1. PRESENTACION Ing. Agr. Fernando García Préchac* Ing. Agr. Artigas Durán** Ing. Agr. Alvaro Califra.*** Ing. Agr. Mariana Hill**** Este texto integra el material bibliográfico básico de apoyo al curso de Edafología y ha sido preparado por los docentes a su cargo. Su contenido cubre los temas de retención y movimiento del agua en el suelo, encuadrados dentro de lo que se denomina Física de Suelos. Aunque se ha procurado evitar duplicaciones y superposiciones con los contenidos de cursos como los de Fisiología Vegetal, Fisiología de Cultivos y Agro-meteorología - donde también se considera al agua como factor de la producción vegetal - se pone algún énfasis en los efectos de las propiedades hídricas del suelo sobre las plantas y, sobre todo, en sus implicancias sobre las prácticas de manejo de suelos y cultivos. Ello es así porque el curso de Edafología está pensado como parte de la formación de Ingenieros Agrónomos y orientado hacia el análisis y resolución de los problemas de la producción agropecuaria. Esta es la quinta versión de este tema, primera. La primera fue preparada por el Ing. Agr. Sergio Labella (1969), la segunda fue realizada en colaboración por el mismo autor y el Ing. Agr. Fernando García (1973), la tercera por este último autor en 1984 y la cuarta por el Ing. Agr. Artigas Durán en 1991. En esta versión, como en su inmediata anterior, además de la puesta al día, , se ha tratado de limitar el tratamiento teórico del tema a las reales necesidades de un curso básico de Edafología con orientación agronómica. Así mismo, se procura presentar la metodología más frecuentemente empleada en la determinación de las propiedades hídricas del suelo, tanto en lo relativo a la retención como al movimiento del agua, por su relevancia como determinantes del crecimiento vegetal. El esfuerzo se justifica, además, en el hecho de que sí bien existen diversos textos donde el tema se aborda con buen nivel, su acceso para la mayoría de los estudiantes está limitado por los elevados costos de casi todos ellos. Sin perjuicio de ello, la bibliografía del curso de Edafología incluye las referencias precisas de los textos que son complementarios o ampliatorios para el análisis global del tema del agua en el suelo. * Ing.Agr. (MSc, PhD) Prof. De Manejo y Conservación de suelos y agua, encargado del curso de Edafología) ** Ing.Agr. (MSc) Docente libre, ex Prof. de Edafología. *** Ing.Agr. Prof. de Edafología. **** Ing.Agr. Ayud. de Edafología.

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2. EFECTOS DEL AGUA SOBRE LAS PLANTAS

2.1 INTRODUCCION

El factor ambiental más importante en determinar la distribución de la vegetación sobre la superficie terrestre es la disponibilidad de agua. Las regiones con precipitaciones pluviales abundantes y bien distribuidas tienen vegetación lujuriosa donde existen períodos de sequía frecuentes en verano, la vegetación es de pastos y en las zonas semiáridas o áridas la vegetación es muy rala de plantas adaptadas (xerofíticas) a no existe (Kramer, 1969).

La importancia ecológica del agua, deriva de su importancia fisiológica (Hsiao y Bradford, 1983) según Gardner et. al. (1985) cumple con las siguientes funciones:

Es constituyente del protoplasma de las células, siendo el 80-90% del peso fresco en plantas herbáceas. En árboles, su contribución al peso fresco es menor, llegando a 50-60%. Como componente del protoplasma su importancia es comparable a la de las moléculas de proteína que constituyen el retículo protoplasmático y actúa como enzimas, ya que la reducción de su contenido resulta en desnaturalízacíón de las mismas así como de los ácidos nucléicos y ribonucléicos.

Es solvente. Los gases, minerales y demás solutos que se encuentran en los tejidos vegetales, se mueven de célula a célula y de órgano en órgano llevados por el agua o difundiendo a través de ella. Además, es el medio en que ocurren la mayoría de las reacciones bioquímicas del metabolismo vegetal.

Es reactivo en la fotosíntesis y en las reacciones de hidrólisis, como el pasaje de almidón a azúcares simples.

Turgencia. La presión interna de agua en las células mantiene erguidas a las plantas herbáceas y produce el estiramiento plástico de las células meristemáticas al crecer. También es la fuerza que permite a las raíces vencer la resistencia mecánica que les ofrece el suelo y la variable que regula la apertura estomática.

Temperatura foliar. La evaporación de agua desde las hojas (evaporación) regula la temperatura de las mismas.

2.2 DEFINICION DE DEFICIENCIAS DE AGUA

El contenido de agua máximo lo presentan las plantas que crecen en un suelo que posee su máxima capacidad de retener agua para las plantas de mañana, antes de la salida del sol. A medida que la energía radiante que reciben va en aumento, también lo hace la transpiración, que es máxima al mediodía. Esto determina que las plantas disminuyen su contenido de agua interno, porque no la pueden absorber del suelo a la velocidad que la transpiran. Durante la tarde, disminuye la transpiración pero se mantiene la absorción y hacía la noche y durante ésta, las plantas recuperan su contenido interno de agua. Es decir, hacia el mediodía y durante la tarde contenido de agua interno está por debajo del máximo, ocurre una deficiencia en las plantas. Este fenómeno, que se produce cuando la velocidad de pérdida de agua supera a la de ganancia (la demanda atmosférica es mayor a la oferta edáfica), ocurre normalmente durante todos los mediodía aunque el contenido de agua en el suelo sea el óptimo. Es mayor su duración e intensidad, a medida que el de agua en el suelo en la zona de exploración radicular es menor y/o que el poder evaporante de la atmósfera sea mayor. Además, al ser inferior al máximo el con de agua del suelo, el contenido interno de agua en las plantas no se recupera en la noche.

2.3 EFECTOS DE LAS DEFICIENCIAS DE AGUA

2.3.1. Fotosíntesis y respiración.

Cuando la planta pierde presión interna de agua porque la transpiración supera la absorción, se produce cierre estomático. En soja, esto ocurre rápidamente entre 86 y 83% de la máxima turgencia (Laing. 1965, cit. por Shaw Laing, Slatyer (1957), encontró una drástica reducción de transpiración en algodón de la turgencia máxima y Werner (1954), encontró los primeros síntomas de marchitamiento en papa con 82 a 83% de la turgencia máxima. El cierre estomático, que es un mecanismo de defensa contra la deshidratación determina una reducción llegada de C02 al mes6filo clorofiliano. Sin duda: este fenómeno es la mayor de la disminución de fotosíntesis por unidad de área folíar, como lo ilustra Nº1.

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Figura 1.Disminución simultánea de las tasas de fotosíntesis y transpiración en tomate sujeto a déficit de agua creciente y recuperación luego del riego (Brix, 1962, cit. por Kramer, 1969).

Figura 2.Efecto de déficit de agua creciente sobre las tasas de fotosíntesis y respiración, expresadas como porcentaje de las que se dan con el suelo a capacidad de campo (Brix,1962 cit. por Kramer, 1969).

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Figura 3.Velocidad de cambio de longitud de hojas de algodón en respuesta a déficit de agua (Wadleigh y Cauch, 1948, cit. por Slatyer, 1967).

Además, hay evidencias de que los procesos bioquímicos de la fotosíntesis son afectados. Boyer (1965), cit. por Kramer, (1969), produjo una deshidratación de plantas de algodón por aumento de su presión osmótíca, sin producir cierre estomático y encontró disminución de la fotosíntesis. Varios experimentos con líquenes y especies acuáticas sumergidas, que no poseen estomas, mostraron reducción por défícit de agua (Kramer, 1969).

Se menciona que la deshidratación de las proteínas cambia su estructura, por lo que se ve afectada su intervención en reacciones metabólicas, especialmente las enzimáticas (Kramer, 1969). Wardlaw (1967), encontró una acumulación de azúcares en las células del mesófilo lo que enlentece la fotosíntesis por acumulación del producto final. Cita a otros autores, que comprobaron pérdida en la cadena respiratoria con el déficit de agua, lo que lleva a una disponibilidad de energía necesaria para el pasaje de los azúcares a través de las membranas celulares y causa su acumulación en las células del mesófílo. Entre ellos, Kursanov y Brovchenko (1961) y Ulrich (1962) quienes encontraron que el de ATP a las hojas, estimula el pasaje de azúcares desde el mesófilo al tejido vascular.

El efecto de la deficiencia sobre la respiración aparece algo confuso, porque en varías experiencias, se han encontrado aumentos (Schneider y Childers,1941; Petinov y Malysheva, 1961; cit. por Shaw y Laing, 1965), como se ve en la figura Nº2. Esto se debería a un aumento de sustrato, debido a la hidrólisis de almidón a azúcares simples, que provoca el déficit. En el rango de contenido de agua disponible para las plantas, hasta – 16 bars de Potencial del agua (se define más adelante), la figura Nº 2 muestra que la respiración disminuye, pero menos que la fotosíntesis, por lo que disminuye la fotosíntesis neta.

2.3.2 Crecimiento vegetativo.

Existe evidencia de una disminución de ADN Y ARN en tejidos en crecimiento por efecto de déficit de agua. Esto indicaría una reducción de la división celular, aunque los mayores grados de deshidratación que no provocan la muerte de las células no la detienen totalmente (Gardner y Níeman, 1943, cit. por Slatyer, 1967).

Existen muchas evidencias de la disminución del alargamiento celular en los meristemos, en respuesta a la deficiencia de agua, por ej., las que se presentan en la figura Nº3.

Si a los efectos mencionados, se suma el de menor fotosíntesis neta, resulta claro que se reduce el crecimiento vegetativo por efecto del déficit de agua. Pero debe mencionarse que este determina menor área foliar. Por lo tanto, a nivel de la planta, el crecimiento disminuye por menor fotosíntesis neta por unidad de área foliar y por menor área foliar.

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Por último, debe mencionarse el efecto adícional negativo del déficit de agua sobre el crecimiento, de una menor síntesis de hormonas de crecimiento (auxinas, cítoquininas, giberelinas) y una menor translocaci6n de las mismas (Kramer, 1969).

2.3.3 Período reproductivo.

El período reproductivo se ha mostrado como el más sensible al déficit de agua. En cultivos de floración determinada, como el maíz, Denmead y Shaw (1969) encontraron con, deficiencias de igual intensidad durante el desarrollo vegetativo, floración y maduración, que el que ocurrió en floración produjo el doble de reducción de rendimiento que los que ocurrieron en los otros dos estados. La duración del déficit también es muy importante, Robins y Domingo (1953), encontraron que 1 a 2 días de déficit en floración redujeron 22% el rendimiento de maíz, y 6 a 8 días lo redujeron 50%. Lo mismo fue comprobado en cebada (Aspínall et al, 1964; Aspinall, 1965). En estos trabajos se dice que el déficit de agua en floración afecta los procesos meiótícos, generando menor cantidad de gametos, y muchos gametos no viables o que luego de la fecundación determinan aborto de flores. Este efecto se suma al que el mismo déficit produce sobre la fotosíntesis neta. El tipo de floración, determinada o indeterminada, también es muy importante. Las especies en que toda la floración ocurre en un corto período de tiempo (determinada) como el maíz, son las más sensibles. En especies como soja, con un más largo período reproductivo, el efecto es relativamente menos intenso (Shaw y Laing. 1966). Estos autores citan a Barnes (1965), que encontró que un maíz que produce varias espigas por planta, y que por lo tanto tiene una floración más prolongada, fue menos afectado que otro que produce una sola espiga por planta.

2.3.4 Período de maduración.

Un déficit de agua en este período, reduciendo la cantidad de carbohidratos disponibles para el crecimiento de granos o frutos, reduce su crecimiento. Hendrick (1909), cit. por Peters y Runkles (1967), encontró que el tamaño de frutas de manzano fue reducido marcadamente por reducción del agua en el suelo. Hendrickson y Veihmeyer (1920), cit. por Peters y Runkles (1967), encontraron que la velocidad de crecimiento y el tamaño final de duraznos aumentó por efecto de riego durante la maduración. La calidad de la producción de varios cultivos se ve afectada por la disponibilidad de agua. Baccino, G. y García, M. , 1995; Peters y Runkles, citan algunas evidencias: Kimbal (1933) y Lewís et al. (1912), encontraron que el color, tamaño y forma de manzanas mejoraron con la disponibilidad de agua. Jones y Colver (1912), hicieron observaciones similares en damascos, duraznos y ciruelas.

2.3.5 Germinación y emergencia.

El establecimiento de las plántulas, comprende estos dos procesos. Mientras la germinación es poco sensible a contenidos normales de agua en el suelo, la emergencia es altamente dependiente.

El inicio de la germinación se da cuando ocurren los procesos de inbibición de las semillas y aumento de su respiración. Owen (1952), cit. por Peters y Runkles (1967), recién encontró menos de 20% de germinación, con potenciales de agua de -30 Atm, por lo que se entiende que el % de germinación no es demasiado afectado por el déficit. En cambio, se reduce la velocidad de la misma, ya que disminuye la conductividad para el agua del suelo y las coberturas de las semillas al disminuir los contenidos de agua (Sedgley, 1963, Collins - George y Sands, 1962, cit. por Peters y Runkles, 1967). Al comenzar el alargamiento y división celular, el contenido de agua del suelo pasa a ser muy importante, ya que puede provocar problemas de falta de 02 cuando está en exceso, o de baja disponibilidad de agua para producir turgencia y alta resistencia mecánica del suelo cuando hay poca.

2.4 EFECTOS DEL EXCESO DE AGUA

Cuando el contenido de agua del suelo se vuelve excesivo, se ve reducido el intercambio gaseoso entre el suelo y la atmósfera. Se crea deficiencia de 02 y ex ceso de CO2. Es la deficiencia de 02 la responsable de los principales efectos negativos del exceso de agua (Black, 1975), aunque hay especies que han mostrado ser sensibles a altas concentraciones de C02 (Wesselíng, 1975). Se mencionó el efecto de un exceso de agua sobre la germínací6n y la emergencia por reducción de la disponibilidad de 02. La reducción de la disponibilidad de 02, reduce la respiración y de esta manera reduce el crecimiento de plantas en suelos mal aireados (Harris y Van Bavel, 1957). Este efecto se ve acentuado por aumento de temperatura o por altos contenidos de materia orgánica, ya que la demanda de 02 en el suelo es mayor.

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Se produce una mayor actividad de mecanismos de respiración anaerobia en muchas plantas, y esto lleva a un aumento de sustancias orgánicas parcialmente oxidadas que son tóxicas para las plantas.

Fulton y Erickson (1964), encontraron acumulación de etanol en plantas de tomate luego de haber sido inundado el suelo en que crecían.

Se provoca un aumento en la solubilidad de Fe y Mn, por pasaje a formas reducidas, y este fenómeno puede ser causa de toxicidad en condiciones de exceso de agua (Black 1975; Van't Woudt y Hagan, 1957, Middelburg, 1967 y Graven et al., 1965 citados por Wesseling, 1974).

Se produce una disminución del contenido de nutrientes minerales en las partes aéreas de las plantas. Letey et al. (1961), cit. por Wesseling (1974), encontraron mayor concentración de nutrientes minerales en las raíces que en la parte aérea de plantas con deficiencia de 02 a nivel radicular. Esto indicaría una reducción en la translocaci6n. También es normal observar síntomas de marchitez en las plantas sometidas a exceso de agua en el suelo. Según Kramer (1969), se produce una disminución de la permeabilidad de las raíces al agua. Stolzy et al.(1963), cit. por Black (1975), encontraron que plántulas de naranjo dulce con 0,22 g.cm-2.min-1 de difusión de 02en el suelo, consumieron 381% menos de agua que las que tuvieron 1,04 g de 02 cm-1. min-1

Durante su experimento. Black (1975), señala que los hongos patógenos del suelo, si bien son aerobios, resisten más la deficiencia de 02 que las plantas. Indica que en estas condiciones se ha observado, en general, una mayor incidencia de enfermedades a hongos pero no se sabe si ello se debe a mayor susceptibilidad de las plantas, mayor virulencia de los patógenos, o a ambas causas.

Finalmente, en condiciones de déficit de 02, se reduce la mineralización de la materia orgánica del suelo y el pasaje de NH3 + a NO3-, por lo que se crea una tendencia a que exista deficiencia de N (Wesseling, 1975). Aún puede producirse el proceso inverso, lo que ocasionaría pérdidas de N por volatilización (Black, 1975).

3. EL AGUA EN EL SUELO

3.1 INTRODUCCION

Si no se tiene en cuenta la variación que sufre la transpiración de las plantas durante el día, y se atiende a un período de varios días, se puede decir que las plantas deben transpirar continuamente y reponer el agua transpirada con la que absorben del suelo. Si no existe una napa cercana a su superficie, el agua del suelo en la zona radicular proviene de las lluvias. Por lo tanto, el suelo actúa como un depósito que se carga durante las lluvias y se vacía gradualmente por la evapotranspiración diaria. Entonces, el suelo logra conciliar, hasta cierto punto las necesidades continuas de las plantas con el aporte esporádico de las lluvias.

Normalmente, el agua que penetra al suelo difiere de la cantidad caída (figura 4). Del agua que penetra al suelo, suponiendo que la lluvia lo ha saturado, una parte se pierde por drenaje profundo. Es la llamada agua gravitacional (ver figura5), que por ocupar los espacios más gruesos no es retenida y desaparece al cabo de 1 a 3 días si el suelo no tiene napa freática alta u horizontes subsuperficiales impermeables (Kramer, 1969). El resto del agua que penetró al suelo queda retenida. Al contenido de agua que posee el suelo luego de 1 a 3 días de ser saturado, lo que puede ocurrir por lluvia o riego, se le llama capacidad de campo. En los casos mencionados, de napa alta o subsuelo poco permeable, el contenido de agua luego de 3 días de ocurrida la saturación, incluye parte del agua gravitacional, la llamada de escurrimiento lento.

La retención del agua en el suelo, en orden creciente de energía, se produce por el mecanismo de capilaridad, por el mecanismo relacionado con la expansión de las intercapas de los minerales arcillosos y por atracción electrostática de los coloides y solvatación de los iones.

No toda el agua retenida por el suelo es disponible o utilizable por las plantas. Una parte de ella queda retenida con tal energía que la hace no disponible para las plantas; esto se discutirá más adelante.

Finalmente, en condiciones de déficit de 02, se reduce la mineralización de la materia orgánica del suelo y el pasaje de NH3 + a NO3-, por lo que se crea una tendencia a que exista deficiencia de N (Wesseling, 1975). Aún puede producirse el proceso inverso, lo que ocasionaría pérdidas de N por volatilización (Black, 1975).

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Figura, 4. Esquema mostrando la proporción de lluvia (pp) que infiltra (1) y escurre (ES) en cada posición topográfica.

A: Agua gravitacional de escurrimiento rápido, ocupa poros de dám >30µm y está retenida con menos energía que 0,1 bars.

B: Agua gravitacional de escurrimiento lento, ocupa poros de dám. entre 30 y 8,6 µm

retenida con energía entre 0,1 y 0,3 bars

C: Agua retenida en poros de dám <8,6 µ , y con más energía que 0,3 bars.

Figura 5. Variación del contenido de agua del suelo en función del tiempo luego de la saturación total.

En el cuadro 1, se presenta información obtenida por E. Marchersi y E. Beltraminí (inédita) durante los veranos 196911970 y 1970/1971.

Cuadro 1.Rendimiento de Maíz, Sorgo y Girasol, con (F) y sin fertilización (SF), en dos suelos contrastantes.

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El Planosol Dístrico Ocrico, tiene un horizonte A de textura franco arenosa y 50 cm de profundidad. Améndola (1972), determinó que el crecimiento de raíces en el horizonte B, arcillo arenoso, es muy reducido. El horizonte A retiene 62 mm de agua disponible (García, 1980). El Brunosol Eutrico Típico tiene un horizonte A franco arcilloso, y 20 cm de profundidad. De acuerdo a las mismas fuentes de información, el crecimiento de raíces en el horizonte B es mayor que en el suelo anterior sin llegar a ser importante, y retiene 4Omm de agua disponible en el horizonte A. El Planosol Dístrico Ocrico es de baja fertilidad natural, entendida como la capacidad de aportar nutrientes minerales a las plantas, mientras el Brunosol Eutrico Típico es de fertilidad natural media a alta.

En el verano 1969/70, durante los meses de diciembre, enero y febrero, llovieron 162mm. En cambio en el mismo período del año 1970171, llovieron 688mm. Ambos veranos pueden considerarse extremos, el primero por la baja precipitación y el segundo por haber sido excepcionalmente lluvioso.

Si se observan los rendimientos con fertilizaciones de todos los cultivos, se aprecia una menor variación entre ambos años en el Planosol, con buenos niveles de producción. En cambio, en el Brunosol, los rendimientos se resintieron notoriamente en el año seco. Esta diferencia, debe estar relacionada con la mayor capacidad de retener agua disponible en el horizonte de fácil arraigamiento que posee el Planosol. También en este suelo, cuyo drenaje es imperfecto, en la !poca de exceso de agua se acumula el agua gravitacional en el horizonte E, debido a la baja permeabilidad del horizonte B. Parte de esta agua puede haber permanecido hasta el principio de la estación de crecimiento de los cultivos de verano y haber sido utilizada por los mismos. Las respuestas en producción que se observan en el Brunosol, al pasar del año seco al húmedo, indican que la falta de agua es una limitante de primer orden en este suelo.

Si se observan ahora los rendimientos con y sin fertilización de un mismo cultivo en cualquiera de los veranos, se observa una mucho mayor respuesta a la fertilización en el Planosol que en el Brunosol. Esto se explica por las diferencias ya mencionadas de fertilidad natural.

En el Planosol, los rendimientos sin fertilización de maíz y girasol, son inferiores en el año húmedo que en el año seco. Esto podría indicar que la cantidad de agua en el verano 70/71 fue excesiva para estos cultivos, cuando no se fertiliza. En cambio, como ya se hizo notar, los rendimientos con fertilización fueron superiores en el año húmedo.

Este fenómeno, indica que existió interacció6n en el efecto del agua y la nutrición mineral sobre la producción de dichos cultivos. Dicha interacción podría interpretarse como sigue: cuando no se fertilizó, en el año húmedo, el crecimiento estuvo limitado por la falta de nutrientes, lo que impidió una alta utilizací6n del agua del suelo para la transpiración de las plantas. Al presentarse un verano lluvioso, el agua que penetró al suelo lo saturó provocando falta de aireación, limitando aún más el crecimiento. En cambio, con fertilización, se tuvo un buen crecimiento que consumió el agua del suelo y las lluvias de ese verano no crearon problemas de exceso.

En los veranos 1974/75 y 1975/76, Labella (1976), obtuvo la información se presenta en el Cuadro 2, en tres suelos de la región noreste.

Cuadro 2. Rendimientos de maíz en t/ha-1

Suelo 1974/75 1975/76

Vertisol Háplico 2.6 7.2

Acrisol Ocrico Típico 3.9 4.5

Luvisol Ocrico Típico 2.0 6.9

El Vertisol tiene textura arcillo-limosa en superficie y se hace algo más pesado en profundidad, aunque muy gradualmente y posee una muy buena estructura en todo el perfil, que permite su exploración por las raíces. Los otros dos suelos tienen texturas arenosas en el horizonte A y por debajo, un horizonte B poco penetrable por las raíces. Se diferencian en la profundidad del horizonte A que en el Acrisol es de 80cm y en el Luvisol de 50cm.

El verano 75/76 tuvo buena precipitación pluvial, mientras que en el verano anterior se presentaron condiciones de sequía. Los rendimientos se muestran más estables en el suelo con 80cm de horizonte A. En los otros dos suelos hay un mayor efecto negativo de la deficiencia 8

Las figuras 6 y 7, presentan información obtenida durante 4 años por el proyecto Clima del CIAAB, MGAP (hoy INIA). En la figura 6, el suelo es un Litosol Eutrico Melánico, un suelo de muy poca profundidad (25cm) apoyado sobre roca basáltica. Se observa que puede almacenar poca agua, alrededor de 75mm, debido a su escasa profundidad. En la figura 7, los suelos son un Vertisol Háplico y un Luvisol Ocrico Típico similares a los del trabajo de Labella (1976), ya discutido. En ellos, se observa una clara mayor capacidad de almacenaje que en el suelo poco profundo de basalto. En éste (fig. 6), se observa que la pastura está adaptada ecológicamente, ya que en el verano 70/71, en que el suelo tuvo un contenido de agua equivalente a su máxima capacidad de almacenaje, no hubo crecimiento. Esto es debido a que lo normal es lo que ocurre en los otros años, en que se presentan importantes deficiencias de agua durante los veranos. Por ello, las especies adaptadas son anuales de ciclo invierno-primaveral, que semillan y mueren al llegar el verano.

En cambio, el tapiz en los otros suelos (fig. 7) tiene una composición más estival de mayor productividad; sin embargo, cuando aparecen deficiencias, como en el verano 71/72 y el otoño del año 72, la producción se resiente.

Figura 7. Almacenaje de agua y producción estacional de forraje (Corsi et al. 1973)

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La información nacional presentada, indica claramente la importancia del agua en la producción vegetal y la importancia de las características del suelo, determinando que ese papel de depósito que tiende a conciliar la necesidad permanente de las plantas con el esporádico aporte de las lluvias, sea cumplido de manera muy diferente por los distintos suelos con que cuenta el país.

