLANTA
CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN DEL CULTIVO
ETc = Evapotranspiración de referencia x Coeficiente de cultivo
Kc
ETo
Depende del cultivo:
Tipo
Fenología
Depende del clima
1.4
13/VIII 1.20
1.2
10/IX
1.0
Kc
0.8
0.6
0.4
0.2
9/XI
0.55
14/V 0.30
12/VI
Inicial
29 días
Desarrollo del
cultivo
62 días
Kc pimiento
Mediados Finales del
del período
período
28 días
60 días
0.0
MAYO
JUNIO
JULIO
AGOSTO
SEPTIEMBRE OCTUBRE
NOVIEMBRE
Depende fundamentalmente del sistema de riego
Aspersión: El suelo como almacén de agua para el cultivo.
Riegos distanciados y abundantes.
Goteo: Riegos frecuentes y ligeros.