Estos hechos, sirven como motivación para encarar la exposición que sigue, que trata la retención de agua y su movimiento en los suelos, dos temas de la física de suelos. El objetivo, sin embargo, no es estudiar las propiedades del sistema suelo-agua como tal, sino llegar a entender las relaciones suelo-planta basadas en esas propiedades.

3.2. RETENCIÓN DE AGUA POR EL SUELO

3.2.1 Estado físico del agua

El agua participa directamente de numerosas reacciones en el suelo y en las plantas y afecta indirectamente a muchas otras. Ello está determinado sobre todo por su estructura. El agua es un compuesto simple cuyas moléculas individuales contienen un átomo de oxígeno y dos átomos de hidrógeno mucho más pequeños. Los elementos están ligados por un enlace covalente en el que cada protón de hidrógeno comparte su único electrón con el oxígeno. La molécula resultante no es sin embargo simétrica. Los átomos, en lugar de estar ordenados linealmente (H-0-H), se enlazan en forma de V configurando un ángulo de apenas 105º. Tal como se muestra en la figura 8, ello resulta en una molécula asimétrica con los electrones compartidos más próximos al oxígeno que al hidrógeno. En consecuencia, el flanco en que se sitúan los átomos de hidrógeno tiende a ser electropositivo y el flanco opuesto el electro negativo. Esto explica la polaridad del agua y también muchas reacciones tan importantes para las ciencias del suelo y de las plantas.

Figura 8. Representación bidimensional de una molécula de agua que muestra un gran átomo de oxígeno y dos de hidrógeno mucho menores. El ángulo HOH de 105 º da lugar a una dosposición asimétrica. Un flanco de la molécula de agua (con los dos hidrógenos) es electropositivo (P) y el otro electronegativo (N). Esto explica la polaridad del agua (Brady, 1984).

Representación bidimensional de una molécula de agua que muestra un gran átomo de oxígeno y dos de hidrógeno mucho menores. El ángulo HOH de 105º da lugar a una disposición asimétrica. Un flanco de la molécula de agua (con los dos hidrógenos) es electropositivo y el otro electronegativo. Esto explica la polaridad del agua (Brady, 1984).

Polaridad.

La propiedad de la polaridad ayuda a explicar como interactúan las moléculas de agua unas con otras. Cada molécula de agua no actúa de modo completamente independiente, sino que está más bien unida a otras moléculas circundantes. El flanco positivo (o hidrogenado) de una molécula atrae al flanco negativo (u oxigenado) de otra, resultando en un agrupamiento de tipo polímero. La polaridad también explica varias otras propiedades importantes del agua. Por ejemplo, explica por qué las moléculas de agua son atraídas a iones cargados electrostáticamente. Cationes tales como el Na+1, K+1 y el Ca+2 se hidratan mediante su atracción hacia el flanco negativo de las moléculas de agua. Asimismo, las 10

superficies de las arcillas cargadas negativamente atraen agua, en este caso por el flanco positivo de la molécula. La polaridad del agua también promueve la disolución de las sales en el agua puesto que los componentes iónicos ejercen una atracción mayor por las moléculas de agua que la ejercida entre sí mismos.

Las moléculas de agua atraídas por iones cargados electrostáticamente o por superficies de arcilla lo son en forma de grupos estrechamente ensamblados. En este estado su energía libre es menor que en el agua pura. Así, cuando los iones o las partículas de arcilla se hidratan debe liberarse energía. La energía liberada se evidencia como calor de solución cuando los iones se hidratan o como calor de humedecimiento en el caso de la hidratación de partículas de arcilla.

Puente de hidrógeno

El fenómeno por el cual los átomos de hidrógeno actúan como uniones entre las moléculas de agua, y de éstas con posiciones electronegativas, se llama puente de hidrógeno. Este es un acoplamiento de energía relativamente baja en el cual un átomo de hidrógeno es compartido entre dos átomos pequeños electronegativos, tales como 0, F y N. Debido a su alta electronegatividad, un átomo de 0 en una molécula de agua puede ejercer cierta atracción por el átomo de H de una molécula vecina de agua. Este tipo de unión, explica la polimerización y la estructura del agua así como su punto de ebullición, su calor específico y su viscosidad relativamente elevadas en comparación las mismas propiedades de otros compuestos que contienen hidrógeno, tales como el H2S, cuyo peso molecular es similar pero carece de puente de hidrógeno. Este también es responsable de la rigidez estructural de los cristales de la caolinita y de la estructura de algunos compuestos como las proteínas.

Cohesión y adhesión.

El puente de hidrógeno explica dos fuerzas básicas responsables de la retención y del movimiento del agua en los suelos. Una es la atracción de las moléculas de agua entre sí (cohesión). La otra es la atracción de las moléculas de agua hacía las superficies sólidas (adhesión). Por adhesión, los sólidos retienen las moléculas de agua rígidamente en las superficies suelo-agua. Estas moléculas, a su vez, retienen por cohesión otras moléculas de agua más alejadas de las superficies sólidas. En conjunto, estas fuerzas hacen posible que los sólidos del suelo retengan agua y controlen su movimiento y su utilización. También posibilitan la propiedad de la plasticidad que poseen las arcillas.

Tensión superficial.

Otra propiedad importante del agua que influye de manera marcada sobre su comportamiento en los suelos es la tensión superficial. Este fenómeno se pone en evidencia frecuentemente en las interfases líquido-aire y es el resultado de la mayor atracción de las moléculas de agua entre sí (cohesión) que hacia el aire que está por encima (figura 9). El efecto neto es una fuerza hacia el interior en la superficie que hace que el agua se comporte como si su superficie estuviera cubierta por una membrana elástica tensada. Debido a la atracción relativamente alta de las moléculas de agua entre sí, el agua tiene tensión superficial elevada en comparación a la mayoría de los otros líquidos. Como se verá, la tensión superficial es una propiedad importante, especialmente como agente del fenómeno de la capilaridad.

Figura 9. Fuerzas comparativas que actúan sobre las moléculas de agua en la superficie y por debajo de la misma. Las fuerzas que actúan debajo de la superficie son iguales en todas direcciones puesto que cada molécula de agua es igualmente atraída por las moléculas de agua vecinas. En la superficie, sin embargo, la atracción de] aire hacia las moléculas de agua es mucho menor que las de las moléculas de agua entre sí. En consecuencia, hay una fuerza descendente neta sobre las moléculas de agua de la superficie y el resultado es algo parecido a una membrana tensa que comprime la superficie del agua. Este fenómeno se denomina tensión superficial (Brady, 1984).

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El agua en el suelo

Cuando el suelo no está saturado, su espacio poroso contiene agua y aire que a su vez contiene agua en estado gaseoso. Esta situación es la representada esquemáticamente en la figura 10.

Figura 10. Esquema de la sección transversal de una raíz y de la masa de] suelo, mostrando la disposición del agua con solutos y pequeñas partículas en forma de películas que rodean la raíz y las partículas del suelo (Richards, cit. por Black, 1975).

Esta esquematización, en que el agua aparece como películas y no como gotas, pretende representar el hecho de que el agua está atraída por la fase sólida del suelo. Dicha retención no solamente se da sobre la superficie de las partículas mayores, sino también dentro de los agregados, en los poros con capacidad de retención capilar (fenómeno que se analiza más adelante) y en las intercapas de los minerales arcillosos.

La energía con que está retenida el agua crece con el adelgazamiento de las películas, es decir, al disminuir el contenido de agua en el suelo. La absorción de agua por parte de las plantas, o la extracción artificial del agua del suelo, requiere vencer la energía con que el agua está retenida. Richards (1961), citado por Black (1967), señala que la mayoría de las plantas toman agua del suelo cuando el espesor de las películas está entre un mínimo de 6 a 8 capas monomoleculares y un máximo de 2 o 3 veces ese valor.

3. 2. 2 Capilaridad y el agua del suelo

El fenómeno de la capilaridad es frecuente, como lo muestra el ejemplo clásico del movimiento ascendente del agua por una mecha cuando su extremo inferior se sumerge en agua. La capilaridad se debe a dos fuerzas: a) la fuerza de a- tracci5n del agua hacía los sólidos sobre las paredes de los canales por los que ella se mueve (adhesión) y b) la tensión superficial del agua, que es debida principalmente a la atracción mutua de las moléculas de agua entre sí (cohesión).

Mecanismo capilar.

La capilaridad puede demostrarse colocando el extremo de un tubo fino de vidrio en agua. El agua se eleva por el tubo y cuanto más estrecho es el tubo, más se eleva el agua dentro de é1 (figura 11). Las moléculas de agua son atraídas a las paredes del tubo y comienzan a subir como respuesta a esa atracción.

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Figura 11. Diagrama que ilustra el fenómeno de la capilaridad. (a) La situación inmediatamente antes de introducir un tubo fino de vidrio en el agua. (b) Cuando el tubo se inserta en el líquido, el agua se eleva en el tubo debido a (c) las fuerzas atractivas entre las moléculas y la pared del tubo (adhesión) y la atracción mutua de las moléculas de agua (cohesión) El agua se moverá hacia arriba en el tubo hasta que el empuje descendente de la gravedad iguale a las fuerzas atractivas de cohesión y adhesión (Brady, 1984).

La fuerza cohesiva entre las moléculas individuales de agua asegura que el agua que no está directamente en contacto con las paredes también es empuja da hacía arriba dentro del tubo. Esto continua hasta que el peso del agua en el tubo contrarresta las fuerzas cohesivas y adhesivas.

La altura del ascenso en un tubo capilar es inversamente proporcional al diámetro del tubo y directamente proporcional a la tensión superficial, la que a su vez está determinada principalmente por la cohesión entre las moléculas de agua. El ascenso capilar puede estimarse por la fórmula:

h = 2T

rdg

donde h es la altura del ascenso capilar en el tubo, T es la tensión superficial , r es el radio del tubo, d.,es la densidad del líquido, y g es la fuerza de gravedad. Para el agua, esta ecuación se puede simplificar como sigue (h y r en cm):

h= 0,15

r

En la fórmula se destaca relación inversa entre la altura del ascenso y el tamaño del tubo a 'través del cual sube el agua

Altura del ascenso en los suelos.

Las fuerzas capilares son activas en todos los suelos mojados. Sin embargo, la velocidad del movimiento y el ascenso en altura son menores de lo que podría esperarse en base al tamaño de los poros del suelo. Una razón de ello es que los poros del suelo no son conductos rectilíneos y uniformes como los tubos de vidrio. Además, algunos poros están llenos de aire que puede quedar atrapado, que enlentece o impide el movimiento del agua por capilaridad (figura 12).

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El movimiento ascendente debido a la capilaridad en los suelos se ilustra en la figura 13. Por lo común, la altura del ascenso resultante de la capilaridad es mayor en suelos de textura fina si se permite que transcurra tiempo suficiente y sí los poros no son demasiado pequeños. Esto se explica fácilmente en base al tamaño capilar y a la continuidad de los poros. En suelos arenosos el ajuste es rápido, pero como muchos de los poros no son capilares la altura de ascenso no puede ser grande

Aunque el principio de la capilaridad tradicionalmente se ilustra como un ajuste ascendente, el movimiento en respuesta a la capilaridad tiene lugar en cualquier dirección. Esto es lo esperado puesto que las atracciones entre los poros del suelo y el agua son tan efectivas en los poros horizontales como en los verticales. La significación de la capilaridad en el control del movimiento del agua en poros pequeños resultar evidente al considerar los conceptos de la energía del agua del suelo.

Figura 12. Movimiento ascendente por capilaridad (a) en tubos de vidrio de diferentes dimensiones y (b) en el suelo. Si bien el mecanismo es el mismo en los tubos y en el suelo, los ajustes son extremadamente irregulares en el suelo debido a la naturaleza tortuosa y a la variabilidad en tamaño de los poros del suelo y a causa del aire atrapado (Brady, 1984).

Figura 13. Movimiento ascendente del agua desde una napa freática a través de suelos de texturas y estructuras diferentes. Nótese el ascenso muy rápido en la arena pero la altura moderada que alcanza. Aparentemente, los poros del suelo franco son más favorables para el movimiento que los de la arcilla compacta. La velocidad del movimiento resulta ser de mayor significación que la altura total (Brady, 1984).

14

3. 2. 3 Conceptos energéticos del agua del suelo.

3. 2. 3. 1 Energía libre.

La retención y el movimiento del agua en los suelos, su absorción y desplazamiento en las plantas, y su pérdida hacia la atmósfera son fenómenos relacionados a la energía. En el sistema suelo-planta-atmósfera existe una tendencia espontánea a que cada componente tenga la misma capacidad de realizar trabajo por mol, o lo que es igual, la misma cantidad de energía libre por mol en todos los lugares del sistema. Diferentes clases de energía están involucradas, incluyendo la potencial, la cinética y la eléctrica. En el análisis que sigue, sin embargo, energía libre es el término que se empleará para caracterizar el estado de energía del agua. Esto es lo apropiado puesto que la energía libre es una suerte de sumatoria de todas las otras formas de energía disponible para realizar trabajo. Asimismo, su nivel en una sustancia es una medida general de la tendencia al cambio de esa sustancia.

Cuando se considera este concepto de energía debe tenerse presente que todas las sustancias,, incluyendo el agua, tienen una tendencia al movimiento o al cambio desde un estado de energía libre mayor hacía uno de energía libre menor. El movimiento del agua en los suelos se realiza desde una zona donde la energía libre del agua es mayor hacía uno donde ella es menor. El agua se moverá fácilmente desde un lugar en el suelo saturado con agua (alta energía libre) hacia un lugar en el suelo seco (baja energía libre). Por lo tanto, el conocimiento de los niveles de energía en varios puntos de un suelo, o del sistema suelo – planta – atmósfera, posibilita formular predicciones de la dirección del movimiento del agua y da alguna idea de las fuerzas a las cuales el agua está sujeta. Como podría esperarse, hay gran variabilidad en los niveles de energía libre del agua en los suelos. Sin embargo, el nivel absoluto de energía libre del agua no es tan crítico como lo son las diferencias en niveles de energía entre un sitio y otro del sistema. Por otra parte, es imposible conocer el valor exacto de la energía libre del agua en un punto del sistema; sin embargo son medibles las diferencias entre diferentes puntos o estados del sistema.

Según acaba de señalarse, cuando hay poca agua en el suelo ella estará relativamente más atraída por los coloides, con poca energía cinética y potencial y por lo tanto con poca capacidad de realizar trabajo. Lo inverso sucede cuan do su cantidad es mucha, llegando una parte de ella a no ser atraída y retenida como es el caso del agua llamada gravitacional, que se mueve bajo el influjo de la fuerza de gravedad.

Como se dijo arriba, el valor de la capacidad de realizar trabajo por mol no puede determinarse, pero se puede medir la diferencia en la capacidad de realizar trabajo por mol de un componente entre dos estados diferentes del sistema. En el caso del agua, se mide la diferencia en capacidad de realizar trabajo por mol entre el estado del sistema bajo consideración y el agua pura, %libre, a igual presión y temperatura y ubicada a una altura de referencia. La diferencia a que se hizo mención se puede representar por:

µw -µwº

donde µw es la capacidad de realizar trabajo por mol del agua en el lugar del sistema que se está estudiando y µwº la del agua en el sistema de referencia.

Se puede expresar esta cantidad de capacidad de realizar trabajo o energía de diferentes maneras. Una es en términos de energía por unidad de masa, dividiendo la expresí6n µw –µwº por la masa molar del agua que es de 18 g.mol-l; en este caso la unidad de expresión es energía por mol (J.mol-1).

Otra forma usual es la de energía por unidad de volumen, dividiendo la expresión µw – µwº por el volumen molar del agua (18 cm3), en cuyo caso la unidad es de presión, normalmente el bar, la atmósfera o el pascal (N.m-2).

Por último, es factible también usar la expresión de energía por unidad de peso -que es masa por aceleracíón- en cuyo caso la expresión µw –µwº se divide por la masa molar del agua multiplicada por la aceleración de la gravedad. El resultado, haciendo las transformaciones necesarias, queda expresado en unidades de longitud, lo que significa que la diferencia de la capacidad de realizar trabajo a que se hizo referencia se expresa como la altura de una columna de agua. Así, la diferencia entre dos sistemas de agua pura, a igual temperatura y presión, estando uno 10cm más alto que el otro, por lo tanto con mas energía potencial respecto a la gravitatoria, sería de 10cm en favor del sistema más alto

3. 2. 3. 2 Potencial total del agua del suelo.

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Según se señaló más arriba, si bien los niveles de energía libre son importantes, la diferencia en energía libre entre sitios contiguos es de mayor significación práctica. Esta diferencia, denominada potencial total del agua del suelo, determina en definitiva el comportamiento del agua en el sistema suelo – planta - atmósfera. Técnicamente, el potencial total del agua en el suelo se define como "la cantidad de trabajo

que debe realizarse por unidad de agua pura para transportar, reversible e isotérmicamente, una cantidad infinitesimal de agua desde una fuente de agua pura, a una altura especificada y a la presión atmosférica, hasta el punto bajo consideración en la solución del suelo". Sí bien no es práctico realizar las medidas especificadas en esta definición formal, la misma enfatiza que el potencial del agua del suelo es la diferencia entre el estado de energía del agua del suelo y el del agua pura. El agua pura a una altura de referencia y a igual temperatura que el agua del sistema bajo consideración es el "estado de referencia " contra el que medir la diferencia de energía libre del agua en el punto de nuestro interés dentro del sistema suelo – planta – atmósfera.

El potencial total del agua del suelo no es sino la suma de los potenciales resultantes de las diversas fuerzas que actúan sobre la misma. Así, los potenciales gravitacional, de matriz y osmótico son las diferencias en energía libre resultantes de las fuerzas gravitacionales, matriciales y osm6ticas respectivamente. Estas relaciones pueden representarse por las expresiones.

µw - µwº =Ψt y

Ψt = Ψg + Ψm + Ψo + Ψp

donde µw y µwº simbolizan los parámetros ya vistos, t es el potencial total del agua del suelo, Ψg es el potencial gravitacional, Ψm es el potencial de matriz y Ψo es el potencial osmótico Ψp el potencial de presión.

3.2.3.3 Potencial gravitacional.

La fuerza de la gravedad actúa sobre el agua del suelo de la misma forma que lo hace sobre cualquier otro cuerpo, atrayéndolo hacia el centro de la tierra. El potencial gravitacional (Ψg.) del agua del suelo puede expresarse matemáticamente como:

Ψg = gh

donde g es la aceleración de la gravedad y h es la altura del agua del suelo sobre un plano de referencia. Este se elige, por lo coman, dentro del perfil del suelo o en su límite inferior, lo que asegura que el potencial gravitacional del agua del suelo por encima del plano de referencia será siempre positivo. El plano de referencia podría seleccionarse a alguna altura por encima del agua del suelo bajo consideración, en cuyo caso el potencial gravitacional sería negativo. Es decir, la selección de la altura o plano de referencia es un requisito previo a la determinación del valor y signo de Ψg.

La gravedad juega un rol importante en la eliminación de los excesos de agua en la zona radicular luego de fuertes lluvias o del riego. Se volverá sobre ello al discutir el movimiento del agua en el suelo.

3. 2. 3. 4 Potenciales de matriz y osmótico

La relación entre estos dos componentes del potencial total del agua del suelo se muestra en la figura 14. La figura 14 debe analizarse cuidadosamente para asegurarse de que el significado de estos potenciales ha sido entendido de manera inequívoca.

El potencial de matriz es el resultado de dos fenómenos: la adsorción y la capilaridad (figura 15). La atracción de los sólidos del suelo y de sus iones intercambiables por el agua (adsorción) fue puesta de relieve en párrafos anteriores, lo mismo que la pérdida de energía (calor de humedecimiento) cuando el agua es adsorbida. Esta atracción, junto con la tensión superficial del agua, también contribuye a la fuerza capilar. El efecto neto de estos fenómenos es la reducción de la energía libre del agua del suelo en comparación a la del agua pura no adsorbida. En consecuencia, los potenciales de matriz son siempre negativos.

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Figura 14. Relaciones entre los potenciales osmótico y de matriz, combinados del agua del suelo. Supóngase un recipiente con suelo separado de uno con agua pura por una membrana permeable sólo al agua (izquierda). El agua se moverá hacia el suelo respondiendo a las fuerzas de atracción asociadas a los sólidos (matriciales) y a los solutos (osmóticas. En el equilibrio, la altura de ascenso de] mercurio en el tubo de] vaso A es una medida de los potenciales osmótico y de matriz combinados. Si se colocara un segundo recipiente entre el agua pura y el suelo y si se le separara del suelo por una membrana permeable al agua y a los solutos (derecha), los iones se moverían desde el suelo hacia este recipiente hasta alcanzar eventualmente una concentración no muy diferente a la de la solución del suelo. La diferencia entre las energías libres del agua pura y de la solución del suelo, separadas por una membrana no permeable a los solutos, da una medida del potencial osmótico. El potencial de matriz es la diferencia entre los potenciales combinados y el osmótico y está medido por la altura del mercurio en el tubo que une a la solución del suelo con el recipiente con mercurio. El potencial gravitacional no está representado en este diagrama (modificado de Richards, 1965, cit. por Brady, 1984), ya que al estar a la misma altura todos los recipientes, su valor es el mismo en todos ellos.

El potencial de matriz ejerce su efecto no solamente sobre la retención de agua sino también sobre su movimiento en el suelo. Las fuerzas de adsorción y de capilaridad tienden a resistir el movimiento del agua en el suelo, como se discutirá mas adelante.

El potencial osmótico es atribuible a la presencia de solutos en el suelo, o sea a la solución del suelo. Los solutos pueden ser iónicos o no iónicos, pero su efecto neto es el de reducir la energía libre del agua, debido a que las moléculas o iones de los solutos atraen a las moléculas de agua. El proceso de ósmosis se ilustra en la figura 16, la que debe estudiarse cuidadosamente.

Figura 15. Dos "formas" de agua que en conjunto dan lugar al potencial de matriz. Los sólidos del suelo adsorben enérgicamente al agua, en tanto que las fuerzas capilares son responsables de que el agua sea retenida en los poros capilares (Brady, 1984).

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Figura 16. Ilustración del proceso de ósmosis y de la presión osmótica. a) Un tubo en U con agua (W) en la rama izquierda y una solución de azúcar (S) en la derecha posee una membrana separadora de ambos líquidos, la que es permeable a las moléculas de agua pero no a las del azúcar disuelta. b) Vista ampliada de la membrana con moléculas de H 0 que se mueven libremente de] agua a la solución y viceversa. Como el azúcar reduce la energía libre del agua de la solución, pasará más agua de izquierda a derecha que de derecha a izquierda. c) En el equilibrio, ha pasado una cantidad de agua a través de la membrana que es suficiente para provocar una diferencia significativa en la altura del liquido en cada una de las ramas W y 5, esa diferencia representa el potencia] osmótico (Modificado de Keeton, 1972, cit. por Brady, 1984).

A diferencia del potencial de matriz, el osmótico tiene poco efecto sobre el movimiento en masa del agua en los suelos. Su efecto mayor se manifiesta en la absorción de agua por las raíces de las plantas. La membrana radicular, que transmite el agua más libremente que los solutos, permite que se ejerzan los efectos osmóticos, un asunto de considerable importancia sí el contenido de solutos de los suelos es elevado. El potencial osmótico afecta también el movimiento del agua en fase de vapor, puesto que la presión del vapor de agua disminuye por la presencia de solutos.

3.2.3.5 Potencial de Presión (o de Sobrecarga)

Es la parte de diferencia de energía libre entre el agua bajo consideración y la de referencia., debida a que la presión de la primera sea diferente a la atmosférica, que es a la que está sometida la segunda por definición. Como en el suelo esto ocurre cuando se dan condiciones de saturación o sumergencia, debida a que en un punto del suelo el agua está sometida a la presión atmosférica más la que ejerce el agua libre que se encuentra sobre dicho punto, su valor suele ser positivo y se lo llama también potencial de sobrecarga.

Para ilustrar este concepto y considerar el potencial total de agua en el suelo y cada uno de sus componentes, se remite al lector la figura 17.

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Figura 17. Corte del paisaje mostrando las zonas normalmente no saturadas y saturadas de agua. Se indican dos puntos (1 y 2) , la altura de referencia y las distancias verticales entre los puntos, entre éstos y la altura de referencia y la del límite superior de zona saturada.

En la zona no saturada, el agua del suelo está sujeta a presión atmosférica, por lo tanto en el punto 1, Ψp vale cero. En dicho punto, el valor de Ψm debe ser menor que cero (negativo), porque su máximo valor, (cero) ocurre cuando el suelo está saturado ya que la fracción mas libre del agua del suelo lo está tanto como el agua de referencia. El valor de Ψg en el punto 1 es de 200 cm., ya que ese punto está 200 cm. Mas alto que la altura de referencia. Finalmente, el valor de ?o no lo podemos cuantificar de la información disponible; sabemos que depende de la concentración de solutos en el agua del suelo.

En la zona saturada, el agua del suelo está sujeta a la presión atmosférica más la que ejerce la columna de agua sobre el punto que se considere. En el punto 2, Ψp = 100 cm., ya que solamente la altura de agua sobre dicho punto da sobrecarga adicional, puesto que el agua de referencia está a presión atmosférica.

El valor de Ψm en el punto 2, es cero porque, como se dijo antes, se trata de suelo saturado. El valor de Ψg en el punto 2 es de 50 cm, porque dicho punto está 50 cm. por encima de la altura de referencia. Nuevamente, no conocemos el valor de Ψo en el punto 2 con la información disponible.

Si suponemos que en el esquema de la figura 17, el agua está en equilibrio entre todos sus puntos, es decir, no hay movimiento de agua entre los diferentes puntos del suelo, ello significa que el valor del potencial total (Ψt) es el mismo en todos los puntos. En estas condiciones tenemos que:

Ψt1=Ψp1 + Ψm1 +Ψg1 + Ψo1 = Ψt2=Ψp2 + Ψm2 + ψg2 + Ψo2

Como los solutos se mueven en el agua hasta igualar sus concentraciones (o actividades o potenciales químicos) en todos los puntos del sistema, si bien no conocemos los valores de ?o1 + ?o2, sabemos que en situación de equilibrio como la supuesta ?o1=?o2. Por lo tanto, la expresión anterior se simplifica a:

Ψp1 + Ψm1 + Ψg1 = Ψp2 +Ψm2 + Ψg2

Como conocemos la mayoría de los valores, podemos escribir:

0 + Ψm1 + 200 cm = 100 cm + 0 + 50 cm., ó

Ψm1=150 cm – 200 cm. = - 50 cm.

Adelante veremos que estas unidades (cm.) de expresión de potencial de agua y sus componentes, corresponde a energía por unidad de peso.

3.2.3.6 Succiones y Tensiones.

Tanto el potencial de matriz como el osmótica son negativos porque las fuerzas atractivas y osmóticas responsables de estos potenciales reducen, ambas, el nivel de energía libre del agua del suelo. En consecuencia, estos potenciales negativos se denominan a veces tensiones o succiones, para indicar que ellos son responsables de la capacidad del suelo para atraer y absorber al agua pura.

Los términos tensión y succión tienen la ventaja sobre el de potencial que se expresan en valores positivos en vez de negativos. De esta manera, los sólidos del suelo son responsables de un potencial 19

negativo que puede expresarse como una tensión o succión positiva. Por esta razón de mayor simplicidad los términos succión y tensión serán usados preferentemente en este texto de aquí en más para referirse a los potenciales negativos de matriz y osmótico.

3.2.3.7 Métodos de expresión de los niveles de energía.

Se han utilizado (y se siguen empleando) diversas unidades para expresar las diferencias en niveles de energía del agua del suelo. Los diferentes textos y publicaciones periódicas especializadas manejan unas u otras según los países y la fecha en que fueron editados. Por lo tanto, no es conveniente hacer referencia a una única forma de expresión del potencial o succión del agua del suelo sino que, por el contrario, se mencionarán las diferentes unidades empleadas con mayor frecuencia y sus respectivas equivalencias a efectos de poder transformar unas en otras y comparar los datos provenientes de distintas fuentes de información.

Una forma de expresión frecuente de la tensión (potencial negativo) es en términos de la altura en centímetros de una columna de agua cuyo pe- so iguala exactamente a la tensión considerada. Cuanto mayor la altura en centímetros, mayor es la succión o tensión medida. La presión hídrostática debida a una columna de agua de h metros de altura (equivalente a Y en unidades de energía por unidad de volumen) está dada por:

Ψ = hδg

donde δ es la densidad del agua (kg.m-3) y g es la aceleración de la gravedad (m.s-2). Así, una presión de 1 bar (105 Pascales) está determinada en la base de una columna de agua de altura.

Ψ /δ g = 105 / 1000 x 9,8 = 10,2 m

Los hidrólogos hacen uso de esta relación y por lo común expresan el potencial del agua en términos de la altura de la columna de agua equivalente, referida como carga hidráulica, o simplemente carga. Obsérvese que la carga h, es una expresión del potencial total del agua en el suelo en unidades de energía por unidad de peso, esto es J.s2/kg.m. En resumen, puede verse que el potencial del agua, ?, expresado como energía por unidad de volumen,(unidades de presión), se relaciona a la carga, h (energía por unidad de peso) por la ecuación

h = ψ / δ. g

En los suelos secos o con bajo contenido de humedad, la succión del agua expresada en unidades de carga del sistema métrico toma valores muy altos y poco prácticos para ser manejados. Por ejemplo, en el punto de marchitéz permanente (que se define mas adelante), el agua está retenida a una tensión de 15.543 cm. Ello dio lugar a que se considerara más conveniente utilizar como unidad de medida de la tensión o succión, al logaritmo decimal (log10) de h expresado en cm, lo que se define como el valor de pF del agua del suelo, (Payne, 1988). Así, el punto de marchitéz queda representado por un valor de pF igual a 4,2.

El pF es poco empleado actualmente como expresión del nivel de energía del agua en el suelo, pero se le encuentra aún con relativa frecuencia en algunos textos europeos, lo que justifica tomarlo en consideración en una publicación de carácter docente.

Por su parte, los fisiólogos vegetales midieron tradicional- mente el estado de energía del agua en las plantas en unidades de presión que no son fácilmente compatibles con los valores de pF del agua del suelo . Por ello, en los estudios de movimiento del agua en el sistema suelo-planta-atmósfera, el nivel de energía del agua se expresa más convenientemente en unidades de presión y lo mismo se hace en lo referente a la retención de agua en el suelo. Recuérdese que los valores de potencial son idénticos en valor absoluto a los de tensión o succión, pero con signo negativo.

Las unidades de presión más frecuentemente utilizadas son el bar, la atmósfera y, más recientemente el pascal (Pa).

El bar es la presión ejercida por una columna de 1.023cm de agua, lo que se aproxima a la atmósfera estándar que es la presión del aire al nivel del mar, correspondiente a 760mm de mercurio o 14,7 libras por pulgada cuadrada.

Puesto que 1 atmósfera es igual a 1,013 bars y que esta diferencia es muy pequeña, los valores en bars o en atmósferas se consideran idénticos y equivalentes, para todos los fines prácticos.(Gardner, 1983)

El pascal es la unidad en que debe expresarse la energía de retención de agua cuando se emplea el SIU (Sistema Internacional de Unidades),pero dado que Pa = N.m-2* los valores comunes de succi6n del

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agua en el suelo se reflejan en cifras muy grandes, lo que hace conveniente en definitiva utilizar un múltiplo de dicha unidad: el megapascal (MPa) o más frecuentemente el Kilopascal (KPa), equivalentes a 1:000.000 y 1.000 Pa, , respectivamente.

En este texto se utilizarán preferentemente y por razones prácticas el bar y el KPa, que son las unidades más frecuentemente utilizadas en la bibliografía sobre el tema.

En el cuadro 3 se comparan los valores de potencial, succión y carga de varios niveles de energía del agua del suelo expresados en las diferentes unidades mencionadas arriba; las cifras incluidas en el cuadro corresponden a valores importantes del potencial del agua en el suelo según se verá más adelante.

CUADRO 3. Equivalentes aproximados de formas comunes de expresión de las diferencias en niveles de energía del agua del suelo.

Carga: altura de una

columna de agua (cm)

Potencial

(bars)

Succión o Tensión

(bars) (KPa)

pF

0 0,0 0,0 0 -

10,2 - 0,01 0,01 1 1,0

102 - 0,1 0,1 10 2,0

204 - 0,2 0,2 20 2,3

306 - 0.3 0.3 30 2,5

1023 - 1,0 1,0 100 3,0

10230 - 10,0 10,0 1000 4,0

15345 - 15,0 15,0 1500 4,2

31713 -31,0 31,0 3100 4,5

102300 - 100,0 100,0 10000 5,0

N newton, unidad de fuerza del SIU cuyas dimensiones son kg.m.s-2.

3.2.4 Importancia relativa de los componentes del potencial del agua en el suelo (Ψ suelo).

Existen dos procesos diferentes en los que es importante tener claro qué componentes de Ψ suelo actúan y con qué importancia relativa: la absorción de agua por las raíces y el movimiento de agua dentro del suelo.

3.2.4.1 Absorción de agua por las raíces.

El movimiento del agua desde el suelo hasta la atmósfera a través de las plantas, se produce siguiendo potenciales de agua decrecientes como un proceso espontáneo:

Dirección del movimiento Ψ suelo > Ψ raíz > Ψ tallo > Ψ hoja > Ψ atmósfera Si se atiende el primer paso de este esquema, se observa que Ψ suelo = Ψ g + Ψ o + Ψ m + Ψ p > Ψ raíz. Como el agua que toma una raíz en un punto del suelo, está a la misma altura que el agua dentro de la raíz, no hay diferencia de energía potencial respecto a la gravedad; por lo tanto, Ψ g no interviene en el proceso de absorción. Ψ

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Los solutos del suelo, no pueden atravesar las membranas celulares libremente porque son parcialmente semipermeables. Entonces, estarán actuando sobre el agua del suelo y no sobre la de la raíz, por lo que intervienen en la diferencia entre Ψ suelo y Ψ raíz-que provoca la absorción. Sin embargo, en la mayoría de los suelos, con la excepción de los salinos, la concentración de solutos en el agua del suelo es tan baja que el valor de Ψ o. es despreciable.

El Ψ p del agua del suelo no saturado, en el que toman agua las raíces de las plantas (excepto las acuáticas) vale cero, como ya se explicó- Por lo tanto, Ψ p del suelo no interviene en la entrada de agua a las raíces. Sin embargo, Ψ p es un componente importante en el Ψ total del agua dentro de las plantas interviniendo en la diferencia de Ψ t que genera el movimiento de agua desde las raíces hasta la atmósfera (transpiración).

Es el Ψ m el componente de Ψ suelo que interviene en la absorción, las plantas deben bajar su potencial del agua en las raíces por debajo del valor de Ψ m para que haya absorción. Dicho de otra forma, deben tomar el agua contra la fuerza de retención de los sólidos del suelo.

3.2.4.2 Movimiento de agua dentro del suelo.

El movimiento de agua entre dos puntos del suelo se produce espontáneamente cuando:

Dirección del movimiento o sea,

Ψ suelo 1 > Ψ suelo 2

(Ψ m + Ψ o + Ψ g + Ψ p)1 > (Ψ m + Ψ o + Ψ g + Ψ p)2

Si entre los sitios 1 y 2 existe diferencia de Ψ o., como dentro del suelo no hay membranas semipermeables, en vez de moverse el agua hasta que se iguale la diferencia de Ψ o, difunden los solutos desde donde están más concentrados hasta donde lo están menos. Por lo tanto Ψ o. no interviene en el movimiento del agua dentro del suelo. Únicamente cuando hay muy poca agua en el suelo y se ha perdido la continuidad de las películas de agua, los solutos no pueden difundir libremente de un sitio a otro. En estos casos, es el agua quién puede moverse bajo forma de vapor. El movimiento de agua gaseosa sólo tiene alguna importancia cuando los contenidos de agua en el suelo son muy bajos, pudiendo también obedecer a gradientes de temperatura.

Tampoco interviene Ψ p, porque toda el agua durante este proceso está a presión atmosférica en los diferentes puntos del suelo . Evidentemente en algún punto en el que el tamaño de los poros obstruya la "caída" del agua impulsada por gradientes de Ψ g, podría desarrollarse algún valor positivo de Ψ p por el sobrepeso del agua por encima de la que no puede pasar la obstrucción.

Cuando entra agua en un suelo seco, o con bajo contenido de agua intervienen Ψ m y Ψ g. A través de los poros gruesos el agua "cae" hacia abajo, a favor de diferencias de energía potencial o Ψ g. Pero ese flujo de los macroporos, en los que Ψ m. es aproximadamente cero es "succionado" por los microporos vacíos o con poca agua y bajo Ψ m., dentro de los agregados del suelo

Una vez que el suelo se satura, es decir se llenan los macro y microporos y por lo tanto Ψ m vale cero en cualquier punto del suelo, sólo se sigue moviendo el agua hacia abajo, dentro de los macroporos, siguiendo el gradiente de Ψ g; cuando se llega a esta situación se habla de movimiento de agua en flujo saturado.

Una vez que el agua deja de entrar desde el exterior al suelo y que toda el agua libre desaparece del mismo por "caer" a capas mas profundas, el secado diferencial del suelo por las raíces y la evaporación de agua desde la superficie crean diferencias de Ψ m que provocan nuevos movimientos, aunque adelante se verá que son relativamente lentos. 3.2.5 Formas de expresión del contenido de agua en el suelo.

El contenido de agua del suelo en un momento dado se puede expresar de varias maneras, utilizando diferentes unidades según el propósito de la expresión.

La forma más simple es como porcentaje en peso, (HP%), refiriendo el peso de agua en una muestra de suelo al peso seco de la muestra. Peso seco significa, en este contexto., el peso de la muestra secada en estufa a 105'C durante 24 horas. El cálculo se realiza según la fórmula:

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Peso de agua en la muestra H p %= x 100 Peso de la muestra seca a 105'C

Otra forma frecuente y más útil de expresar el contenido actual de agua en el suelo es como porcentaje en volumen (HV% o θ), calculado según:

Volumen de agua en la muestra H v % o = x 100 Volumen natural* de la muestra * Se refiere al volumen de una muestra de suelo imperturbada, conservando intacta su porosidad.

El porcentaje volumétrico de agua en el suelo (θ) se calcula fácilmente a partir del contenido gravimétrico (HP%) que es el de determinación más sencilla en el laboratorio. Para ello, basta multiplicar el porcentaje de agua en peso de la muestra por la densidad aparente (Da) del suelo, obteniéndose directamente el porcentaje volumétrico (θ). Ello se demuestra de manera siguiente:

Volumen de agua en la muestra x densidad del agua H p % = x 100 = Volumen natural de la muestra x densidad del suelo Volumen de agua x 1 Volumen de agua x 1 x 100 ; x 100 x Da = Volumen de la muestra x Da Vol. muestra x Da Volumen de agua x 100, que es la fórmula de cálculo de θ Volumen de la muestra Otra forma de expresión del contenido de agua del suelo es como una altura expresada en mm. Esta forma es muy empleada en el cálculo del balance hídrico de los suelos y en el de las necesidades de riego. Su ventaja estriba en que de esta manera el contenido de agua queda expresado en la misma unidad en que se mide habitualmente la lluvia; al respecto, téngase presente que mm de altura de agua es exactamente igual a litros de agua por metro cuadrado de superficie.

El contenido porcentual volumétrico de agua en el suelo ( es equivalente a la cantidad de mm de agua existentes en un espesor o profundidad del suelo de 10cm o. a litros por metro cuadrado por 10 cm (l.m2) por 10 cm de profundidad.

Si se toma l.m3 de suelo con 50% de humedad y se lograra, teóricamente, separar el volumen ocupado por los sólidos del ocupado por el agua, se tiene:

De la figura se deduce que el 50% de humedad del volumen de agua de 1m3 ocuparían la mitad del mismo, o sea 0,5m en 100cm de altura que es lo mismo que decir 50mm en 10cm de espesor. Queda pues demostrado que porcentaje de agua en volumen es equivalente a mm de agua en 10cm de suelo.

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3.2.6 Determinación del contenido de agua del suelo.

Para una revisión completa y actualizada sobre este tema se refiere al lector a Topp (1993).

El contenido de agua en el suelo en un momento dado (contenido de agua actual) puede determinarse por diferentes métodos más o menos directos e indirectos según los procedimientos utilizados.

3.2.6.1 Método gravimétrico.

El método directo más simple para determinar el contenido de agua en el suelo es el gravimétrico. Este método consiste en tomar una muestra de suelo a profundidad deseada, determinar su peso con el contenido de agua en el momento del muestreo y llevarla a estufa durante 1 día a 105'C de temperatura y determinar nuevamente su peso. La diferencia entre ambos pesos es el peso de agua presente en la muestra y utilizando la fórmula vista en 3.2.5 para calcular el valor de HP% se obtiene el porcentaje de agua en la muestra.

Si se dispone del valor de la densidad aparente del suelo, o se obtiene el dato por determinación directa, puede calcularse el porcentaje en volumen de de agua en el suelo multiplicando el porcentaje en peso por la densidad aparente según se vio en 3.2.5 .

Las principales limitaciones de este método son las siguientes:

a) Hay una cierta destrucción del suelo, ya que las muestras se obtienen normalmente con taladro o calador. Si se está trabajando en par celas experimentales y se quiere repetir el muestreo en varios lugares para evaluar la variabilidad espacial del contenido de agua -y si se desea además tomar varias medidas a lo largo del tiempo para observar como varía el contenido de humedad durante, por ejemplo, el crecimiento del cultivo, es fácil comprender lo engorroso de este método, que implica la extracción de numerosas muestras en varias fechas diferentes.

b) El dato se obtiene por lo menos a las 24 horas del muestreo, debido a que el secado en estufa debe durar 1 día y posteriormente debe esperarse a que las muestras se enfríen en un desecador antes de obtener el peso seco. Si el dato se necesita para tomar una decisión en el manejo del riego, esta dilatoria en la obtención de la información requerida puede ser importante

c) Se necesita un pequeño laboratorio de apoyo donde llevar a cabo el secado y las pesadas de las muestras; esto restringe aún más la utilización del método.

2. Método de termalización de neutrones.

Un método más moderno y simple -aunque requiere de un equipo más sofisticado- es el que utiliza la "sonda de neutrones". Gardner y Kirkham (1952) lo propusieron originalmente, pero no fue sino en la década del 60 que se impuso de manera generalizada. El principio en que se basa el método es la pérdida de energía cinética de neutrones rápidos, emitidos por una fuente dentro del suelo, debido a los choques con átomos de hidrógeno presentes en el mismo. El equipo y su funcionamiento se ilustran en la figura 18.

Los neutrones tienen aproximadamente la misma masa que los átomos de hidrógeno ya que éstos están compuestos de un protón y un electrón (de masa despreciable). Cuando un neutrón rápido, emitido por la sonda, choca con otros átomos de mayor masa, rebota de la misma manera que lo haría una pelota o un

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balín en un frontón de paleta, sin perder mucha de su velocidad o energía cinética. Sin embargo, sí el balín choca con otro balín (o sea si el neutrón choca con otro elemento de igual masa), le transfiere parte de su energía cinética, rebotando con bastante menos velocidad que la que traía. A un neutrón rápido le bastan 18 choques con átomos de hidrógeno para perder toda su energía cinética y mantener solamente su agitación térmica.

Los átomos de hidrógeno se encuentran en el suelo principalmente en los compuestos orgánicos y en el agua. Dentro de ésta, una parte integra la estructura de los minerales y el resto se encuentra entre las partículas del suelo (espacio poroso).

Para un horizonte dado de un suelo, con determinadas propiedades físicas y químicas, la cantidad de hidrógeno en la materia orgánica y en las estructuras cristalinas es constante, al igual que la cantidad de elementos capaces de absorber neutrones. Por lo tanto, en base a medidas simultáneas del contenido gravimétrico de agua y de la cantidad de neutrones desacelerados en el suelo, a partir de una fuente de neutrones rápidos, es posible establecer empíricamente una función que relacione ambas variables. Dicha función es válida solamente para el horizonte del suelo en que se obtuvo, pero puede usarse posteriormente de manera indefinida para estimar el contenido de agua del mismo, en forma muy rápida y sencilla a partir del conteo de neutrones.

Para cada horizonte de cada suelo se requiere una función de calibración propia, pero el tiempo utilizado en el proceso de calibración -que se hace una sola vez- está compensado por la rapidez de las determinaciones futuras. Obviamente, el método de la sonda de neutrones resulta más conveniente que el gravimétrico en aquellos casos en que deben tomarse numerosas medidas de humedad en el mismo suelo a lo largo del tiempo.

Figura 18. Modo de operación de una sonda de neutrones. La sonda, con su fuente de neutrones rápidos y su detector de neutrones lentos, se introduce en el suelo mediante un tubo de acceso. Los neutrones son emitidos por la fuente (por ej., Radio o Americio-Berilio) a muy alta velocidad (neutrones rápidos). Cuando estos neutrones chocan con un átomo pequeño tal movimiento cambia y una parte de su energía se pierde. Estos neutrones "desacelera dos" son medidos por el tubo detector y el contador de impulsos. La lectura esta relacionada directamente al contenido de agua en el suelo (Brady, 1984),.

Aparte de lo enunciado, él método de la sonda de neutrones presenta las siguientes ventajas:

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a) No es destructivo del suelo como el gravimétrico; se instala un tubo de acceso y se repiten en 11 las medidas cuantas veces se desee. b) Es muy rápido; en unos 15 minutos se obtienen los conteos hasta 1,5m de profundidad, a incrementos de 10cm con 3 repeticiones en cada profundidad de conteo.

c) Se obtiene el dato en tiempo real. Con una pequeña calculadora programable, a veces Incluida en el equipo de registro, a la que puede agregarse una impresora, se pasa del dato del conteo de neutrones a valores de è(% de agua en volumen) a mm de agua en el suelo al instante.

Frente a estas ventajas, el método tiene sus desventajas, aparte de su mayor costo inicial:

a) Aunque la radioactividad de las fuentes utilizadas es muy baja, existe cierto riesgo de manejo común a los materiales radioactivos.

b) Las medidas deben realizarse a una profundidad tal que la nube de neutrones no salga sobre la superficie, con lo que se perderían neutrones hacia la atmósfera; esto es un problema ya que el radio de la nube aumenta cuanto menor es el contenido de agua en el suelo. Existen equipos dotados de dispositivos especiales para contrarrestar este inconveniente.

c) Al depender el volumen de suelo en que se hace la medida del radio de la nube, y éste del contenido de agua, la medida no es puntual como en el caso de las medidas gravimétricas.

3.2.6.3. Método de reflectometría en el dominio tiempo (TDR)

El método de la reflectometría en el dominio tiempo (time – domain reflectometry o TDR) hace uso de una de las propiedades únicas del agua , como es su alta constante dieléctrica, determinada por las características dipolares de sus moléculas.

Dicha constante, a frecuencias de radio, es alrededor de 80, mientras que la del resto de los componentes del suelo está entre 2 y 7 y la del aire es 1. Entonces, la medida de la constante del suelo es un buen estimador de su contenido de agua.

Figura 19. Diagrama de un instrumento TDR.

La técnica TDR mide la velocidad de propagación de una señal de radio de alta frecuencia en el suelo. Esta velocidad de propagación disminuye en materiales de mayor constante dieléctrica, de acuerdo a:

V = c/√k

Donde v es velocidad de propagación en el suelo, c es la velocidad de propagación en el vacío y k es la constante dieléctrica del suelo.

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Los equipos TDR (figura 19) que se utilizan para medir el contenido del agua en el suelo son esencialmente un radar de cable, en el cual un pulso de aumento de voltaje muy rápido es propagado a lo largo de los "pinchos" en el suelo y reflejado a través de ellos de vuelta al aparato. Determinando la velocidad del viaje del pulso de ida y de vuelta , se estima la velocidad aparente de propagación del pulso en el suelo (v) y de la ecuación anterior se estima Ka, la constante dieléctrica aparente del suelo.

Topp et al. (1980) encontró que para una variedad de suelos la relación entre el contenido de agua volumétrico (%HV o è) y la constante dieléctrica aparente es esencialmente independiente de la textura, porosidad y contenido de sales. Ellos ajustaron el siguiente polinomio de tercer grado para estimar el %HV

%HV = (-5.3/100) + (2.92/100)Ka – (5.5/10000) Ka2 + (4.3/1000000)Ka3

Varios autores citados por Topp (1993) comprobaron la validez de esta ecuación en la mayoría de los suelos minerales , pero no en los suelos orgánicos , para los que sería necesario una calibración particular.

Las principales ventajas de este método son:

a) No requiere calibración (excepto en suelos orgánicos) La misma es universal y viene incorporada en el software del aparato.

b) Las determinaciones son en tiempo real. c) No acarrea riesgos relacionadas al uso de materiales radiactivos, como las sondas de neutrones.

Los principales inconvenientes son:

a) Los sensores normales ("pinchos") para usar en horizontes profundos requieren ser enterrados y por lo tanto debe excavarse un pozo (creando perturbación) y deben ser dejadas durante el período de medición con riesgo de corrosión. Algunos equipos modernos usan un procedimiento de medidas de capacitancia de Ka, en un sensor que puede ser colocado y sacado del suelo a cualquier profundidad con un tubo de acceso como las sondas de neutrones.

3.3 CARACTERÍSTICAS DEL AGUA RETENIDA EN EL SUELO

3.3.1 Relación entre ψ y el contenido de agua.

En este parágrafo se consideran los aspectos más prácticos de los conceptos analizados en sus bases teóricas en 3.2 , relacionándose el contenido de agua en el suelo a diferentes tensiones (o potenciales) de matriz.

El potencial osmótico, dependiente del contenido de solutos de la solución del suelo es un factor de importancia solamente en suelos donde el contenido de sales es elevado. Este tipo de suelos ocurre casi exclusivamente en zonas de clima árido, donde la precipitación es insuficiente para lavar los compuestos solubles del perfil, los que se acumulan en cantidades importantes (suelos salinos) e influyen de manera significativa en la retención de agua en el suelo.

En Uruguay, al igual que en otros países de clima húmedo, el contenido de sales disueltas en la solución del suelo es muy bajo y su efecto sobre el potencial osmótico es despreciable. Por ello se prestará atención de prioritariamente al efecto del potencial de matriz. El potencial gravitacional actúa sobre todo en el movimiento del agua en el suelo y su mayor importancia se refleja en los problemas relativos al drenaje y al riego.

Los principales factores que afectan la relación entre Ø y el contenido de agua en el suelo son la textura y la estructura del suelo. Los suelos finos retienen mas agua que los de textura gruesa, según se aprecia en la figura 20, que relaciona el contenido de agua expresado en porcentaje en volumen con la succión de matriz. Los suelos con mayor contenido de arcilla retienen el agua más fuertemente, ya que los más arcillosos (FAc y FAcL en la figura 20) muestran una mayor proporción de su agua retenida a valores de succión cercanos a 15 bars (1.500 KPa). Ello se debe a que tienen mayor microporosidad y a que mucha de ella está constituida por espacios de intercapa.

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La fracción limo tiende a aumentar la microporosidad que retiene agua a bajos valores de succión. Puede verse que el suelo franco limoso (FL) retiene más agua entre 1 y 0,1 bars (100 y 10 KPa) de tensión que el franco arcilloso (FAc). A su vez, el franco arcillo limoso es el que retiene más agua a cualquier tensión de matriz (la diferencia a 15 bars con el FAc es despreciable), porque combina una alta proporción de arcilla y de limo.

El suelo franco arenoso (FAr) es el que retiene menos agua a cualquier valor de succión de matriz porque es el que posee menor microporosidad. Sin embargo, a pesar de tener la menor porosidad total posee una buena macroporosidad, semejante a la del suelo FAcL cuya estructura es, en este caso, excelente.

La estructura afecta la forma de la curva de retención de agua en la zona de valores bajos de succión de matriz. Especialmente cambia la zona correspondiente a valores de terisi5n entre 0 y 0,1 bars (macroporosidad); ello se aprecia en la tabla 4. Cuando la estructura se deteriora y aumenta la compactación del suelo, parte de la porosidad desaparece. Los espacios más afectados son los que se ubican entre los agregados -macroporosidad- que sufren, en su mayor parte, una disminución de tamaño transformándose en microporos. Esto se ve, en los datos del cuadro 4.

Cuadro 4. Caracterización física de un horizonte A Franco arcillo limoso, de un suelo de la Estación Exp. M.A. Cassinonni sometido a dos manejos diferentes (Delgado, S., García Préchac, F. y Ernst, O. ,no publicado).

% del volumen del suelo imperturbado Densidad

aparente. Mg/m3 Porosidad

Total % Microporosidad.

Retención a 0.1 bar de succión.

Macroporosidad

Manejo 1 1.18 54 34 20

Manejo 2 1.27 51 37 14 3.3.2 Histéresis.

La forma de la curva característica tensión-humedad depende de si el suelo se está secando o humedeciendo -un fenómeno conocido como histéresis-fig. 21 c- que o curre por dos razones principales:

a) Los poros grandes no se vacían a la misma succión a la cual se llenan si el acceso al poro está restringido por estrechamientos. Tómese por ejemplo, un gran poro de diámetro D (fig. 21a)conectado a dos poros menores de diámetros d1 Y d2. Al secarse, el poro grande no se vaciará hasta que la succión sea lo suficientemente alta como para romper el menisco a través del mayor de los dos poros conectados, el de diámetro d2. Al mojarse, el agua avanzará hacia el poro mayor a través-del poro d1 o del d2, a una succión aproximadamente igual porque ambos son de similar tamaño (fig. 21b). Sin embargo, esporo no se llenará completamente hasta que la succión sea suficientemente pequeña como para sostener un menisco a través de la distancia D . Como D> d1 o d2, la succión a la cual el poro mayor se llena al humedecerse es mucho menor que la succión a la que se vacía al secarse.

b) Para un poro dado, el ángulo de contacto entre el menisco de agua y las paredes del poro es mayor cuando el menisco está avanzado (humedecimiento), que cuando está retrocediendo (desecación). Esto significa que el radio de la curvatura es mayor para el menisco en avance y que la succión desarrollada es, en consecuencia, menor para el mismo-contenido de agua. El efecto combinado de a) y b) está ilustrado en la figura 21c que muestra que el suelo llega al equilibrio a un contenido de agua mayor para una succión dada durante la fase de desecamiento que durante la de humedecimiento del ciclo. Una causa menor de la histéresis se da en las arcillas que retienen cantidades apreciables de agua a succiones altas. Se cree que ello se debe a cambios en el tamaño y disposición

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de los poros menores a medida que las películas de agua se contraen y las partículas de arcilla se reorientan. Tales cambios pueden no ser reversibles. De Igual manera, el contenido de agua alcanzado a succión cero al final de la fase de humedecimiento, puede diferir ligeramente del existente al comienzo de la fase original de desecamiento debido al aire atrapado en el suelo (figura 21c.)

El fenómeno de histéresis provoca problemas para la descripción matemática del flujo de agua en el-suelo, especialmente cuando se estima Ψ m, a partir del contenido de agua utilizando las curvas, puesto que en general es más sencillo medir el contenido de agua que Ψ m. El problema se trata de evitar usando la curva de mojado cuando se estudian fenómenos de humedecimiento, como por ejemplo la infiltración de agua en el suelo, o la de desecamiento si se considera en cambio un fenómeno como la evaporación. Cuando se estudian fenómenos de ambos tipos simultáneamente, el problema se torna serio y, o bien se desprecia la histéresis, o se miden a la vez Ψ m y el contenido de agua.

3.3.3 Retención de agua en el campo.

Teniendo presentes las relaciones entre la energía y el contenido de agua del suelo discutidas en las secciones precedentes, se puede ahora entrar en consideraciones más prácticas. Para ello se seguirá la evolución de las relaciones entre la energía y el contenido de agua de un suelo durante e inmediatamente después de una fuerte lluvia o de la aplicación de agua de riego. Se verá que por razones de conveniencia práctica pueden establecerse algunos parámetros característicos de los diferentes horizontes del suelo que se definen por valores de contenido de agua y potenciales (o tensiones) de matriz. Se describirán esos parámetros y se discutirá asimismo su validez y utilidad.

Figura 21). Diferencias en el contenido de agua en un poro a succiones similares durante el mojado y la desecación. (e) Histéresis en la curva característica de humedad del suelo (White, 1987).

3.3.3.1 Máxima capacidad de retención.

Durante una lluvia importante o mientras se le riega un suelo puede saturarse con agua comenzando entonces un activo drenaje descendente. En este punto se dice que el suelo está saturado con respecto 30

al agua (figura 22) y a su máxima capacidad de retención. La tensión (o potencial) de matriz es esencialmente cero. En esta situación todo el espacio poroso del suelo -macro y microporos- están llenos de agua; el aire está excluido, salvo el que pueda estar disuelto en el agua, despreciable a todos los fines prácticos.

3.3.3.2 Capacidad de campo.

Después de la lluvia o del riego, se producirá un movimiento descendente relativamente rápido de una parte del agua, en respuesta al gradiente de potencial, en particular dado por el componente gravitacional. Transcurridos 2 o 3 días este movimiento descendente se tornará despreciable. El suelo está entonces a su capacidad de campo. En este punto, el agua habrá sido eliminada de los macroporos y su lugar habrá sido ocupado por el aire. Los microporos o poros capilares están aun llenos con agua, parte de la cual podrá ser utilizada por las plantas. La tensión de matriz variará ligeramente de un suelo a otro, pero se encontrará en el rango de 0,1 a 0,3 bar. El movimiento de agua continuará teniendo lugar, pero la velocidad del mismo (flujo no saturado) es muy lenta puesto, que será ahora debida principalmente a fuerzas capilares y dentro de los microporos (figura 22).

Figura 22. Volumen de agua y de aire en 1009 de un suelo franco limoso bien granulado a diferentes niveles de humedad. La barra superior muestra la situación en el suelo totalmente saturado, la que se mantiene generalmente por períodos cortos durante una lluvia o un riego, El agua drena pronto por los macroporos y el suelo queda a su capacidad de campo. Las plantas extraerán agua de] suelo hasta que se alcance el coeficiente de marchitéz, cuan do aún existe considerable contenido de agua en el suelo. Una mayor reducción de] contenido de h- medad hasta el coeficiente higroscópico se

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ilustra en la barra inferior; en este punto el agua está muy enérgicamente retenida, principalmente por los coloides del suelo (Brady, 1984).

El concepto de capacidad de campo es bastante antiguo en el área del uso y manejo del agua, desarrollado en base a experiencias prácticas y científicas, y que simplifica los cálculos de necesidades de agua de riego, balances hídricos, etc. Sin embargo, no es un concepto muy riguroso desde el punto de vista científico y no es un valor único que siempre ocurra en el suelo. La dinámica del agua en el suelo provocada por las pérdidas (drenaje profundo, evaporación y transpiración) y por las ganancias (lluvia y riego), determina que nunca se alcance en la práctica una condición de equilibrio entre el agua del suelo y la fuerza gravitacional (Taylor y Asheroft, 1972). Este fenómeno es reconocido por diversos autores desde hace tiempo y es especialmente enfatizado por los que están más relacionados a los aspectos básicos de la física de suelos (Gardner, 1964; Miller y Klute, 1967; Baver et al., 1973; Reichardt, 1975, Juri et al, 1991). Las causas de que la capacidad de campo no sea siempre la misma son varias. Una es la histéresis que ya fue discutido. Otra es la posible existencia de una napa poco profunda que mantiene el suelo saturado y que actúa como una barrera al movimiento del agua gravitacional.

Los cambios de textura y estructura dentro del perfil del suelo influyen marcadamente la dinámica del agua, tanto "gravitacional" como "retenida". A estos efectos parece interesante observar los resultados de la figura 23. Como puede verse en las gráficas de la figura, tres riegos diferentes aplicados a un mismo suelo en las mismas condiciones iniciales de contenido de agua, determinan tres valores diferentes de capacidad de campo y su correspondiente valor de Ψm (tabla al pie de la figura). En los casos II y III, en que la cantidad de agua aplicada fue mayor e ingresó en el horizonte Bt, a los 3 días las cantidades de agua en superficie son mayores. Ello se debe a que el agua en esa zona a los 3 días no es solamente la "retenida" contra la gravedad sino que incluye también parte de la "gravitacional" que aún no ha podido atravesar el horizonte Bt, menos permeable.

Por lo expuesto, la capacidad de campo de acuerdo a Taylor y Ashcroft (1972) debe considerarse un rango de contenidos de agua en la función que relaciona esta variable con el tiempo desde la saturación (figura 5). Otro tanto puede decirse para la función que relaciona è con Ψm (curva de retención), tal como lo demuestran los valores de succión de matriz y 0 a los 3 días de los diferentes riegos en la tabla de la figura 23.

La energía con que el agua está retenida se mide habitualmente en el laboratorio con extractores de presión (según se describe más adelante) , simulando mediante presión la fuerza que provoca el drenaje. Para muestras imperturbadas se ha propuesto una presión de 100cm de agua aproximadamente O,1 bar-(Marshall, 1959, cit. por Kramer, 1969) y para muestras perturbadas (secadas, molidas y tamizadas) se ha recomendado usar 0,3 bar o 306cm de agua (Richards y Weaver 1944).

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Figura 23. Contenido de agua (θ) antes de tres riegos diferentes, inmediatamente luego de cada riego y a los tres días del riego en un suelo con un horizonte Bt 10 veces menos permeables que el A. En el cuadro, los

valores de øm

Por lo expuesto arriba, es muy recomendable realizar las determinaciones directamente en el campo, donde la medida toma en consideración las características del perfil del suelo -incluyendo la secuencia de horizontes contrastantes que pueda ocurrir- y no existe una perturbación mecánica como la que en alguna medida impone el uso de muestreadotes. No obstante, el procedimiento de campo es muy tedioso, consume mucho tiempo y puede fracasar si las condiciones del tiempo cambian súbitamente durante la determinación y se tornan muy adversas. Por ello es que, pese a las limitaciones anotadas, la determinación en el laboratorio sigue siendo utilizada de preferencia, aparte de que permite procesar simultáneamente un número de muestras muy superior al que puede evaluarse en el campo.

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En la determinación de laboratorio es muy importante usar muestras imperturbadas para la estimación de capacidad de campo, ya que si se usan muestras molidas y tamizadas (lo que es corriente en propiedades químicas de suelo), se crea una microporosidad capaz de retener agua a esas bajas succiones de matriz, que no existe en el campo y por lo tanto no lo representa.

Silva et al. (1988) ,trabajando con 240 horizontes de suelos del Uruguay, de textura y estructura muy variada, encontraron que la sobreestimación del contenido de agua correspondiente a capacidad de campo usando muestras perturbadas, equilibradas a 0.33 bar llega a ser tan importante en muchos horizontes B, que el valor supera al de la porosidad total del suelo imperturbado, cosa a todas luces imposible,

La experiencia nacional, alcanzada en condiciones de riego y de secano, indica que las determinaciones a 0,1 bar de tensión en muestras imperturbadas constituyen un mejor estimador de laboratorio de la capacidad de campo que las realizadas sobre muestras molidas y tamizadas a 0,33 bar; en tal sentido es interesante observar las gráficas de la figura 24. De acuerdo a las estimaciones de laboratorio con muestras imperturbadas a 0,1 bar, la capacidad de campo de los primeros 120cm del suelo estudiado es de alrededor de 40º mm de agua retenida. Se observa en la figura que en invierno-época de exceso en el balance hídrico- dicho valor es superado entre 15 y 45 mm . En el caso del suelo desnudo, donde no hay transpiración vegetal, el contenido de agua no se separa mucho de 400mm excepto en la época de exceso invernal.

Figura 24. Evolución semanal del contenido volumétrico de agua de los primeros 120 cm de un Brunosol Eutrico Típico, desde junio/82 hasta junio/ 83 medido en el campo con sonda de neutrones. Bajo diferentes manejos: 1) Campo Natural, 2) suelo desnudo y rastreado, 3) maíz tradicional con baja tecnología , 4) y 5) Maíz - Avena para corte con alta tecnología, 6) pastura sembrada de rayarás y trébol rojo. ( García y Cardelino, 1983)

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3.3.3.3 Coeficiente de marchitéz permanente.

A medida que las plantas absorben agua de un suelo, ellas pierden la mayor parte de la misma por evapotranspiración en las superficies foliares. Algo de agua se pierde también por evaporación directamente desde la superficie del suelo. Ambas pérdidas ocurren simultáneamente.

Mientras el suelo se va secando, las plantas comienzan a marchitarse durante las horas del día, especialmente si las temperaturas son elevadas y hay algún movimiento de viento. Al comienzo las plantas recobran su vigor y su turgencia durante la noche, pero finalmente la velocidad de suministro de agua a las plantas desde el suelo será tan lenta que permanecen marchitas noche y día. Aunque no están muertas, las plantas se encuentran ahora en condiciones de marchitéz permanente y morirán si no se agrega agua al suelo. Una medida de la tensión de matriz del suelo arrojará un valor de alrededor de 15 bars para la mayoría de las plantas. Algunas xerófitas continuarán extrayendo agua a esta y aún a tensiones más elevadas.

El contenido de humedad del suelo en este estado se denomina coeficiente de marchitéz permanente. El agua remanente en el suelo se encuentra en los microporos más pequeños y alrededor de las partículas de suelo en forma de películas (figura 23). Es obvio que una cantidad considerable del agua en los suelos no es disponible para las plantas, como se aprecia en la parte inferior de la figura.

El concepto de coeficiente o punto de marchitéz permanente deriva de experiencias de Briggs y Shantz (1913), citados por Baver (1956) y Taylor y Ashcroft (1972), y fue definido posteriormente por Veihmeyer y Hendrickson (1948), citados por Reichardt (1975), de la manera siguiente: el punto de marchitéz permanente es el contenido de agua del suelo en el cual una planta marchita no recobra la turgencia aunque se le coloque en una atmósfera saturada de agua por 12 horas.

Las experiencias mencionadas consistieron en permitir que plantas que crecían en un suelo fueran secándolo por extracción de agua, y cuando en ellas aparecían síntomas de marchitéz se anulaba la evapotranspiración poniéndolas en una atmósfera saturada de humedad (con potencial de agua igual a cero). Si las plantas recuperaban su turgencia, eran sometidas nuevamente a las condiciones ambientales normales, hasta que se manifestara una vez más la marchitéz, cuando volvían a colocarse en atmósfera saturada.

El contenido de agua del suelo en que crecían las plantas cuando luego de 12 horas en atmósfera saturada no recobraban la turgencia -o permanecían marchitas- fue definido como punto de marchitéz permanente.

Briggs y Shantz encontraron que el contenido de agua de un suelo al cual todas las especies de plantas presentaban marchitéz permanente era aproximadamente idéntico. También hallaron que ese contenido de agua era el mismo independientemente de la edad de las plantas y de las condiciones climáticas bajo las que se realizara la experiencia. Los investigadores de la época creyeron que el punto (también llamado coefíciente o porcentaje) de marchitéz permanente era un valor característico y muy preciso de cada suelo, que para las plantas mesofítícas (con las que trabajaron Briggs y Shantz) y correspondía a alrededor de 15 o 16 bars de succión de matriz de todos los suelos.

Slatyer (1967) ha criticado estos conceptos señalando que el marchitamiento ocurre cuando el potencial interno de agua en las plantas alcanza valores bajos (se trata de valores negativos por ser potencial) y se pierde turgencia, debido a que la velocidad de absorción de agua desde el suelo por parte de las plantas no puede hacer frente a las pérdidas por evapotranspiración, determinadas por la radiación y otros factores atmosféricos. Ello implica que puede haber deficiencia de agua para las plantas -y aún marchitamiento permanente- con altos contenidos de agua en el suelo (ver parágrafo 2.2).

Por otra parte, las raíces de las plantas exploran un volumen de suelo que, dependiendo de varios factores, puede incluir varios horizontes. Puede ocurrir que los horizontes superiores del perfil presenten un contenido de agua igual o menor al punto de marchitéz permanente y, por tener acceso al agua de horizontes inferiores, las plantas no manifiestan marchitéz.

En el caso de plantas xer6fitas o hal6fitas, adaptadas a condiciones de aridez o de salinidad en el suelo, se han llegado a medir potenciales de agua internos de -60 o aún -100 bars (Taylor y Ashcroft, 1972), sin que se observara marchitéz. Si esos son los potenciales en las plantas, los del suelo deben ser aún menores, o a lo sumo iguales, si hay equilibrio y se anul6 el gradiente entre el suelo y las plantas y no hay absorción.

La discusión que antecede pone de relieve la debilidad de, considerar al coeficiente de marchitéz como una constante de caracterización de suelos, al menos desde un punto de vista científico riguroso. Sin embargo, su utilidad deriva de que la mayoría de las plantas de cultivo son mesofíticas, mostrando

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marchitéz permanente cuando la succión de matriz en la totalidad del volumen de suelo explorado por sus raíces está comprendida entre 10 y 20 bars, y porque la variación del contenido de agua retenida entre esos valores es muy estrecha en generalidad de los suelos. Sí se observan nuevamente las curvas de succión: Contenido de agua de la figura 20, puede apreciarse que en el rango de succión de matriz que va de 1 a 15 bars, la variación del contenido de agua en el suelo es muy reducida. Por lo tanto, sí se consideran además los inevitables errores de la determinación analítica, puede aceptarse al contenido de agua retenida a 15 bars como un estimador válido del coeficiente de marchitéz permanente, definido como el límite inferior del rango de disponibilidad de agua para las plantas. Para su determinación en el laboratorio se suelen usar muestras perturbadas, ya que la gran mayoría de la microporosidad que retiene el agua a una succión tan elevada está conformada principalmente por la intercapa de los minerales arcillosos, que no es alterada por la molienda de las muestras.

3.3.3.4 Coeficiente higroscópico.

Si se coloca un suelo seco al aire, en una atmósfera saturada con vapor de agua (al menos 98%.de humedad relativa), aquel adsorberá agua en las superficie de las partículas del suelo, sobre todo los coloides. Esta agua está asociada a las superficies de las partículas del suelo, sobre todo los coloides como agua absorbida. Está agua está retenida tan fuertemente que en su mayor parte se considera no líquida y solamente puede moverse en forma de vapor. La tensión de matriz en este punto es de alrededor de 31 bars (figura 26). El contenido de humedad del suelo en equilibrio con atmósfera saturada se denomina coeficiente higroscópico. Como podría esperarse, los suelos ricos en material coloidal retendrán más agua en esta condición que los arenosos y que aquellos de bajo contenido de arcilla y de humus.

3.3.3.5 Tensión y contenido de agua.

El caso simple de la retención de agua descrita en este capítulo se relaciona directamente con las curvas de succión: contenido de agua discutidas en la sección 3.3.1 . Esta relación se ilustra en la figura 25 que muestra la relación entre el contenido de agua y la succión de matriz para un suelo franco e identifica los rangos de succión para cada una de las condiciones de campo descritas en los parágrafos precedentes.

El diagrama de la parte superior de esta figura sugiere también los esquemas de clasificación física y biológica del agua del suelo. Sin embargo, el diagrama está intencionalmente agregado a la curva de retención para enfatizar el hecho de que no hay "formas" claramente identificables de agua en el suelo. Solamente existe un cambio gradual de la succión con el contenido de agua, lo que debe tenerse presente cuando se discutan, en el párrafo siguiente, algunos esquemas de uso habitual para clasificar el agua del suelo.

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Figura 25. Curva de succión: Contenido de agua de un suelo franco en relación a los términos utilizados para describir el agua en los suelos. Las líneas en zig-zag del diagrama superior sugieren que conceptos tales como la

capacidad de campo no son muy cuantitativos. El cambio gradual del contenido de agua relativiza los conceptos de diferentes "formas" de agua en el suelo. A la vez, términos tales como gravitacional y disponibilidad ayudan en la des

cripci6n cualitativa de la utilización del agua del suelo (Brady, 1984).

3.3.4 Esquemas convencionales de clasificación del agua del suelo.

3.3.4.1 Introducción

En base a las observaciones del desecamiento de los suelos mojados y de las plantas que crecen en ellos, se han desarrollado dos esquemas de clasificación del agua: a) física y b) biológica. Estos esquemas son útiles aún cuando no concuerdan enteramente con las bases científicas que caracterizan las discusiones precedentes de las relaciones contenido de agua: energía.

3.3.4.2 Clasificación física.

Desde un punto de vista físico, los términos de agua gravitacional, capilar e higroscópica pueden identificarse en la figura 26.

El agua que excede a la capacidad de campo (0,1 bar) se denomina gravitacional. Aún cuando la energía de retención es baja, el agua gravitacional es de poca utilidad para las plantas porque esta presente en el suelo solamente por un corto período de tiempo y, durante el mismo, ocupa los poros mayores (macroporos) reduciendo en consecuencia la aereación. Su eliminación del suelo mediante drenaje es generalmente un requisito para el crecimiento óptimo de las plantas.

Como lo sugiere el nombre, el agua capilar está retenida en los poros de tamaño capilar y se comporta de acuerdo a las leyes que regulan la capilaridad. Tal agua incluye la mayor parte del agua absorbida por las plantas y está retenida a succiones de entre 0,1 y 31 bars.

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En la sección 3.2.2 , al considerar los fundamentos de la capilaridad, se señaló que la altura a que asciende el agua en tubos capilares-a los que pueden asimilarse los microporos del suelo - guarda una relación inversa con el radio del capilar, según lo muestra la fórmula:

h = 2T/rdg

que para el caso del agua puede escribirse:

h= 0,15/r

La constante 0,15 proviene de considerar que g es igual a 980 cm.seg-2 y que a 25ºC, d es igual a 1 y T vale 72 dinas.cm-1.

La altura a que asciende el agua en un tubo de radio r es igual a la succión que sobre el agua ejerce un poro de radio r, expresada en cm de agua. De este modo, conociendo la energía con que la matriz retiene el agua (succión o tensión de matriz), se puede calcular el radio de los poros del suelo al despejar r de la última fórmula, obteniéndose la expresión:

r = 0,15/h

La fórmula puede usarse para fraccionar la porosidad en suelos no expansivos, pues de ella surge que si la succión de matriz (expresada en cm de agua) es igual a h, el agua está retenida en poros de radio igual o menor a r (expresado en cm).

Por ejemplo, si un suelo tiene un contenido de agua expresado en porcentaje volumétrico (è) igual a 40%, y la succión de matriz es de 341cm de agua, ello significa que el 40 por ciento de los poros de ese suelo tienen un radio igual o menor a 4,4 µm. (La cifra 4,4 es simplemente el cociente 0,15 dividido 341, multiplicado por 10.000 para convertir el resultado de cm a µm).

La fórmula anterior es de aplicación en poros de sección cilíndrica, pero los poros del suelo no tienen dicha sección. Por esta razón, mediante su aplicación no se calcula estrictamente una porosidad real del suelo sino una porosidad equivalente.

La succión de 102 cm de agua equivale a 0.1 bar que es la tensión correspondiente a la capacidad de campo, cuando se la determina en muestras de suelo molidas. El resultado obtenido indica, por lo tanto, que el diámetro superior a los poros capilares o microporos es 29.4 mm. De igual manera pueden calcularse los diámetros de la porosidad aparente correspondiente a otros puntos importantes de la curva de succión : contenido de agua y se obtienen las cifras que se exponen en el cuadro 4.

Cuadro 4. Clasificación del agua del suelo y su relación con Øm y la dimensión de poros en el caso de un suelo no expansivo con poros de sección cilíndrica.

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Debe tenerse presente que las cifras del cuadro 4 son esencialmente esquemáticas; los valores de ?m que separan los diferentes tipos de agua así como los diámetros de poros a que se corresponderían, son cifras ideales aplicables a un suelo teórico, carente de coloides expansivos, con poros de sección cilíndrica y en el que el único mecanismo de retención del agua es la capilaridad. Igualmente, al igual que las categorías de esta clasificación física, sirven a la conceptualización y entendimiento de las relaciones agua – energía de retención – espacio poroso.

El agua higroscópica, por último, es la retenida enérgicamente por los sólidos del suelo a valores de tensión mayores de 31 bars. De hecho no es líquida y se mueve en fase de vapor. Las plantas superiores no pueden absorber agua higroscópica, pero se ha observado alguna actividad microbiana en suelos que sólo contenían agua higroscópica.

3.3.4.3 Clasificación biológica.

Como es de esperar, existe una relación definida entre la retención de agua y su utilización por las plantas. El agua gravitacional es obviamente de poco valor para las plantas y puede ser perjudicial ya que disminuye la aereación y, con ello, la absorción de nutrientes y de agua por las raíces.

En oposición, el agua retenida en el suelo entre su capacidad de campo (0,1 - 0,3 bar) y el coeficiente de marchitéz (15 bars) se considera utilizable por las plantas y como tal es agua disponible. El agua retenida a tensiones de matriz mayores de 15 bars se define como no disponible para la mayoría de las plantas (figura 25).

En la mayor parte de los suelos, el crecimiento óptimo de las plantas tiene lugar cuando el contenido de humedad del suelo se mantiene próximo a su capacidad de campo con una tensión de matriz de 1 bar o menos. Así, el rango de humedad para el crecimiento óptimo de las plantas no se extiende en el rango completo de agua disponible en el suelo.

Por las razones ya vistas, el concepto de agua disponible no puede tener una validez mayor que la de los valores que la definen, que son la capacidad de campo y el coeficiente de marchitéz permanente, cuyas limitaciones conceptuales ya fueron discutidas.

No obstante estas consideraciones -y al igual que con la capacidad de campo y el punto de marchitéz- el concepto de agua disponible es de utilidad en la caracterización de los suelos para estimar su capacidad de suministro de agua a las plantas y es también útil para calcular riegos o realizar balances hídricos. En otras palabras, es un parámetro no estrictamente cuantitativo, pero que se emplea rutinariamente en la resolución de casi todos los problemas prácticos relativos al manejo del agua del suelo con fines agrícolas, tanto en condiciones de riego como de secano. 3.3.4.4 Factores que afectan la cantidad de agua disponible.

La cantidad de agua que las plantas absorben de los suelos está determinada por un conjunto de variables relacionadas a la planta misma, al clima y al suelo.

Los hábitos de arraigamiento (densidad de raíces, espesor de suelo explorado, velocidad de crecimiento radicular, fisiología de las raíces), la tolerancia intrínseca a la sequía y el estado de crecimiento son factores importantes dependientes de la planta. Las variables climáticas involucradas son la radiación, la temperatura y humedad del aire y la velocidad y turbulencia del viento. Estos dos factores y su interacción con la disponibilidad de agua en el suelo , sobre el status hídrico de las plantas, se discuten en el capítulo 4.

Entre las características importantes del suelo que influyen sobre la absorción de agua por las plantas están el potencial de matriz, el potencial osmótico, la profundidad del suelo y la estratificación del perfil.

Succión de matriz. La succión de matriz influirá sobre la cantidad de agua disponible en un suelo de la misma manera que lo hace sobre la capacidad de campo y el coeficiente de marchitéz permanente. La textura, la estructura y el contenido de materia orgánica influyen sobre estos dos parámetros y a su vez, obviamente, sobre la cantidad de agua disponible. La influencia general de la textura se ilustra en la figura 26.

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(a). (Jamison y Véale, 1958, cit. Por Brady, 1984).

Figura 26. Relación entre el contenido de humedad y la textura de] suelo. Obsérvese que el coeficiente de marchitéz aumenta a medida que la textura se torna más pesada (mas arcilla). La capacidad de campo aumenta hasta llegar al franco limoso y luego se estabiliza (efecto de la fracción limo. Las curvas en (a) están generalizadas (Brady, 1984), los suelos individuales diferirán de estas tendencias en alguna medida y mostrarán valores propios disímiles. Tal

es lo que ejemplifica la fig. (b) con ejemplos del Uruguay. (García, 1980)

Nótese que cuando la textura se hace más fina hay un incremento general en la capacidad de almacenamiento de agua disponible, aunque los suelos arcillosos tienen frecuentemente una capacidad menor que los franco limosos.

La influencia de la materia orgánica merece una atención especial. Un suelo mineral bien drenado que contenga 5% de materia orgánica tendrá probablemente una capacidad de agua disponible mayor que un suelo comparable con 3% de materia orgánica. Podría suponerse, erróneamente, que este efecto favorable se debe enteramente a la capacidad de retención de agua de la materia orgánica, pero no es ese el caso. Más bien, el beneficio de la materia orgánica es atribuible a su influencia favorable sobre la estructura y, a su vez, sobre la porosidad del suelo. Aunque el humus tiene un elevado contenido de humedad a capacidad de campo, su coeficiente de marchitéz permanente es proporcionalmente alto. De esta manera, su contribución neta directa a la humedad disponible es menor de lo que podría esperarse.

Todos los autores coinciden en destacar la correlación negativa existente entre el contenido de arena del suelo y el agua disponible que éste puede retener. Hofstadter (1972) encontró un coeficiente de correlación de -0,83 entre ambas variables y cita a Lund (1959) y a Abrol et al. (1967) que encontraron valores de -0,73 y -0,91 para dicha correlación. Por su parte, Labella y Alvarez (1969) encontraron un coeficiente de -0,54. Lund atribuye el hecho a que las partículas de arena forman poros demasiado grandes para que la succión de matriz dentro de ellos pueda vencer la fuerza gravitacional.

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Hofstadter (1972) cita, además de los trabajos mencionados arriba, a Jamison y Kroth (1958), Bartelli y Peters (1959) y a Labella y Alvarez (1969), entre quienes hay acuerdo total acerca de la correlación positiva que existe, entre el contenido de limo y el agua disponible, aunque los valores hallados por los diferentes autores varían ampliamente. Lund atribuye el efecto de la fracción limo a que los poros formados entre las partículas de ese tamaño están en el rango que retiene el agua en forma disponible para las plantas.

En cuanto a la influencia de la fracción arcilla, Hofstadter (1972) señala que Jamison y Kroth (1958) y Abrol et al. (1967) encontraron correlaciones negativas entre el contenido de arcilla y el agua disponible, mientras que Lund (1959), Bartelli y Peters (1959) y Labella y Alvarez (1969) encontraron valo res de correlación próximos a cero entre ambas variables. Las correlaciones positivas se encontraron para contenidos de arcilla de hasta 25%, pasado el cual la correlación tiende a cero. Bartelli y Peters (1959) y Lund (1959) consideran que las partículas de tamaño arcilla, consideradas independientemente, forman poros muy pequeños que retienen el agua a tensiones de matriz muy altas, en los que no es disponible para las plantas. Ello está verificado por la correlación positiva encontrada por la mayoría de los autores citados entre el contenido de arcilla y la humedad retenida a 15 bars de succión de matriz. Se explica entonces que no exista correlación entre contenidos de arcilla superiores a 25% y el agua disponible.

Succión osmótica. La presencia de sales en los suelos, tanto de ocurrencia natural como debida a la aplicación de fertilizantes, puede influir sobre la absorción de agua. Los efectos osmóticos en la solución del suelo tenderán a reducir el rango de humedad disponible en esos suelos elevando el coeficiente de marchitéz permanente. La succión total de tales suelos en este punto es la succión de matriz más la succión osmótica de la solución del suelo. Aunque en la mayoría de las regiones húmedas -como es el caso del Uruguay- estos efectos de la tensión osmótica son insignificantes, ellos adquieren importancia considerable en algunos suelos salinos de las regiones áridas y semiáridas. Sin embargo, en Uruguay, en condiciones de invernáculo, en las que no existe la lluvia natural para lixiviar sales, son frecuentes altos valores de succión osmótica debidos a solutos derivados de abonos orgánicos y químicos.

Profundidad y estratificación del suelo. A igualdad de dos los demás factores, los suelos profundos tendrán mayor capacidad de retención de agua disponible que los suelos someros. Para las plantas de arraigamiento profundo, esto es de significación práctica, especialmente en aquellas regiones subhúmedas y semiáridas donde el riego suplementario no resulte posible. Medidas de agua del suelo a profundidades tan grandes como 1,5 - 2 m son utilizadas a veces como base para la predicción de rendimientos de trigo en las Llanuras Centrales de EE.UU. Los suelos superficiales no son aptos en estas condiciones climáticas para aquel u otros cultivos.

La estratificación del suelo influye marcadamente sobre el agua disponible y su movimiento en el perfil. Los argipanes u otras capas endurecidas y/o impermeables, por ejemplo, reducen drásticamente la velocidad del movimiento del agua e influyen también desfavorablemente la penetración de las raíces. A veces restringen el crecimiento radicular y reducen efectivamente la profundidad del suelo de la que las plantas extraen agua. Las capas arenosas intercaladas en el perfil también actúan como barreras para el movimiento del agua desde horizontes superiores de textura más fina. El movimiento a través de un estrato arenoso es muy lento a tensiones intermedias y altas. La tensión de humedad en los horizontes superiores debe ser menor a 0,5 - 0,3 bar antes de que pueda tener lugar el movimiento dentro de la arena. La explicación de esta situación inusual será considera da al discutir el movimiento del agua en el suelo.

En todos los casos, el concepto de agua disponible debe ser utilizado junto con una estimación razonable de la profundidad de suelo explorará por las raíces. Existen suelos con gran capacidad de retención de agua disponible definida en porcentaje en peso o en volumen, pero en los que debido a ciertas características del perfil (escasa profundidad, presencia cerca de la superficie de horizontes subsuperficiales poco penetrables por las raíces), el crecimiento radicular está restringido a pocos centímetros y las plantas están sujetas a un riesgo alto de sequía. En oposición, existen suelos con baja retención de agua disponible por unidad de peso o de volumen, pero capaces de permitir un arraigamiento denso y profundo, con lo cual el volumen explorado por las raíces es elevado y el riesgo de sequía resulta, por lo tanto bajo.

Con los conceptos aquí discutidos, sugerimos al lector volver sobre la discusión en el numeral 3.1 3.3.5 Determinación del agua en el suelo en relación a su energía de retención.

El contenido de agua en el suelo en un momento dado no es el parámetro requerido en muchas situaciones del estudio del sistema suelo-planta-atmósfera. En numerosas circunstancias, interesa la determinación de la succión del agua en el suelo (además, obviamente, del contenido de agua a la succión considerada) , para lo cual existen diversos métodos de campo y de laboratorio que se exponen

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brevemente a continuación. También se expondrá la manera de estimar la retención de agua a determinados valores de succión de matriz en base a modelos matemáticos empíricos que se basan en las relaciones existentes entre dichos parámetros, por una parte, y algunas propiedades del suelo, por otra. En algunos casos, los modelos se basan en relaciones existentes entre la retención de agua a diferentes valores de tensión.

3.3.5.1 Determinación de la succión de matriz con tensiómetros.

Este método permite realizar la determinación directamente en el campo. Los tensiómetros, tal como el que muestra la figura 27, miden la tensión con que el agua está retenida en los suelos.

Un tensiómetro consiste de una cápsula (porosa) de cerámica en contacto con un manómetro completamente lleno de agua, según lo ilustra la figura. Su efectividad se basa en el principio de que el agua en el tensiómetro se equilibra - a través de la cápsula- con el agua del suelo adyacente a la misma y que la succión en el suelo será -en el equilibrio- la misma que la succión en el aparato.

Fuera del suelo, el agua del tensiómetro se encuentra a presión atmosférica. El agua del suelo también está sujeta a la presión atmosférica, pero además a los efectos de la matriz y de los solutos del suelo. Al entrar en contacto ambas aguas, se observa un pasaje espontáneo de agua desde el tensiómetro hacia el suelo, hasta que se alcance el equilibrio. Debe tenerse presente que al entrar en contacto las aguas del suelo y del tensiómetro, los solutos del suelo se difunden hacia adentro del tensiómetro a través de los poros de la cápsula, y que en el equilibrio las concentraciones son iguales en el agua del suelo y en la del tensiómetro. Por lo tanto, la salida de agua del tensiómetro habrá respondido al efecto de la matriz o fase sólida del suelo; el potencial medido, por lo tanto, es el de matriz exclusivamente.

Figura 27. Representación esquemática de un tensiómetro. El agua se moverá a través de la cápsula porosa

en respuesta a la succión de] suelo y la tensión (depresión dentro del tensiómetro) resultante se registra con el manómetro (Brady, 1984).

Las medidas con tensiómetros están limitadas a valores de succión menores de 1 bar, ya que el aparato mide la depresión provocada en relación a la atmósfera. En la práctica, el valor límite es de 0,8 bar. Este rango tan estrecho (O a 0,8 bar), aunque aparentemente limitado, cubre un importante rango del contenido de agua del suelo desde el punto de vista agrícola. Por lo mismo, los tensiómetros se emplean con éxito en la determinación de las necesidades de riego, cuando la humedad se procura mantener próxima a la capacidad de campo. Ello se relaciona al hecho de que una buena parte del agua disponible total está retenida, en la mayoría de los suelos, entre capacidad de campo (0,1 bar) y 1 bar de succión; a esta fracción del agua retenida entre 0,1 y 15 bars (agua disponible total) se la denomina frecuentemente agua fácilmente disponible, aunque esta expresión es discutible desde un punto de vista teórico. Los tensiómetros son también muy utilizados en estudios de movimiento de agua dentro del suelo.

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3.3.5.2 Determinación del potencial osmótico.

La determinación del potencial osm6tíco se realiza a partir de la conductividad eléctrica medida en un extracto saturado de solución del suelo. Campbell, Bower y Richards (1949), citados por Black (1975), encontraron que a 25'C el potencial osmótico de las soluciones extractadas se puede estimar a partir de la conductividad eléctrica del extracto mediante la relación

Ψo = 0, 325 x CE 1,065

donde Ψo es el potencial osmótico y CE es la conductividad expresada en milisiemens . cm-1 . Según el U.S. Salinity Laboratory Staff (1954), citado por Black (1975Y el factor a emplear en la fórmula anterior es -0,365.

3.3.5.3 Determinación del agua retenida a diferentes succiones de matriz con extractores de presión.

Para conocer el contenido de agua que es capaz de retener un horizonte de un suelo a diferentes valores de succión de matriz, se usan en el laboratorio los extractores de presión.

El principio que se utiliza en los extractores ("ollas") de presión, es el mismo con el que opera el tensiómetro. Pero en este caso, en vez de dejar que el suelo succione el agua pura y libre del tensiómetro, se aumenta la presión de la muestra (y de su agua) por sobre la de la atmósfera, forzándola a pasar a un recipiente de agua pura a presión atmosférica, hasta alcanzar un equilibrio.

La figura 28 esquematiza el equipo utilizado. La o las muestras de suelo se saturan y se colocan sobre una placa o plato de porcelana, u otro material poroso, también saturado de agua. La propiedad de los materiales porosos utilizados en los platos es la de retener el agua por capilaridad a una succión (de matriz del plato) igual o mayor a la máxima presión que se utilizará dentro de la "olla" en las determinaciones. De esta manera las partes del plato no cubiertas por la o las muestras no se vaciarán cuando se aplique la máxima presión dentro de la olla (en la parte superior del plato) y la atmosférica (en la parte inferior del mismo).

Para las determinaciones de valores de succión mayores a 1 bar se utilizan también los aparatos de membrana de presión. El aparato es similar al equipo de platos de tensión y solamente difiere en la naturaleza del plato sobre el que se colocan las muestras de suelo; la figura 29 muestra esquemáticamente un plato de membrana de presión.

Figura 28. Aparato de plato de presión utilizado para determinar las relaciones entre el contenido de humedad y la tensión de matriz de los suelos. Una fuente externa de aire comprimido crea una presión dentro del extractor. El agua es

forzada a salir de los poros del suelo a través de un plato poroso hacia una cavidad a la presión atmosférica, desde la que drena al exterior.(Brady, 1984)

Cuando se aplica presión al interior de la olla, el potencial del agua en la muestra aumenta y en la zona de contacto entre el suelo y la porcelana el agua de la muestra fluye espontáneamente hacia la cavidad bajo el plato. Como la cavidad está también llena de agua, a medida que le llega la eliminada de la muestra la va perdiendo, observándose un goteo en el tubo de desagüe externo, el que cesará al

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llegarse al equilibrio entre la presión aplicada al extractar el potencial del agua en la muestra del suelo y el contenido de agua correspondiente en la muestra.

Determinando si el contenido de agua a diferentes presiones (0 succiones), se pueden construir curvas de succión : contenido de agua como las ilustradas en la figura 20.

Por información más detallada sobre el método, ver Ríchards (1965), Taylor y Ashcroft (1972), Reichardt (1975)., Topp et al, (1993).

3.3.5.4 Estimación del agua retenida a diferentes succiones de matriz mediante modelos matemáticos.

Ante la evidencia de que la capacidad del suelo para retener agua se relaciona con algunas propiedades de aquel, tales como la granulometría y el contenido de materia orgánica, diversos autores han intentado establecer modelos de predicción del contenido de agua a determinados valores de succión en base a las propiedades indicadas. Los fundamentos, las aplicaciones y las limitaciones de la estimación del contenido de agua en el suelo mediante modelos han sido discutidas por Silva et al. (1988); se remite al lector a dicho trabajo para profundizar el tema, así como para obtener referencias adicionales.

En Uruguay, la primera aproximación fue elaborada por Labella y Alvarez (1969) quienes trabajaron sobre un rango de suelos de texturas diferentes pero que no incluían las franco arenosas o más livianas. Hofstadter (1973) me- jor6 los modelos desarrollados por Labella y Alvarez al trabajar con un numero mayor de suelos cuyo rango texturas era también más amplio. Fernández (1979), trabajando con muestras molidas, desarrolló nuevos modelos a partir de los datos disponibles para 283 horizontes de numerosos suelos cuyos contenidos de arena, limo, arcilla y materia orgánica eran muy variables. Este autor ajustó los siguientes modelos para estimar la capacidad de campo (agua retenida a 113 bar), el coeficiente de marchitéz (15 bars) y el agua disponible (diferencia entre capacidad de campo y coeficiente de marchitéz); en todos los casos, los resultados están expresados como contenidos de agua gravimétricos.

HP% a 0.33 bar = -42,5228 - 0,0714(mat. org. %) + 0,4186(arena %) + 0,7143 (limo %) + 0,9811 (arcilla %)

HP% a 15 bars = -58,1313 + 0,3718(mat. org. %) + 0,5683(arena %)+ 0,6414 (limo%) + 0,9755 (arcilla %)

HP% entre 0.33 y 15 bars = -23,8725 - 0,4519(mat. org. %) + 0,2463(arena %)+ 0,4663 (limo %)+0,4020(arcilla %)

Los coeficientes de determinación de cada una de las tres ecuaciones de regresión múltiple anteriores fueron 0,864 , 0,812 y 0,818, respectivamente, lo que indica que dichas ecuaciones son estimadores confiarles de los parámetros considerados. La mayor limitación que presentan deriva del hecho de haber sido obtenidas sobre la base de datos provenientes de muestras molidas, lo que en el caso de la capacidad de campo (y por lo tanto, del agua disponible implica sobreestimación , por las razones ya explicadas y por las siguientes.

Al respecto, Silva et al. (1988) señalan que la retención de agua a altos valores de potencial de matriz (tensiones próximas a capacidad de campo) no es la misma según se la determine en muestras perturbadas o imperturbadas. Como ya se indicó, trabajando con datos de 240 horizontes pertenecientes a 48 suelos de diferentes zonas del Uruguay, dichos autores verificaron que a medida que crece la retención de agua gravimétrica a -1OKPa (-0,1 bar) de potencial de matriz, la estimación en muestras perturbadas sobreestima en forma creciente a la realizada en muestras inperturbadas. La tendencia se invierte a bajas retenciones de agua, como es el caso de los suelos arenosos. Silva et al. (1988), obtuvieron las siguientes ecuaciones de regresión múltiple para la estimación de la capacidad de campo y el coeficiente de marchitéz, expresados en porcentaje gravimétrico de contenido de agua.

Horizonte Ecuación R2

A CC = 18,448 - 0,125 (arena %) + 1,932 (mat. org. %)+ 0,295 (arcilla %) 0,621

B CC = 9,879 + 3,558 (mat. org. %) + 0,336 (arcilla %) 0,318

A (arenosos) CC = 8,658 + 2,571 (mat. org. %) + 0,296 (limo %) 0,943

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A CMP = -2,177 + 0,393 (arcilla %) + 1,206 (mat. org. %) 0,614

B CMP = -0,861 + 0,257 (arcilla %) + 2,440 (mat. org. %) + 0,047 (arena %) 0,362

En las ecuaciones precedentes CC significa capacidad de campo (agua retenida a 0,1 bar de succión en muestras imperturbadas) y CMP coeficiente de marchitéz (agua retenida a 15 bars en muestras perturbadas).

NOTA: 0,1 bar = 10KPa; 15 bars = 1.5OOKPa.

Tal como lo indican Silva et al. (1988), lo primero a destacar es que la variable arcilla aporta muy poco a la explicación de la retención de agua a 0.1 bar (10 kPa) de succión de matriz en muestras imperturbadas y que en los horizontes A la variable granulométrica más importante es la arena. Esta variable pierde importancia al considerar solamente los horizontes arenosos, seguramente porque en ellos su rango de variación es muy estrecho, y en los horizontes B porque el contenido de arena es muy bajo.

En segundo lugar, el contenido de materia orgánica aparece sistemáticamente como una variable de importancia, especialmente en los horizontes A y sobre todo en los horizontes más arenosos. Este efecto seguramente deriva de la importancia de la materia orgánica en el desarrollo de la estructura y del efecto de ésta en la retención de agua a bajas succiones de matriz.

En tercer lugar, la variación del contenido de agua a 15 bars de tensión está principalmente explicada por el contenido de arcilla, lo que está de acuerdo con el concepto de que el agua retenida con alta energía se encuentra en los espacios de intercapa de los minerales arcillosos y en los microporos muy finos. La contribución del contenido de arcilla a la explicación de la variabilidad del agua retenida a 15 bars es del 53% en los horizontes A y del 24% en los horizontes B. El descenso de dicha contribución en el horizonte B debe estar explicado porque en él, la variabilidad en el contenido de arcilla es muy inferior a la existente en los horizontes A.

Por último, debe señalarse que las variables manejadas explican muy poco del total de la variación en la retención de agua de los horizontes B tanto a 0,1 como a 15 bars de succión, según surge de los coeficientes de determinación de las regresiones respectivas.

Silva et al. (1988) también revisaron las relaciones existentes entre los contenidos de agua a diferentes tensiones de matriz y concluyeron que es posible estimar el contenido de agua retenida a 100 kPa (1 bar) y a 1.500 kPa (15 bars) a partir del dato de agua retenida a 10 KPa (0,1 bar). Los autores citados ajustaron los siguientes modelos, en los que puede apreciarse que la estimación es más confiable en el caso de la retención a 100 kPa, según lo indican los coeficientes de determinación respectivos.

HP% a 1 bar = - 1,543 + 0,944 (HP% a 0,1 bar) R2 = 0,964

HP% a 15 bar = - 5,049 + 0,739 (HP% a 0,1 bar) R2 = 0,754 Las ecuaciones de regresión precedentes ratifican parcialmente lo señalado por Briggs y Shantz (citado por Baver, 1956) en el sentido de que el coeficiente de marchitéz permanente puede obtenerse dividiendo el equivalente de humedad (una estimación de la capacidad de campo) por 1,84. Hofstadter y Durán(1985), trabajando con suelos del noreste de Uruguay, hallaron un valor medio de 1,8 para el cociente entre CC y CMP, muy similar al citado por Bríggs y Shantz, pero indicaron que la relación no es fija y que varía entre valores de alrededor de 1,6 para valores de capacidad de campo elevadas hasta valores de 3 o mas para capacidades de campo bajas. Concluyeron que las ecuaciones de regresión que relacionan la capacidad de campo con el coeficiente de marchitéz son válidas para valores de capacidad de campo medios a altos (suelos de texturas medías a finas), pero que pierden precisión en los suelos arenosos que retienen poca agua a 0,1 bar de tensión. Ello se aprecia claramente al observar que la ecuació6n que estima el agua retenida a 15 bars a partir de la retenida a 0,1 bar (ver pag. anterior) tiene un intercepto negativo - 5,049; el hecho coincide con lo Indicado por Hofstadter y Durán (1985), que obtuvieron un intercepto también negativo de -7,09 en el modelo ajustado para los suelos con los que trabajaron.

Con las salvedades expuestas, la estimación del coeficiente de marchitéz permanente puede realizarse a partir del valor de capacidad de campo, mediante la ecuación desarrollada por Silva et al. (1988), sí la finalidad no es muy exigente, como es el caso de muchos problemas prácticos de riego. La pérdida de precisión está justificada en tal caso por el gran ahorro de tiempo y esfuerzo que implica el no tener que

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determinar la retención de agua a 15 bars, una operación tediosa que insume varios días (mas de una semana) para lograr que las muestras se equilibren a esa presión tan elevada dentro de los extractores.. 3.4 MOVIMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO 3.4.1 Introducción. En esta sección se discuten las condiciones en que se produce el movimiento del agua en el suelo y los factores que intervienen en el proceso. El agua es un constituyente del suelo notablemente dinámico, reconociéndose tres tipos de movimiento dentro del suelo: flujo saturado y flujo no saturado (en los que el agua se mueve en forma líquida) y flujo de vapor. Se analizarán más detalladamente los movimientos en fase líquida, ya que son los de mayor interés agronómico.

La entrada de agua en el suelo, llamada infiltración, tiene la mayor relevancia en la recarga de agua a partir de las precipitaciones o el riego. Si la velocidad de aporte de agua (Intensidad de lluvia) supera a la velocidad con la que el suelo la deja infiltrar, se produce el escurrimiento del exceso no : Infiltrado. La energía cinética del escurrimiento, al correr sobre el suelo, realiza el trabajo de transportar las partículas previamente desagregadas por el impacto de las gotas de lluvia al chocar sobre la superficie. Ello constituye el proceso de erosión y entender cómo se produce la entrada de agua al suelo y qué factores la regulan resulta entonces claramente importante.

También es de importancia entender de qué depende la mayor o menor velocidad con que el agua en exceso (agua gravitacional) abandona el suelo, es decir, comprender el proceso de drenaje interno.

Por otra parte, las características del suelo que determinan la mayor o menor resistencia que él opone al movimiento del agua influyen sobre la llegada de agua a las raíces y sobre la determinación del estado de hidratación de las plantas, según se verá en el capítulo 5.

Parece entonces que es obvia la gran importancia agronómica que tiene el estudio del movimiento del agua en el suelo. Por último si bien se prestará fundamental importancia al movimiento del agua en estado líquido, no se ignorará el movimiento en fase gaseosa aunque el misma cobra importancia solamente a bajos contenidos de agua, cercanos al límite inferior del agua disponible (Black, 1975). A ello se agrega que el movimiento de agua en forma de vapor está regido por las mismas leyes físicas que el movimiento en forma líquida.

3.4.2 Ecuación de Darcy. El agua se mueve espontáneamente para resolver diferencias de Potencial total (Ψt) entre los diferentes puntos del sistema . El movimiento del agua en el sistema suelo - planta - atmósfera, solamente no ocurre si el Ψt es igual en todos los puntos; en este caso habría una situación de equilibrio.

En 1856, un francés de nombre Darcy estableció una simple relación matemática entre la fuerza impulsora (la diferencia de potencial) del movimiento de agua en el suelo y otros cuerpos porosos y la magnitud del movimiento generado. Esta expresión, tal como se la utiliza en sistema suelo - planta es:

q = K . Gradiente de potencial Dónde q: densidad de flujo (cm3/cm2.s) Esta expresión significa que q es directamente proporcional al gradiente de potencial entre dos puntos del sistema bajo consideración y a "K" se le denomina "conductividad hidráulica". El gradiente de potencial es la diferencia de potencial total (Ψt) por unidad de distancia entre dos puntos considerados. Si Ψt se expresa en energía por unidad de peso del agua del sistema, ya se explicó que las unidades son las de la altura de una columna de agua por Ej. cm. Como también se

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puede expresar en cm la distancia entre dos puntos, resulta que el gradiente de potencial será adimensional (cm/cm), y de esa manera Q y K pasan a expresarse en las mismas unidades:

q = - K . (∆ Ψt/ ∆x) (cm3/cm2.s = cm/s) (cm/s) (cm/cm)

En esta nueva expresión el significado de los tres componentes de la ecuación es el siguiente:

q: cantidad de agua que se mueve por unidad de superficie de un plano perpendicular a la dirección de flujo, por unidad de tiempo. ∆ Ψt/ ∆x: gradiente de potencial del agua entre dos puntos considerados (fuerza impulsora del movimiento). K: Conductividad hidráulica. Es una característica del medio en que se mueve el agua (en nuestro caso predominantemente el suelo), que cuantifica la facilidad que el mismo ofrece al movimiento. El signo negativo es en este caso vectorial. Indica simplemente que el movimiento tiene el sentido de mayor potencial hacia menor potencial. Esta expresión es análoga a otras que relacionan el movimiento de masa o energía con el gradiente de energía que lo genera y la facilidad o resistencia que realiza el medio en que se produce el movimiento.

Veamos algunos ejemplos como la ley de Ohm: I = V/R

I : Corriente eléctrica que pasa por un conductor. V: Voltaje (gradiente de potencial eléctrico). R: Resistencia eléctrica. Su inversa (1/R), se conoce también como conductividad eléctrica. Otro ejemplo: El movimiento de calor, o energía calórica en un cuerpo, incluyendo al suelo, responde a la expresión:

Densidad de flujo de calor = - λ .( ∆T/ ∆x) (calorías/cm2.s) (cal/cm.s.ºC) (ºC/cm) λ : conductividad térmica del suelo ∆T/ ∆x : gradiente de temperatura, la fuerza impulsora del movimiento del calor. Un ejemplo más: El movimiento de un gas como el O2 en el suelo responde a: Densidad de flujo de O2 = - K O2 . ( ∆PO2/ ∆x) PO2 : Presión parcial de O2 K O2 : Conductividad de O2

Estos ejemplos son para hacer notar al lector, que la dinámica de la masa (entre ella la del agua) y la energía en el sistema suelo-planta-atmósfera, responde a los mismos principios físico-químicos correspondientes a lo que se conoce como las leyes de la termodinámica. Volvemos entonces a la Ley de Darcy, para el movimiento de agua. En dicha expresión queda claro que, dado un gradiente de potencial total del agua, la magnitud de movimiento depende del valor de K. Concentrémonos entonces en imaginar una unidad de área transversal al flujo que debe atravesar el agua en su movimiento entre dos puntos en el suelo (figura 29 )

47

a

Agu

Fiugra 29. Secciones transversales de Se observaron en ella 3 secciones transveb) comprenden a la misma sección de uncampo (b). La tercer sección (c) correspomacroporosidad (la porosidad predominan A saturación, el agua moviéndose en senfigura 29, tiene un área disponible para dicla ocupada por agua, es decir, la porosidisminuir el contenido de agua del suelo dde la situación a a la b ) , se observa queagua cuando el suelo estaba a saturaciónestá ocupada por aire (b); queda como área las películas de agua alrededor de las paporosidad (su cantidad, tamaño y continuconductividad hidráulica del suelo, y por lo 3.4.3 Movimiento del agua en flujo satur En la mayoría de los suelos, al menos alguel espacio poroso no está saturado. Bajo cpuede estar completamente saturado; ellollenos de agua. Los horizontes inferioresaturados con agua. Aún en los suelos saturadas. Por encima de horizontes arciestar completamente saturados en formafuerte lluvia o de la aplicación de riego,enteramente llenos de agua.

Cuando el suelo está saturado, el agua qugravitacional y su movimiento tiene lugarpotencial gravitacional (Ψg). En algunos csuelo seco, se producen movimientos sim(Ψm), lo que indica que la separación esimplificación. No obstante, dicha divisiónumerosas circunstancias puede distinguirtratamiento separado de ambas condicione

Una ilustración del flujo vertical saturado e

b

a

suelo con diferentes contenidos de hume

rsales a un eventual movimiento de a suelo saturado de agua (ab) y cer

nde a un suelo saturado de estructute entre agregados).

tido perpendicular a los de los planho movimiento mucho mayor en a

dad que macroscópicamente vemoel suelo desde saturación a capaci

parte muy importante del área dispo (a), ya que no lo está a capacidad a disponible para el movimiento de artículas. Es entonces evidente que eidad), son los factores que determtanto, la facilidad del movimiento de

ado.

nos poros contienen aire además deiertas circunstancias, sin embargo, significa que todos los poros -grans de los suelos pobremente drenbien drenados, algunas porciones llosos compactos, por ejemplo, los temporaria. Durante e inmediatam

los poros en la parte superior de

e principalmente se mueve es la no a través de los macroporos, impuasos, como en la infiltración de agua

ultáneos bajo gradientes de Ψg yn flujo saturado y no saturado es

n ayuda en el análisis, lo que unidse claramente entre flujo saturado ys.

s la que se muestra en la figura 30.

c

dad y estructura.

gua. Las secciones a) y cano a la capacidad de ra más gruesa y menor

os de las 3 capas de la que en c. Dicha área es s ocupada por agua. Al dad de campo (pasando nible para el pasaje del

de campo porque ahora gua lo que corresponde l contenido de agua y la inan la magnitud de la l agua en el mismo.

agua; ello significa que al menos parte del perfil des o pequeños- están ados están a menudo

del perfil están a veces poros del suelo pueden ente después, de una

l perfil están a menudo

retenida o sea el agua lsado por gradientes de desde superficie de un de potencial de matriz en buena medida una o al hecho de que en no saturado, justifica el

48

La fuerza impulsora en este caso es la diferencia de potencial total entre los puntos A y B (∆Ψ = ΨA - ΨB = (h+L) - 0), dividida la distancia vertical entre los dos puntos (L). Determinando la densidad de flujo (q) con un cronómetro y el recipiente en la parte inferior de la muestra, se indica el cálculo del valor de la conductividad hidráulica en flujo saturado (K0).

ΨA = ΨmA +ΨsA + ΨpA + ΨgA ΨmA = 0 ΨpA = h cm. ΨgA = L cm. ΨB = ΨmB +ΨsB + ΨpB + ΨgB ΨsA = ΨsB ΨpB = 0 ΨgB = 0 ∆Ψ = (h + L)cm q = - Ko (h + L) Ko = q . L ∆z L cm. L h + L

Figura 30 Flujo saturado (percolación) en una columna de suelo de longitud vertical L. Todos los poros del suelo están llenos con agua . Se indican los valores de Ψt en los puntos A y B, en ambos extremos de la

columna de suelo así el de como sus componentes y se ilustra el cálculo de la conductividad hidráulica en flujo saturado (K0), según la ecuación de Darcy.

Si el suelo no está totalmente saturado, como es el caso obvio que lleva a la aplicación de riego, el agua entra al suelo parcialmente impulsada por el gradiente Ψg en sentido vertical y por gradiente de Ψm en sentido lateral como se indicó. Efectivamente, si se pone una lámina de agua sobre la superficie o si se la ubica en surcos, como en los dos casos de la figura 31, el agua libre penetra por los poros más gruesos y por ella cae verticalmente obedeciendo a gradientes de Ψg. Pero al pasar el agua por los poros más gruesos, entra en contacto con poros finos dentro de los agregados del suelo, que si no están llenos, la succionan dentro de ellos (gradiente de Ψm). Ello explica que a partir del surco que aporta agua en la superficie, la misma se mueve lateralmente, además de hacerlo preferentemente verticalmente, en ambos casos.

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Figura 31. Velocidades comparativas del movimiento del agua de riego en un suelo franco arenoso y en uno

franco arcilloso. Nótese la velocidad de movimiento mucho más rápida en el suelo franco arenoso,

especialmente en dirección descendente (Brady, 1984).

Se observa que el agua se movió hacia abajo mucho más rápidamente en el suelo franco arenoso que en el franco arcilloso. Como contrapartida, el movimiento horizontal fue mucho mas evidente en el franco arcilloso.

Todo factor que afecte el tamaño y la configuración de los poros del suelo influirá sobre la conductividad hidráulica. La velocidad total de flujo en los poros del suelo es proporcional a la cuarta potencia del radio. De tal manera, el flujo a través de un poro de 1mm de radio es equivalente al que tiene lugar en 10.000 poros de 0,1 mm de radio, aún cuando se necesitan solamente 100 poros 0,1mm de radio para obtener la misma sección transversal que en un poro de 1mm. Esto se explica por el rozamiento del agua contra las paredes de los poros.

Naturalmente, bajo las circunstancias descritas es el espacio de macroporos el que explica la mayor parte del movimiento de agua en flujo saturado. Más específicamente, para un gradiente de potencial determinado, la velocidad del movimiento del agua depende de la conductividad hidráulica que es función del volumen de poros. En flujo saturado, está fuertemente correlacionada con: a) el Volumen de macroporos y b) el tamaño de dichos macroporos. El efecto del tamaño de los macroporos está ilustrado por el cuadro 5.

CUADRO 5. Efecto del tamaño de partículas en el flujo saturado del agua en el suelo (Baver, 1956).

Material Macroporos, %

Velocidad de flujo, cm.min-1

Arena de cuarzo 40 - 60 mallas 22 67,5 Arena de cuarzo 20 - 40 mallas 22 121,6

Las cifras del cuadro permiten observar que aunque el volumen total de macroporos en la arena gruesa y en la fina es el mismo, el flujo de agua es mayor en la arena más gruesa (20 - 40 mallas). Ello se debe a que cuando mas grandes sean los poros, menor será el rozamiento del agua en sus paredes y mayor por lo tanto la velocidad del movimiento.

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Por su parte, el efecto del volumen total de macroporos se puede ver con claridad en la figura 32, que muestra que la conductividad en flujo saturado, que a todos los fines prácticos se puede considerar igual al flujo1, está estrechamente asociada al porcentaje de poros no capilares del suelo. La magnitud del efecto queda de manifiesto observando que al aumentar la macroporosidad, la conductividad hidráulica aumenta en forma exponencial.

Figura 32. Relación entre la velocidad de percolación y la porosidad no capilar (Baver, 1956). Un trabajo reciente, basado en datos experimentales de un sinnúmero de muestras de materiales de suelo del mundo, disponible en la base de datos de la FAO, propone una función exponencial de la macroporosidad para estimar conductividad hidráulica en flujo saturado, de aplicación universal (Paulsen et. al. 1999). Como consecuencia del efecto de la macroporosidad sobre la conductividad hidráulica en flujo saturado, resulta fácil comprender que la textura y la estructura de los suelos son las propiedades a las que dicha conductividad está más directamente relacionada. Los suelos arenosos tienen generalmente mayores conductividades saturadas que los suelos de textura fina. Asimismo, los suelos con estructura granular estable conducen el agua mucho más rápidamente de lo que lo hacen aquellos con estructuras inestables que se destruyen al mojarse. La arcilla y el limo pueden obstruir los pequeños canales de conexión aún de los poros mayores. Los suelos de textura fina que se agrietan al secarse permiten inicialmente un rápido movimiento del agua; luego, estas grietas se cierran y el movimiento del agua se reduce por lo tanto drásticamente. 3.4.4 Conductividad hidráulica y permeabilidad. La conductividad hidráulica es la constante de la Ley de Darcy. La permeabilidad, por su parte, es la velocidad con que el agua pasa a través del suelo saturado medida en condiciones estándar, es decir, bajo una diferencia de potencial estándar. De esta forma, la conductividad hidráulica y la permeabilidad se relacionan entre sí mediante una constante. Ni la conductividad hidráulica ni la permeabilidad son constantes para un suelo u horizonte dados, sino que ambas cambian con el tiempo de acuerdo a los procesos que sufre el suelo. Esto es especialmente cierto para los horizontes que poseen contenidos moderados a altos de coloides expansivos. A medida que éstos se hinchan, el tamaño de los poros disminuye y por lo tanto, K será mayor cuando se parte de

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1.Ya que si Ψg se expresa en cm de agua no participa Ψp (si no hay sobrecarga), el gradiente es igual a uno, porque la diferencia de potencial y la distancia son iguales en magnitud y dimensión.

un suelo seco, pero en tanto el mismo se vaya humedeciendo, los coloides se expandirán y K disminuirá. Debido a lo anterior, y a fin de estandarizar las determinaciones, se determina la conductividad hidráulica mínima haciendo percolar agua a través del suelo hasta que la velocidad de percolación se haga constante. Los valores de K son importantes en la evaluación de las posibilidades de drenaje de un suelo. De nada servirá, por ejemplo, colocar tubos colectores de agua en exceso en un horizonte si la conductividad hidráulica de los horizontes por encima de él y/o su propia conductividad son muy bajas, ya que será muy escasa la cantidad de agua gravitacional que llegará a los colectores.

En la mayoría de los suelos del Uruguay no afectados por la presencia de una napa freática alta, es el horizonte B texturas (argilúvico) el que presenta la menor conductividad hidráulica, de acuerdo con la investigación realizada hasta el presente y como era lógico esperar a partir de los estudios morfométrícos de numerosos perfiles y de su granulometría. Al respecto, son bien ilustrativos los datos presentados en el Cuadro 6 en el que se recopila información obtenida por diferentes autores. Las cifras indican que la conductividad hidráulica de los horizontes B -y en numerosos casos también la del horizonte A- es extremadamente baja. En el caso de suelos de las planicies del este (perfiles 22 C 23, 21 D 36 y 69 B), las cifras indican que la factibilidad de mejorar su drenaje natural es casi nula. Ello constituye sin embargo una ventaja para el cultivo del arroz, el más aconsejable en estos suelos, ya que su permeabilidad tan reducida permite evitar las pérdidas de agua por percolación profunda lo que disminuye el consumo de agua de riego que es un insumo importante del cultivo. En otros suelos del Cuadro 6, situados mayoritariamente en laderas, la baja conductividad hidráulica supone que sus horizontes superiores se saturarán con relativa rapidez ante lluvias intensas lo cual facilitará el escurrimiento superficial y por lo tanto el riesgo de erosión . Si además la infiltración del horizonte A es lenta, el fenómeno será aún más manifiesto. El proceso de infiltración se analiza más adelante. La conductividad hidráulica muy lenta que implican los valores del Cuadro 6 quedan de manifiesto si se los compara con alguna de las clasificaciones de dicho parámetro que son de uso corriente a nivel internacional, particularmente en zonas de regadío donde la permeabilidad del suelo es un elemento esencial para el diseño correcto del sistema de riego y para estimar la necesidad y viabilidad del drenaje. Una de estas clasificaciones -con muy pocas clases -se muestra en el Cuadro 7; estas clases han sido usadas en la clasificación de los suelos por aptitud para riego empleada por el Bureau of Land Reclamation de los EE.UU. 3.4.5 Determinación de la conductividad hidráulica en flujo saturado. La conductividad hidráulica vertical (permeabilidad) puede determinar- se en el laboratorio utilizando un permeámetro con carga hidráulica constante. La cantidad de agua que fluye a través del suelo por unidad de tiempo se mide y el valor K se calcula usando la ecuación de Darcy, tal como se explicó en la figura 30. También, puede realizarse una aproximación de cálculo de la conductividad hidráulica en flujo saturado si en vez de mantener una cara hidráulica constante (altura constante de agua sobre la muestra), se pone sobre la muestra un cierto volumen de agua (una cierta altura) y se toma el tiempo hasta que ella desaparezca. Este procedimiento el de carga hidráulica variable (Juri et. al, 1991).

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Cuadro 6. Valores de conductividad hidráulica en flujo saturado para los horizontes de diversos suelos del Uruguay, en cm.día -1 (García, 1984 modificado).

Autor Identificación del suelo Horizonte A Horizonte B Hoeckstra (1969)* Lomadas TT 1 1,15 0,02 Lomadas TT 2 0,24 0,14 Llanura alta C22-23 5,88 0,41 Llanura alta D21-36 3,34 0,5 Llanura alta B?-69 15,36 0,1 Vertisol B?-44 49,42 2,09 Brunosol Eutrico F26-33 36,0 0,79 Brunosol Subéutrico D25-15 33,0 1,85 Capurro y Ponce de León (1980)

Vertisol Rúptico 67,68* 3,12*

Brunosol Subéutrico 4,32 2,16 Argisol Subéutrico 0,72 0,0 Cayota, Freiría y Petraglia (1981)

Brunosol Subéutrico 4,08 0,24

Brunosol Subéutrico 6,24 1,2 Brunosol Eutrico 198,24 Brunosol Eutrico 33,36 4,08 Brunosol Eutrico 59,52 0,24 Argisol Subéutrico 170,64 1,92 Luvisol Melánico 106,08 2,4 Acrisol Umbrico 53,04 0,72 Kaplan y Ponce de León (1981) Vertisol Rúptico 72,0* 0.0** Terzaghi y Sganga (1981) Vertisol Tl, (chacra) 3,36 0,0 Vertisol Li (C. natural) 4,32 2,16 Argisol Cs (chacra) 0,72 0,0 Vertisol Tl (C. natural) 67,68 Planosol Al (viña) 65,76 1,2 Brunosol NH, (P.A) 167,04 3,84 Argisol Me, (viña/chacra) 66,72 10,08 Planosol RdP , (chacra) 119,28 33,26 Brunosol Rg (C. natural) 100,8 1,44 Brunosol Mi, (chacra) 167,52 0,0 Brunosol CG, (viña) 142,32 30,96 Brunosol Li, (chacra) 26,16 1,92 Brunosol So, (C.N. avena) 156,00 13,92 Planosol Al, (C.N.) 56,64 3,12

Determinaciones realizadas en el campo con el método del agujero de taladro (ver Holmes et al., 1967 y Boersma, 1965a y 1965b).

**Horizonte Au1 ***Horizonte Au2 o Au3 Notas: C.N. = campo natural; P.A. = pradera artificial.

CUADRO 7. Clases de conductividad hidráulica en flujo saturado.

Clase K en cm.hora -1 K en cm.día -1 Lenta a moderada < 2,5 < 60 Moderada a buena Excesiva Excesiva2,5 - 7, 5 60 - 180 Moderada a buena > 7,5 > 180

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Los métodos de laboratorio descritos no siempre arrojan resultados enteramente confiables o mejor dicho, no reproducen con exactitud el fenómeno de la percolación tal como ocurre en los suelos. En gran medida ello se debe a la perturbación que sufre el suelo al ser muestreado y trasladado al laboratorio. Por otra parte, las muestras no pueden tener dimensiones grandes por razones de índole práctica, lo que contribuye a que las condiciones en que se mide la conductividad hidráulica en el laboratorio difieran de las del terreno.

Por las razones expuestas, es aconsejable que la conductividad hidráulica saturada se mida directamente en el campo, para lo cual el método más frecuentemente utilizado es el denominado "método del agujero del taladro" (auger hole method). La figura 33 muestra esquemáticamente el procedimiento seguido, que básica mente consiste en medir la variación de nivel del agua, en función del tiempo, dentro del agujero abierto con un taladro apropiado. Si se trata de un suelo con napa freática alta, como es el caso ejemplificado en la figura 33, una vez abierto el agujero se lo desagota con una pequeña bomba manual y luego se mide el ascenso del agua mediante la cinta graduada que posee un flotador en su extremo inferior, tomándose el tiempo inicial y el de realización de cada medida. Cuando se trata de medir la conductividad hidráulica de un suelo cuya napa freátíca se encuentra por debajo del o de los horizontes cuya conductividad interesa conocer, se procede de igual manera pero el agujero debe llenarse hasta una cierta altura de agua y luego se mide la variación del nivel de agua en función del tiempo. En este caso no se mide la velocidad con la cual el agua ingresa al agujero sino aquella con la cual sale de 11, es decir, la velocidad con que el horizonte considerado elimina el agua gravitacional. Por mayores detalles del método puede consultarse a H.F.J. Van Beers: The auger hole method. A field measurement of the hydraulic conductivity of soil below the water table. Bol. 1, ILRI, 1983, Wageníngen.

Figura 33 . Diagrama del método seguido en la determinación de la conductividad hidráulica en el procedimiento del agujero de taladro (Van Brees, 1983)

Notas explicativas de la figura 33: H = profundidad del agujero por debajo de la napa freática. Y1 = distancia entre la napa freática y la elevación de la superficie del agua después de eliminar el agua en el momento de la primera lectura. Y2 = ídem al final de la medida.

T1 Tiempo inicial, cuando el agujero es vaciado con la bomba.

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T2 = Tiempo final, cuando el agua alcanza la altura Y2 en relación a la altura de la napa freática. r = radio del agujero S = profundidad de la capa impermeable debajo del fondo del agujero. Este es un caso más complejo desde el punto de vista matemático, ya que el agua, una vez secado artificialmente el agujero, penetrará al mismo desde sus paredes y su fondo. Obviando el desarrollo matemático para obtenerla, se llega a la siguiente fórmula de cálculo de Ko Ko = r . A. Ln (Y1 - Y2)/ (2S + r) (T1- T2), dónde A es un coeficiente empírico. 3.4.6 Movimiento del agua en flujo no saturado En condiciones de campo, la mayor parte del movimiento del agua del suelo ocurre cuando los poros del suelo no están completamente saturados con agua. Los macroporos del suelo están mayormente llenos de aire y los microporos (poros capilares) con agua y algo de aire. Más aún, la irregularidad de los poros del suelo da como resultado que existan zonas con agua que no están en contacto entre sí. El movimiento del agua en tales condiciones es muy lento comparado con el que ocurre cuando el suelo está saturado. La conductividad hidráulica está también muy influida por el contenido de agua del suelo (figura 34), como ya se explicó.

Figura 34. Conductividad hidráulica en 2 suelos en función de Ψm (Gardner, 1960) A altos valores de contenido de agua, especialmente cerca de la saturación -potenciales de matriz próximos a cero - una gran proporción del agua del suelo está en los macroporos y el flujo saturado es relativamente rápido. A medida que el contenido de agua y el potencial de matriz disminuyen, el agua del suelo está retenida mayormente en los microporos y la conductividad hidráulica se reduce exponencialmente. Ello se aprecia claramente en la figura 34 que muestra dicha disminución de la conductividad hidráulica cuando el potencial de matriz cae por debajo del potencial de matriz correspondiente a la capacidad de campo (0,1 bar). El fenómeno es aún más acentuado en el suelo arcilloso que en el suelo franco, ya que en el arcilloso la reducción en la conductividad hidráulica ya comienza a manifestarse a una tensión menor incluso a la capacidad de campo.

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Otra conclusión que surge de la figura 34 es que mientras que en flujo saturado el valor de K es virtualmente constante, en condiciones de flujo no satura do dicho valor varía significativamente con el contenido de agua o el potencial de matriz, por lo que se le denomina frecuentemente Kθ o conductividad capilar. En condiciones de flujo no saturado no existe obviamente agua gravitacional y, aunque el potencial gravitacional contribuye en pequeña medida al movimiento del agua, éste se debe casi exclusivamente a diferencias en el potencial de matriz. Como este se ejerce fundamentalmente en los poros capilares se encuentra a veces en la bibliografía que al movimiento en flujo no saturado se le denomina también movimiento capilar, aunque ello no es estrictamente correcto.

La caída de la conductividad hidráulica al disminuir el contenido de agua es la principal explicación de la lentitud del movimiento de agua que ocurre generalmente en los suelos luego de la desaparición del agua gravitacional; este hecho ha contribuido a desarrollar el concepto de capacidad de campo ya discutido en 3.2.2 . Ello se puede ver claramente a través de los datos presentados en la figura 34b. Evidentemente, el gradiente de potencial existente entre los 61 cm centrales a capacidad de campo y los 61cm inferiores o superiores, con muy bajo contenido de agua, debía ser muy grande al comienzo del experimento. Sin embargo, a los 144 días -durante los que se evitó que la superficie se secara por evaporación- la redistribución de agua observada fue muy poca. Aún subsistían enormes diferencias de contenido de agua y por lo tanto enormes gradientes de potencial, debido a que el movimiento de agua fue muy lento. Esto se explica por la bajísima conductividad (capilar) que presenta el suelo en las zonas con bajo contenido de agua, aún tratándose de un suelo de textura fina. Esta movilidad tan baja del agua llamada retenida» tiene una gran importancia en la determinación del estado de hidratación de las plantas,.como se verá más adelante.

Al margen de las diferencias señaladas entre el movimiento de agua en flujo saturado y no saturado, resulta importante dejar en claro que ambos están gobernados por los mismos principios generales, por los cuales la dirección y la velocidad del flujo están relacionados a la conductividad hidráulica y a una fuerza de impulsión. La conductividad es, como se dijo, esencialmente constante en el flujo saturado, pero varía sensiblemente con el contenido de agua del suelo en el flujo no saturado. A su vez, la fuerza de impulsión es siempre una diferencia de potencial: -gravitacional en el caso del flujo saturado y de matriz (o capilar) en el no saturado -.

Figura 34b. Movimiento de agua ascendente y descendente durante 144 días en un suelo Franco Arcilloso. Los

contenidos iniciales fueron: los 61cm superiores y los 61 cm inferiores, 3,5%, Ios 61cm centrales 22% (capacidad de Campo). (Veihmeyer, 1927, cit. por Black, 1975).

56

3.4.7 Casos importantes del movimiento del agua en flujo no saturado. Al analizar más detalladamente el flujo de agua no saturado, existen va rías situaciones diferentes a considerar por su importancia práctica y porque ejemplifican adecuadamente los principios generales que rigen el proceso. En tal sentido se considerarán por separado las situaciones siguientes.

1. Movimiento "capilar" dentro de un suelo ya drenado, desde zonas húmedas a zonas menos húmedas, y desde el suelo hacia la planta, en ausencia de agua gravitacional.

2. Ascenso capilar a partir de una napa freática o sea movimiento desde el agua libre (napa) contra

el gradiente de Ψg, siguiendo un gradiente de Ψm. 3. Proceso de mojado del suelo a partir de una lámina de agua libre en su superficie; movimiento a

favor de los gradientes de Ψg y de Ψm. 3.4.7.1 Movimiento dentro de un suelo ya drenado y del suelo a la planta. Cuando el contenido de humedad de un suelo es igual o menor a su capacidad de campo, la succión de matriz será del orden de 0,1 a 0,33 bar, o me nor. A estos potenciales, los gradientes de Ψg que puedan existir no tienen casi importancia frente a los gradientes de Ψm. En esta situación la ley de Darcy podría escribirse: q = - Kθ . ∆ Ψm / ∆x, y, z Según esta fórmula, a mayor gradiente de Ψm, mayor valor de q. Pero como q depende también de Kθ, debe considerarse que ésta varía en forma exponencial con a Ψm (Fig. 34).

La disminución de la movilidad del agua en el suelo debido a que Kθ decrece al disminuir θ o Ψm (al aumentar la succión), se puede explicar de manera general pensando en el flujo de agua dentro de tubos capilares. El fenómeno ya fue explicado en la sección 3.4.3. Solamente se agrega aquí que la disminución de la velocidad del movimiento se debe a que hay una mayor proporción de moléculas de agua atraídas por las paredes de los poros, a medida que el diámetro de los poros se hace más pequeño. Los poros del suelo no son todos capilares, pero el agua es a traída por las paredes en unos y en otros. Cuando el potencial de matriz disminuye partiendo de cero, el aire penetra primero en los poros más grandes y luego en los más pequeños. Se ve así disminuido la proporción del área total transversal al flujo que efectivamente conduce agua, y el movimiento queda restringido a los poros más pequeños y a películas de agua cada vez más delgadas, con lo cual el movimiento se enlentece. Al mismo tiempo, el flujo se ve impedido porque decrece la continuidad de las películas de agua entre las partículas del suelo y el camino que el agua debe recorrer se hace más tortuoso (Black, 1967). Las características del flujo no saturado tienen varias implicancias importantes desde el punto de vista del manejo del agua del suelo y su uso por las plantas.

a) Una vez que el suelo está a capacidad de campo, en el caso de un suelo desnudo, el desecamiento de la superficie no producirá un movimiento capilar apreciable del agua hacia ella, con el consiguiente desecamiento de los horizontes inferiores. Este mecanismo constituye la explicación teórica de la práctica del barbecho desnudo que se utiliza en la agricultura sin riego en zonas con estación seca acentuada. Mediante la misma, se consigue que el agua acumula- da en el perfil durante la estación húmeda no se pierda hacia la atmósfera por extracción por parte de las plantas. En el suelo libre de vegetación solamente se secará una delgada capa superficial, manteniendo las capas inferiores humedad suficiente para el cultivo que se realizará en la estación siguiente.

b) Si las raíces de las plantas no penetran en un horizonte no pueden aprovechar el agua

"disponible" que el mismo pueda contener. El movimiento capilar es muy lento para poder transportar fuera del horizonte con agua hasta en el que se encuentran las raíces, un volumen de agua suficiente como para satisfacer las necesidades de las plantas en función de la demanda atmosférica. Esto indica lo importante que son las características físicas, mecánicas o químicas de los horizontes del suelo que determinan su penetrabilidad por las raíces, desde el punto de vista del riesgo de sequía.

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Las raíces de las plantas pueden absorber agua solamente desde unos pocos centímetros a su alrededor y Gardner (1960b) demostró que esta distancia no es mayor de 4cm, en la mayoría de los casos. Una vez que secan el suelo que las rodea, las raíces deberán alargarse hacía zonas más húmedas para poder pro seguir la absorción. Téngase presente que el agua se mueve desde el suelo a la raíz porque Ψm es menor en la interfase suelo-raíz que en la masa del suelo.

A medida que se produce la absorción de agua, el valor del potencial de matriz en la zona de suelo inmediata a la raíz también disminuye. Si no hubiera algún movimiento de agua desde la masa circundante hasta el suelo directamente en contacto con la raíz, la absorción pronto terminaría pues los potenciales de raíz y suelo se igualarían.

Si el contenido de humedad en la masa de suelo es alto, Kθ será también alta y para que la planta absorba una cantidad dada de agua necesaria por unidad de longitud de raíz y por unidad de tiempo, bastará solamente una pequeña diferencia entre los potenciales del agua en la raíz y en la masa del suelo.

Si el contenido de agua es pequeño, Kθ será a su vez muy baja y en estas condiciones, hará falta una gran diferencia de potencias entre la raíz y la masa del suelo para absorber la misma cantidad de agua por unidad de tiempo.

La figura 35 permite ver que para absorber agua a la velocidad de 0,1 cm3. cm-1 de raíz. día-1 , se necesita un gradiente pequeño si Ψm tiene un valor de -5 bars en la masa del suelo. Se observa que cuando el valor de Ψm en la masa del suelo es de -15 bars, el gradiente necesario para mantener la velocidad de absorción debería ser mucho mayor. En el primer caso la diferencia de potencial entre la raíz y la masa de suelo es de 2 bars, mientras que en el segundo sería de 13 bars.

Figura 35. Perfiles de potencial del suelo y entre la superficie radicular y la masa del suelo, para valores de Ψm del

suelo de -5 y -15 bars. Las estimaciones se refieren a un suelo franco arenoso suponiendo una absorción de agua de 0,1 cm3. cm-1 de raíz.día -1. (Gardner,1960 cit. por Slatyer, 1967).

A su vez, en la figura 36 se puede observar como varía, en función del potencial de matriz, la diferencia de potencial necesaria entre el suelo y la raíz (Ψm - Ψraíz) para que se den las velocidades de absorción de agua indicadas. Cuando el potencial de matriz del suelo tiene un valor próximo a cero, basta una diferencia muy pequeña de potencial entre el suelo y la raíz para aumentar la velocidad del flujo de 0 a 0,5 cm3.cm-l de raíz.día -l; de hecho, en la figura se observa que el gradiente de potencial es despreciable cuando el potencial de matriz está entre -0,1 y - 1 bar. A medida que disminuye el potencial de matriz del suelo, se requieren gradientes entre el suelo y la raíz cada vez mayores para producir el mismo incremento en el flujo de agua. Así, puede apreciarse que si el potencial de matriz llega a -10 bar, la conductividad se reduce por un factor de casi 1000. 58

Para que haya movimiento desde el suelo a las raíces, el potencial en éstas debe ser menor que el potencial del agua en el suelo. A medida que el potencial en el suelo disminuye, el potencial de la raíz debe disminuir en una magnitud mayor aún. Ello se debe a que para mantener la velocidad de flujo cuando el suelo se va secando, no basta con que se mantenga el gradiente raíz-suelo sino que éste debe aumentar cada vez más, porque Kθ disminuye con el contenido de agua en el suelo. La disminución del contenido hídrico de las plantas - necesaria para disminuir el potencial en sus tejidos y absorber agua -, al disminuir el contenido de agua del suelo tiene los efectos fisiológicos negativos ya discutidos en el Capítulo 2, aunque el cierre estomático actúa como una barrera a la deshidratación, para la mayoría de las plantas, cuando el potencial del agua en las plantas alcanza valores de -10 a -20 bars.

Figura 36. Valores estimados de la potencial del agua en la raíz requeridos para producir absorción a diferentes velocidades (entre 0 y 0,5 cm3 cm-1 de raíz. día-1 ) como función del potencial del agua en la masa de suelo. Las

estimaciones se refieren al mismo suelo (franco arenoso) de la figura 35 (Gardner, 1965). Al analizar la figura debe tenerse presente que las escalas de los ejes son logarítmicas (Gardner, 1965).

Como consecuencia de lo expuesto en esta sección, resulta claro que para que las plantas puedan mantener un estado de hidratación adecuado, es necesario que antes que las raíces desequen mucho los 3 a 4 cm de suelo a su alrededor, se extiendan introduciéndose en nuevas zonas húmedas. Cuanto más rápidamente se extiendan las raíces y mayor longitud de raíces activas haya, las plantas necesitarán absorber menos agua por unidad de tiempo y por centímetro de raíz para satisfacer sus necesidades de agua; en tales condiciones, la diferencia de potencial entre el suelo y las raíces podrá ser menor. Surge claro de lo anterior que las características del suelo que afectan el arraigamiento de las plantas tienen gran influencia en la determinación del riesgo de sequía, lo cual ratifica las consideraciones vertidas al discutir el concepto de agua disponible y los factores que la afectan . 3.4.7.2 Ascenso capilar a partir de la napa freática. Si bien en un suelo ya drenado, y sin napa freática en su perfil, el movimiento capilar es incapaz de transportar agua a una velocidad suficiente como para satisfacer las necesidades de las plantas desde una distancia mayor a 3 o 4 cm, la situación es muy diferente cuando existe una napa freática en el perfil del suelo. Este caso está ilustrado por la figura 37 en la que se muestra el movimiento de agua ascendente a través de columnas de suelo que tenían una napa freática a 1 metro de profundidad y

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sobre las que crecían plantas; se representa separadamente el agua que fluía a través del suelo y la que se movía a través del sistema radicular.

La diferencia entre el flujo total y lo que se mueve a través del suelo constituye el flujo a través del sistema radicular de la planta. En esta experiencia se aprecia que virtualmente toda el agua se mueve hacia arriba, desde la napa, por lo menos 40cm antes de comenzar a entrar en las raíces; la única excepción ocurre en el caso del pimiento, planta que ya absorbe algo de agua desde la parte superior de la napa freática. La velocidad del ascenso capilar a partir de la napa es generalmente mayor en los suelos livianos, pero la altura del ascenso máximo, una vez alcanzado el equilibrio, es mayor en los de texturas medias y pesadas. El hecho se aprecia en la figura 38.a.

Figura 37. Flujo ascendente de] agua a través de la zona radicular en un suelo franco arenoso con napa freática a 100cm de profundidad sobre el que crecen tres especies diferentes de plantas. Las líneas de trazo continuo

representan el flujo ascendente total desde la napa, las líneas punteadas representan el flujo, calculado, que se ha movido a través del suelo. La diferencia es el flujo ascendente a través de las raíces (Gardner, 1965).

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Figura 38.a. Curvas de velocidad del ascenso capilar graficadas a partir de datos de Wollny (Baver 1956).

Resulta evidente que en los suelos de textura gruesa el ascenso inicial es rápido pero se estabiliza rápidamente; lo contrario es válido en suelos de textura media. Las curvas de la figura 38.a también indican la diferencia entre el movimiento capilar en granos de arena y en gránulos de igual tamaño de un suelo franco. Los íntimos permiten mayor movimiento de agua a través de los poros entre los gránulos, lo cual, traducido a términos prácticos, significa que un suelo con estructura posee propiedades capilares (capacidad de retención de agua) dentro de los agregados y al mismo tiempo permite un movimiento rápido del agua en los poros mayores, situados entre los mismos. El hecho pone de relieve que, aparte de la textura, la estructura es también un factor de importancia en el movimiento de as censo capilar del agua en el suelo. 3.4.7.3 Mojado del suelo a partir de una lámina de agua. El proceso de mojado del suelo a partir de una lámina de agua es un caso de movimiento de agua a favor del potencial de matriz y del potencial gravitacional (Ψm. y Ψg respectivamente). El fenómeno ocurre en condiciones controladas por el hombre cuando se aplica agua de riego. En condiciones naturales, cuando llueve a intensidades medias a altas, el agua tiende a acumularse (escurre en función de la pendiente del terreno) sobre la superficie mientras infiltra al suelo. Como éstos son los únicos mecanismos por los cuales un suelo total o parcialmente seco puede humedecerse (con la excepción del ascenso de agua a partir de la napa discutido en la sección 3.4.7.2), el fenómeno reviste una gran relevancia práctica además de la natural importancia teórica. Bodman y Colman (citado por Baver, 1956) estudiaron cómo se producía el proceso de humedecimiento de un suelo homogéneo a partir de lámina de agua; trabajos posteriores confirmaron las observaciones de los autores mencionados. Estos mantuvieron una lámina de agua de 5mm de espesor sobre columnas de suelo seco y determinaron el contenido de agua del suelo a diferentes profundidades en función del tiempo transcurrido desde la iniciación del proceso. Los resultados obtenidos por Bodman y Colman se muestran en la figura 38.bis. Las curvas de la figura 38.bis pueden dividirse en cinco zonas para la interpretación del proceso de infiltración (penetración del agua en el suelo).

1. Una zona de 1 a 1,5cm de espesor directamente contra la superficie en que el suelo alcanza un contenido de humedad correspondiente a la saturación total. El espesor de esta zona saturada es independiente de la profundidad de mojado.

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2. Una zona, por debajo de la capa saturada, donde el contenido de humedad decrece rápidamente con la profundidad hasta alcanzar un valor un poco mayor que el punto medio entre aproximadamente la capacidad de campo y la saturación total 3. Una zona a través de la que se transmite el agua y en la cual el contenido de agua varía muy poco con la profundidad hasta que se llega al suelo seco. 4. Una zona de rápido cambio del contenido de agua o zona de humedecimiento, donde la humedad del suelo disminuye rápidamente. 5. El frente de humedecimiento, una zona en que se pasa abruptamente del suelo ya mojado al suelo seco (o con el contenido de agua inicial, sí el suelo no estuviera totalmente seco). Del frente de humedecimiento hacia arriba, todo el suelo está mojado y tiene el mismo contenido de agua (a excepción de las zonas 1 y 2 que tienen un contenido mayor).

Del frente de humedecimiento hacia abajo, el suelo tiene el mismo contenido de agua que poseía antes de iniciarse el proceso de mojado. Para suelos de diferentes texturas, la velocidad con que avanza el frente de humedecimiento es también diferente, pero las curvas tienen siempre idénticas características, tal como se aprecia claramente en la figura 38.bis.

Si desaparece la lámina de agua superficial -lo que ocurre cuando cesa la lluvia o se termina el riego- el agua continúa redistribuyéndose en el suelo y el frente de humedecimiento sigue avanzando hacia la profundidad hasta que el contenido de agua en toda la zona humedecida es igual a la capacidad de campo. Una vez que esto ocurre, el movimiento del agua en forma líquida se detiene. 0 al menos se torna extremadamente lento y sin significación práctica alguna.

Figura 38.bis. Curvas de] contenido de humedad en función de la profundidad a diferentes tiempos de iniciado el humedecimiento para dos suelos: a) franco arenoso y b) franco limoso (Bodman -y Colman, 1943, cit. por Baver, 1956).

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La situación descrita se muestra en la figura 39; que ilustra el resultado de una experiencia en la que se midió la distribución del contenido de agua por encima y por debajo del frente de humedecimiento, una vez que éste detuvo su avance.

Figura 39. Distribución vertical del agua en un suelo franco en el campo, 48 horas después de una lluvia de 55mm. Los círculos indican la ubicación de las muestras en una sección transversal de 60cm y los números

indican los porcentajes de agua. La línea casi horizontal que corta la sección transversal representa el limite entre el suelo húmedo (arriba) y el suelo no humedecido (abajo). (Veihmeyer, 1927; citado por Black, 1975).

El contenido de agua en la parte superior del suelo (zona hi meda) fluctúa entre 21,6 y 25,5%, en tanto que en la parte inferior, no humedecida por la lluvia, no pasa de 9,5%, en promedio.

La capacidad de campo del suelo es de aproximadamente 22,2%, lo que indica claramente que en la zona humedecida el contenido de agua es virtualmente el de capacidad de campo en todo su espesor. Por debajo del frente de humedecimiento, el contenido de agua -también muy constante- es el que existía en todo el espesor de suelo considerado antes de la lluvia.

Por lo expuesto debe resultar claro que el agua que penetra al suelo llega hasta la profundidad que, con dicha cantidad de agua más la que ya poseía el suelo antes de su humedecimiento, alcanza el contenido de capacidad de campo. En base al conocimiento de estos procesos, sí se tiene como información el valor de la capacidad de campo y el del contenido de agua actual de un suelo, se puede calcular hasta qué profundidad se mojará el mismo, si recibe un volumen dado de agua (por lluvia o por riego). Por ejemplo, el horizonte A de un suelo retiene 20% de agua en volumen a capacidad de campo y en un momento dado posee 12%, por lo cual le falta 8% (que es lo mismo que decir 8mm/10em de suelo)para llegar a capacidad de campo. Si recibe 10mm efectivos por una lluvia, ¿ hasta qué profundidad llegará el agua de lluvia, llevando el suelo hasta su capacidad de campo ?. El problema se resuelve mediante una simple regla de tres: en 10cm de suelo faltan 8mm x cm serán mojados por 10mm X : = 10 x 10 =12,5cm

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Los conceptos manejados precedentemente son los que se utilizan corrientemente para calcular el agua a aplicar por riego o la profundidad de mojado del suelo por una lluvia. Si en el ejemplo anterior se quisiera llevar a capacidad de campo un espesor de 20cm del horizonte en cuestión, tendrían que agregarse al suelo 16mm de agua-, si la profundidad a llevar a capacidad de campo fuera de 15cm tendrían que penetrar en el suelo 12min; etc.

3.4.8 Infiltración del agua en el suelo. 3.4.8.1 Conceptos básicos y cuantificación de la infiltración. La entrada de agua en el suelo desde la superficie, llamada infiltración, es un fenómeno que tiene lugar siguiendo los gradientes de potencial gravitacional y de matriz. A través de los poros gruesos (macroporos) el agua "cae" impulsada por la gravedad y desde ellos, es "succionada" por los poros finos (microporos) vacíos, debido a atracción capilar siguiendo el gradiente de Ψm.

A medida que los poros finos se van llenando, desaparece el gradiente de Ψm.y permanece solamente el de Ψg. El agua deja de moverse hacia abajo cuando en todas partes se igualan, con signo contrario, el potencial de matriz y el potencial gravitacional, o sea cuando el gradiente que impulsa al agua a caer por los macroporos se equilibra con el que la impulsa a entrar en los microporos, generando el "frente de humedecimiento"; como se vio en el numeral anterior.

Se denomina velocidad de infiltración a la velocidad con que el agua pasa del exterior al interior del perfil del suelo. Este parámetro tiene mucha importancia en la dinámica del agua en el sistema suelo-planta, ya que si la velocidad es muy lenta, aunque el suelo sea capaz de retener mucha agua disponible por unidad de volumen y sea profundo, no tendrá suficiente humedad para las plantas, puesto que la mayoría del agua que recibe de las lluvias escurrirá superficialmente. Esto incrementa, además, el riesgo de erosión.

Si por el contrarío, la velocidad de infiltración es muy alta y en el suelo hay algún horizonte subsuperficial poco permeable, se pueden originar problemas de exceso de agua en esa zona del perfil. Por lo expuesto, la determinación de la velocidad de infiltración es de importancia práctica, sobre todo cuando se trata de planificar la aplicación del riego; la misma consiste en medir la densidad de flujo cuando el agua atraviesa el plano de la superficie del suelo, al ingresar en él. La metodología para realizar esta determinación puede consultarse con mayor detalle en la bibliografía (Bertrand, 1965). La velocidad de infiltración solamente puede medirse en el campo, pero se la puede estimar de manera indirecta en base a otros parámetros del suelo a través de diferentes modelos (Koistiakov, 1932; Horton, 1933 y 1939; Green y Ampt, 1911; Philip, 1969; citados por Baver et al., 1973). El método más frecuentemente utilizado con fines de caracterización de suelos es el del infiltrómetro de doble anillo, esquematizado en la figura 40. El dispositivo está compuesto por dos anillos metálicos de 40 o 60 cm de ancho que se introducen concéntricamente en el suelo hasta alrededor de la mitad. Sobre la superficie del suelo y dentro de los anillos se mantiene una lámina de agua, mediante un dispositivo especial, que permite determinar en el anillo interior la cantidad de agua que va penetrando al suelo en función del tiempo. El anillo exterior elimina los gradientes de potencial laterales, asegurando que el consumo de agua en el anillo interior responda solamente al flujo vertical. Los aspectos prácticos del método están bien discutidos en Merriam et al. (1980).

También puede determinarse la velocidad de infiltración como diferencia entre la lluvia y el escurrimiento. Ello es factible tanto en pequeñas parcelas como en cuencas hidrográficas; en las primeras, puede utilizarse lluvia artificial (lluvia simulada).

3.4.8.2 Factores que afectan la velocidad de infiltración. La velocidad de infiltración es una propiedad dinámica del suelo que varía significativamente a lo largo de un mismo año y aún durante el ciclo de un cultivo. Los factores que la afectan son aquellos que de alguna manera determinan el espacio disponible para el agua en el suelo y su geometría; a ellos debe agregarse la topografía, factor que obviamente interviene a través de la pendiente del lugar considerado

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y de su ubicación en el paisaje. El efecto de cada uno de los factores -con la excepción de la topografía que no será considerada aquí- se discute a continuación. En primer lugar debe considerarse el contenido inicial de agua en el suelo, o sea la humedad en el momento de la determinación. El efecto de este factor está ilustrado por la figura 41. Se observa que al comienzo, el agua se infiltra más rápidamente cuanto menor sea el contenido inicial de agua y que, a su vez, al transcurrir el tiempo durante el que se realiza la determinación, el contenido de agua va aumentando en tanto va desapareciendo la diferencia inicial mencionada. El cuarto día, todas las curvas ya están muy próximas y tienden a la función que relaciona la velocidad de infiltración con el tiempo para el suelo saturado desde el principio, que es una recta (correspondiente a θ = 0,4950). Ese valor, que es el mínimo , se alcanzará cuando en el suelo ya no haya más poros vacíos; en ese momento habrán desaparecido los gradientes de Ψm, se habrán expandido los coloides reduciendo la macroporosidad a su valor mínimo y el movimiento de agua responderá al gradiente de Ψg y será regulado por el valor de Ko. (flujo saturado) del horizonte menos permeable. Dicho sea de paso, este es un procedimiento de campo para determinar el Ko de dicho horizonte; para evitar cualquier escape lateral de agua, se excava el horizonte A y los aros se instalan sobre el B.

Figura 40. Corte vertical (arriba) y perspectiva (abajo) de un infiltrómetro de doble anillo.

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Figura 41. Cómputo de la influencia de] contenido inicial de agua (θo) sobre la velocidad de infiltración en un suelo arcilloso liviano. Los números en cada curva son los respectivos valores de θ expresados en cm3 de

agua.cm -3 de suelo. La curva con θ = 0,4950 corresponde al suelo saturado desde el comienzo (Philip, 1957, cit. por Slatyer, 1967).

Trabajando en parcelas de 77m2 y bajo condiciones de lluvia natural, sobre un Brunosol Eutrico Típico bajo pastura natural, se encontró que en los años 1982/83, durante el período desde abril a setiembre se infiltró en el suelo el 67% de la lluvia caída, mientras que en el período desde octubre a marzo se infiltró el 91,5% (García y Cardellino, 1983). El contenido de agua total hasta 1,20m de profundidad para dicho período en función del tiempo aparece en la gráfica 1 de la figura 24. Puede observarse que desde mediados de otoño, durante el invierno y hasta el principio de la primavera (abril-setiembre), el contenido de agua en el suelo fue alto. En cambio, bajó en forma muy acentuada durante la primavera y el verano (octubre-marzo).

Un segundo factor de importancia que afecta la velocidad de infiltración es el estado o condición física de la superficie del suelo. Mientras que éste no se sature, o el frente de humedecimiento no alcance un horizonte Bt menos permeable, la velocidad de infiltración es muy dependiente de las características y del espesor del horizonte A. En consecuencia, la velocidad de infiltración dependerá fuerte mente del grado de compactación o de soltura del horizonte superficial. Así, en un ensayo de manejo de suelos en monte de durazneros, Cánepa y Gómez (1983) encontraron que la velocidad de infiltración medida con doble anillo, durante los primeros 20 minutos, estuvo asociada significativamente en forma inversa a la densidad aparente del horizonte A (r = -0,78). De ello se deduce que la porosidad del horizonte era el factor determinante de la velocidad de infiltración.

Por su parte, Rauzi (citado por Bertrand, 1965) encontró que la presión de pastoreo influía claramente sobre la infiltración, resultando evidente que a mayor carga animal -que implica mayor pisoteo y por lo tanto, mayor compactación - la velocidad de infiltración disminuía significativamente. Si los primeros milímetros superficiales del suelo se encuentran compactados, ellos pueden controlar totalmente la velocidad de infiltración. El fenómeno, conocido como encostramiento o planchado del suelo, puede ocurrir en cualquier suelo (excepto en los de textura muy gruesa) que no tenga una estructura lo suficientemente fuerte como para resistir el impacto de las gotas de lluvia. Las fracciones

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limo y arena muy fina son lo bastante pequeñas para obturar los poros gruesos del suelo o, en un empaquetamiento denso, formar una masa compacta e impermeable. Por ello, los suelos en cuya granulometría predominan el limo y/o la arena muy fina son los más susceptibles a encostrarse cuando están descubiertos y han perdido agregación por efecto del uso anterior. Una costra superficial no sólo puede llevar la infiltración a cero, sino que también impide la aereaci6n de la zona radicular. En tales situaciones, el tipo de laboreo y su carácter más o menos permanente cobra una importancia decisiva. El laboreo realizado, con arados aumenta inicialmente, de manera considerable, la porosidad gruesa del horizonte superficial y la rugosidad de la superficie, lo que ofrece más chance a la infiltración que al escurrimiento. Pero luego, al pasar el tiempo, asentarse el suelo y realizarse "rastreadas" previas a la siembra, todos aquellos efectos se revierten y disminuye la porosidad (sobre todo la macroporosidad), reduciéndose la infiltración.

En este punto corresponde señalar que el mantenimiento del suelo bajo cobertura vegetal permanente de su superficie, viva o muerta (siembra directa), asegura que la lluvia no impacte a la superficie del suelo, por lo que el mismo no se encostra. También, la cobertura vegetal actúa como barrera al movimiento de escurrimiento sobre la superficie. Todo ello aumenta la infiltración a partir de las lluvias (J.L. Baker, 1987).

Otro factor que puede afectar la velocidad de infiltración es la desuniformidad del perfil del suelo. Ya se mencionó que la ocurrencia de horizontes subsuperficiales de textura pesada y estructura gruesa y compacta se asocia a una macroporosidad baja y una conductividad hidráulica reducida. Cuando el frente de humedecimiento alcanza un horizonte de tales características, la velocidad de in filtración en superficie se ve altamente limitada.

Pero es importante saber que la velocidad del movimiento descendente de agua en el suelo no solamente disminuye por la presencia de horizontes de baja conductividad hidráulica en flujo saturado (como los horizontes Bt). Un horizonte arenoso, con un valor elevado de Ko situado por debajo de otro de textura fina, también retarda temporariamente el movimiento de agua, lo que se muestra en la figura 42.

Figura 42. Efecto de una capa de arcilla y una de arena, ubicadas debajo de un horizonte franco limoso, sobre la velocidad de infiltración (Miller y Gardner, 1962, cit. por Baver et. al; 1973).

Se observa en la figura que en ambos casos la velocidad de in filtración disminuye con el tiempo desde el comienzo del proceso, debido a las razones discutidas anteriormente en esta sección, pero en ambos

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casos, cuando el frente de humedecimiento llega a las capas de textura diferente, la velocidad de infiltración se reduce sustancialmente.

En el caso de la capa arcillosa, ello se debe a que hay pocos macroporos y muchos microporos con bajo contenido de agua que deben llenarse antes de que el movimiento descendente retome su ritmo anterior.

En el caso de la capa arenosa, la escasez de microporos y la predominancia de macroporos hacen que el agua no entre en esa capa hasta que no se sature casi totalmente la capa superior que está en su contacto inmediato. En efecto, en el horizonte franco limoso los gradientes de Ψm son muy importantes mientras no se llenan los microporos, por lo cual éstos succionan el agua que viene descendiendo libremente por los macroporos. Al llegar al horizonte arenoso, mientras no se llenen todos los microporos y parte de los macroporos del horizonte franco limoso (llevando Ψm casi a cero), no se crea un gradiente de potencial importante de este horizonte con respecto a aquel, ya que la baja microporosidad de la capa arenosa hace que ella "succione" poco al agua. Pero una vez que el agua penetra en este horizonte, se llenan rápidamente los escasos microporos y el flujo pasa a ser saturado -debido a la elevada macroporosidad.- recuperándose bruscamente la velocidad de infiltración.

3.4.8.3 Valores de infiltración en suelos del Uruguay. Es importante tener un criterio para evaluar los valores de velocidad de infiltración mínimos, esto es, cuando el suelo está saturado, de diferentes suelos. Para ello, se presenta el Cuadro 8.

Cuadro 8. Valores mínimos de velocidad de infiltración, para varios grupos de suelos (Musgrave, 1955).

SUELO mínima velocidad de infiltración cm.hr -1

Arenas profundas, loess profundos, limos bien estructurados 1,143 - 0,762 Loess superficiales, suelos franco arenosos 0,762 - 0,381 Muchos suelos franco arcillosos, franco arenosos poco profundos, suelos de bajo contenido de materia orgánica, suelos de alto contenido de arcilla

0,381 - 0,127

Suelos altamente expansivos, suelos alcalinos < 0,127 En otras publicaciones (Cuadro 9), se presentan algunas clases con valores más altos.

Cuadro 9. Clasificación de valores mínimos de velocidad de infiltración (Bernardo, 1982).

Clase Velocidad de infiltración(cm.hr -1) Muy alta > 3,0 Alta 1,5 3,0 Media 0,5 -1,5 Baja < 0,5

En varios trabajos de caracterización de suelos en el país, se obtuvieron los valores que se observan en el Cuadro 10, mediante el uso de infiltrómetros de doble anillo. Los valores de Hoekstra (1969) provienen de determinaciones directas sobre el horizonte B, luego de eliminar el horizonte A, siendo en general muy bajos. Los de Sciarra y Uría (1980), son valores bajos, pero esperables por tratarse de dos suelos de gran lavado de arcillas, siendo el segundo alcalino. Los valores obtenidos por Terzaghi y Sganga (1981) son relativamente altos siendo algunos muy altos al compararlos con los presentados en los Cuadros 8 y 9.

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Cuadro 10. Valores de infiltración mínimos para diferentes suelos del Uruguay. Hoekstra (1969) Lomadas TT1 0,0 Lomadas TT2 0,0 Llanura alta C22-23 1,1 Llanura alta D21-36 0,0 Llanura alta B69 0,3 Vertisol B44 0,0 Brunosol Eutrico F26-33 0,3 Brunosol Subéutrico D15-25 0,55 Sciarra y Uría (1980) Brunosol Subútrico Lúvico L 0,2 Solonetz 2,9 Terzaghi y Sganga (1981) Vertisol Tl (chacra) 2,9 Brunosol Li (C Natural) 2,9 Argisol Cs (chacra) 12,0 Vertisol Tl (C Natural) 15,1 Planosol Al (viña) 24,0 Brunosol NH (P.artificial) 24,0 Argisol Me (viña – chacra) 27,1 Argisol RdP (chacra) 48,0 Brunosol Rg ((C Natural) 96,0 Brunosol Mi (chacra) 102,0 Brunosol CG (viña) 123,6 Brunosol Li (chacra) 167,5 Brunosol So (C.Natural – avena) 222,0 Planosol Al (.Natural) Lo anterior puede deberse a que estas determinaciones se hayan hecho con anillos de poco diámetro, lo que no asegura que el flujo sea vertical y se haya visto incrementado por flujo lateral. Para un suelo similar al último del Cuadro 10 (Planosol Al), Améndola (1972) encontró que el 99% del flujo saturado medido como infiltración, obedecía a movimiento lateral sobre el horizonte B, en un lugar con cierta pendiente. Este es un hecho muy importante a considerar, al hacer las determinaciones.

En el trabajo de Sciarra y Uría (1980), el valor mínimo fue alcanzado alrededor de 24 horas del inicio de la prueba, lo cual asegura la saturación. En el trabajo de Terzaghi y Sganga (1981), por razones operativas, el tiempo al que se tuvo la medida mínima fue a las dos horas.

Todas esas razones pueden explicar la aparición de valores tan altos. Sin embargo, el objetivo en el trabajo de Terzaghí y Sganga (1981), no fue exactamente la determinación del valor mínimo, sino la obtención de un valor mínimo a las dos horas, con el cual comparar suelos entre sí. En dicho trabajo se trato' de realizar las medidas luego de lluvias importantes, para minimizar el efecto del contenido inicial de agua. Pese a esto, es otro factor que en alguno de los casos puede haber incidido.

Finalmente, para este tipo de determinaciones también es de suma importancia el número de repeticiones, a fin de considerar la variación espacial.

El uso del infiltrómetro de doble anillo debería restringiese sólo a fines de caracterización de suelos. Para determinaciones más precisas son preferibles las parcelas de escurrimiento con lluvia natural o simulada, y para una escala real el estudio a nivel de cuencas. 3.5 MOVIMIENTO DEL AGUA EN FASE GASEOSA La evaporación del agua como fenómeno de importancia en el suelo puede dividirse por razones de conveniencia en interna y externa. En un caso, el cambio de la forma líquida a la gaseosa tiene lugar dentro del suelo, es decir, en el espacio poroso del mismo. En el segundo caso, el fenómeno ocurre en la superficie del terreno y el vapor resultante se pierde hacía la atmósfera por difusión y convección. Esta última situación no será considerada aquí por ser más bien materia de estudio de la Agro-climatología, por lo cual solamente se discutirá la evaporación del agua dentro del suelo.

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A medida que el suelo se seca y se reduce el valor de Kθ aumenta la importancia relativa y absoluta del movimiento del agua en forma de vapor, debido al aumento de la sección de poros disponibles para el movimiento gaseoso.

El aire del suelo se mantiene esencialmente saturado con vapor de agua en tanto la tensión de humedad no supere los 31 bars (coeficiente higroscópico). A succiones iguales o menor a 31 bars, el agua parece ser lo suficientemente libre como para mantener la humedad relativa en el 100%, aproximadamente. Entre tensiones de 15 y 31 bars, el movimiento gaseoso del agua se vuelve el mecanismo dominante en la mayoría de los suelos. Pero cuando la humedad está retenida con una mayor tenacidad, el agua se evapora con mayor dificultad y su presión de vapor disminuye.

El mantenimiento del aire del suelo a una humedad relativa de alrededor de 100% es de tremenda importancia, especialmente con respecto a la actividad biológica. Sin embargo, la cantidad real de agua presente en forma de vapor en un suelo a capacidad de campo es sorprendentemente baja, no superando en momento alguno valores de aproximadamente 10kg en los 15cm superiores de una hectárea de suelo.

La difusión del vapor de agua de una zona a otra del suelo ocurre en función de diferencias en los niveles de energía libre, al igual que para el caso del movimiento en forma líquida. La fuerza de impulsión en el caso considerado es el gradiente de presión de vapor. Este gradiente es simplemente la diferencia en la presión del vapor entre dos puntos separados por una distancia unitaria. Cuanto mayor esta diferencia, más rápido es la difusión y mayor es la transferencia de vapor de agua por unidad de tiempo. De esta manera, si un suelo húmedo donde la presión de vapor es alta se pone en contacto con uno más seco, donde la presión de vapor es menor, se producirá una difusión de vapor de agua hacia la zona más seca. Asimismo si la temperatura de una zona de un suelo uniformemente húmedo desciende, la presión de vapor disminuirá allí y el vapor de agua tenderá a moverse hacia esa zona más fría desde las más calientes. El calentamiento tendrá un efecto opuesto al descrito.

Las diferencias en temperatura y/o en contenido de agua entre dos zonas de un suelo regulan, por lo tanto, el movimiento del agua en fase gaseosa dentro del suelo. Este movimiento carece de importancia práctica, debido a su escasa magnitud excepto a contenidos de agua muy bajos, cuando el movimiento de vapor -aunque muy limitado- es el único que puede tener lugar.

En lo que respecta a la transferencia de agua desde la atmósfera al suelo por condensación, puede afirmarse que carece cuantitativamente de importancia, por lo que no será considerada. El proceso que sí es importante es el de transferencia desde el suelo hacia la atmósfera, pues es en virtud de este proceso que se produce el desecamiento de un suelo cuando esta' desprovisto de cobertura vegetal. El movimiento de agua desde el suelo a la atmósfera, desde el punto de vista termodinámico, es un fenómeno espontáneo. Para una temperatura de 17ºC, el potencial del agua en la atmósfera será de -20bars para una humedad relativa de 96,6%,de -500 bars para una humedad de 69% y de -1500 bars para una humedad de 32%. El movimiento indicado se produce preferentemente por la vía de menor resistencia, que en el caso de haber plantas creciendo sobre el suelo, son ellas la vía de menor resistencia. En el caso de un suelo desnudo, bien drenado (sin napa freática) y cuyo contenido de humedad es menor a la capacidad de campo, la resistencia al movimiento en fase líquida es muy grande, razón por la cual su desecamiento se producirá fundamentalmente por movimiento de agua en forma de vapor sin que haya un movimiento capilar significativo que aporte agua a la superficie para que allí se produzca entonces la evaporación.

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Figura 43. Evolución de las pérdidas por evaporación para dos estados estructurales del suelo diferentes. (Féodoroff y Rafi, 1962).

Si se parte de un perfil homogéneamente humedecido y sin vegetación, la velocidad de desecamiento es al principio muy rápida y depende exclusivamente de las condiciones meteorológicas (radiación solar, humedad relativa del aire, viento). El agua líquida en la superficie se va evaporando y pasando directamente como vapor a la atmósfera. Una vez que se secan los primeros centímetros de suelo superficial, el agua tiene que evaporarse en los horizontes más profundos y difundirse en forma de vapor hasta la superficie a través de la capa de suelo seco. A partir de ese momento, las pérdidas desde el suelo se hacen extremadamente lentas.

El fenómeno está ilustrado en la figura 43 que muestra la velocidad de evaporación en función del agua ya evaporada en condiciones de evapotranspiración potencial muy altas (27mm.día-1). A su vez la figura 44 muestra el perfil hídrico de un suelo desnudo luego de varios días de desecación (A) y el de un suelo que ha sido desecado por las plantas que crecen en él (B). Se observa en (A), lo ya explicado, que el sentido de que en un suelo desnudo, una vez que se secan los primeros centímetros por debajo, el suelo conserva su contenido de agua. En (B), se observa la efectividad de los sistemas radiculares en extraer agua disponible desde el suelo. Por lo tanto, el "cultivar" el suelo o laborearlo para eliminar vegetación no deseada es una forma efectiva de conservar agua en el suelo. Otro ejemplo de efecto beneficioso de cultivar el suelo sobre la conservación del agua es el que puede ocurrir en los suelos ricos en arcillas expansivas que se agrietan marcadamente al secarse. El tapado de las grietas mediante el laboreo reduce la velocidad de desecación por evaporación directa desde los horizontes profundos.

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Fígura 44. Perfil hídrico de dos suelos en desecamiento. (A) suelo desnudo; (B) suelo con vegetación. C.C. = Capacidad de campo; C.M.P. = Coeficiente de marchitez permanente.(Féodoroff y Raffi, 1962).

Teniendo en cuenta la forma en que se seca un suelo desnudo, se ve que el laboreo del suelo no tiene ningún efecto beneficioso desde el punto de vista de la conservación de la humedad, diferente al de cualquier otro método de eliminar la vegetación. Esto relativiza el alcance de la práctica, a veces recomendada en zonas semiáridas, consistente en aflojar mediante el laboreo la capa superficial del suelo para aumentar su porosidad gruesa. Con ello se pretende que, si bien se seque más intensamente la capa superficial, se mantenga más el agua en los horizontes profundos. Por lo expuesto, el mismo efecto se puede lograr eliminando la vegetación por métodos químicos o con mayor eficacia, manteniendo una cobertura de residuos vegetales (del cultivo anterior) en la superficie. Este último método es más efectivo porque suministra un mejor aislamiento térmico al suelo (Massee y Cary, 1978).

La situación es muy diferente en caso de que exista una napa freátíca a escasa profundidad. En ese caso, el laboreo del suelo podría disminuir las pérdidas de agua de un suelo desnudo al destruir "la continuidad de los capilares" por los que se realiza el movimiento ascendente del agua en forma líquida. En el caso del Uruguay, debido a las condiciones climáticas predominantes, resulta claro que la transpiración por los vegetales es más importante que la evaporación directa como vía para las pérdidas de agua en forma de vapor de los suelos. Una evidencia de ello surge de la figura 24, comparando la línea correspondiente al suelo desnudo (línea 2) con todas las restantes. Se aprecia que durante el verano es muy poca la disminución del contenido de agua en las condiciones del suelo desnudo (línea 2), mientras que en las demás situaciones -dependiendo de la magnitud del crecimiento vegetal- la disminución de la humedad en el suelo durante el período estival es manifiesta. 4. RELACIONES ENTRE LAS PLANTAS Y EL AGUA 4.1 INTRODUCCION En la sección 2 de este volumen, se discutió la importancia del agua para las plantas a nivel fisiológico, los efectos de un déficit de agua o de un exceso. En este último capítulo se prestará atención al desarrollo del déficit de agua, discutiendo la acción de los factores que determinan el-estado de hidratación de las plantas.

Finalmente, se presentará la respuesta de algunos cultivos al agua en nuestras condiciones y su dependencia de otros factores de crecimiento manejables.

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4.2 DESARROLLO DE LAS DEFICIENCIAS DE AGUA. FACTORES QUE INTERVIENEN. El agua se mueve desde el suelo a la atmósfera, a través de las plantas, en respuesta a un gradiente de potencial. El suelo, las raíces, los tallos, las hojas y la atmósfera, forman un sistema continuo a través del que circula el agua. La velocidad del flujo de agua a través de este sistema, depende de la diferencia de potencial entre sus extremos, el suelo y la atmósfera, y de la resistencia total al movimiento, que es la adición de la existente en cada uno de los componentes del sistema:

q = ∆Ψ/ R = (Ψ atmósfera - Ψ suelo)/ R R es la resistencia, y es la inversa de la conductividad: R = 1/K.

Las resistencias que varían son la que ofrece el suelo al agua hasta llegar a la raíz, que es la inversa de la conductividad hidráulica, como ya se discutió, y las que ofrecen las hojas al pasaje hojas-atmósfera mediante la apertura y cierre de los estomas; el resto se puede considerar constante. Cuando el potencial del agua dentro de las plantas está igualado con el del suelo, y los gradientes de potencial de agua en el suelo tienen valores cercanos a cero, se puede definir un nivel base de turgencia en las hojas de las plantas. Esta situación, o una muy parecida, es la que se da en el campo de mañana temprano, antes de la salida del sol, luego de una baja demanda atmosférica durante toda la noche. Posteriormente, con el transcurso del día, crece la demanda atmosférica de agua, y con ella la transpiración de las plantas. Esto provoca un descenso en la turgencia de las hojas y el desarrollo degradantes de potencial a través de las plantas desde la superficie de las hojas en contacto con la atmósfera, hasta la superficie de las raíces en contacto con el suelo, lo que determina la entrada de agua desde el suelo a las raíces y el movimiento de ésta a través de las plantas hacia la atmósfera. Resulta entonces un retraso de la absorción de agua en relación a la transpiración, que es imprescindible para que se mantenga el flujo.

El déficit de agua como ya se explicó, resulta de un retraso excesivo de la absorción en relación a la transpiración, que provoca un descenso de la turgencia de las hojas. El potencial mínimo de agua que las plantas alcanzan durante el día es función del contenido de agua del suelo, ya que determina el nivel base de turgencia, de la capacidad del suelo para suministrar agua a las plantas, es decir, de la conductividad hidráulica, de la longitud de raíces activas de las plantas y de la demanda atmosférica de agua. Los tres factores nombrados en primer término conforman la "oferta edáfica" de agua. Dentro de ciertos límites, las plantas pueden controlar el flujo de agua desde las hojas a la atmósfera, a través del mecanismo de cierre estomático y por lo tanto, entre esos límites controlan el descenso de la turgencia.

La figura 45 sirve para visualizar los gradientes que provocan el movimiento del agua desde el suelo a la atmósfera a través de las plantas.

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Figura 45. Representación biofísica de la trayectoria del agua desde el suelo a la atmósfera, y caracterización energética del agua en varios puntos de la misma.A, suelo (zona radicular); B, superficie radicular; CD, tallo; D, vasos de la hoja; E, células de] mesófilo; EF, espacio intercelular y cavidad subestomática; FG, apertura estomática; CH, capa de aire contra la hoja; HJ, capa turbulenta y atmósfera libre. (Denmead, 1961 y Philip, 1957; citados por Shaw y Laing, 1966).

La curva 1 representa una situación en la que el contenido de agua en el suelo es alto, por lo que su potencial es alto y la conductividad también. Para que exista flujo entre las raíces y el mesófilo debe existir entre ellos una diferencia de potencial. Esta diferencia es proporcional a la transpiración. En la curva 1, la diferencia de potencial necesaria para el movimiento del agua entre las raíces y el mesófilo, se alcanza con un potencial del agua en las hojas por encima del potencial de marchitez, debido al alto contenido de humedad que tiene el suelo. El potencial de marchitez en las hojas es al que comienzan a cerrar los estomas, está alrededor de -20 bars para la mayoría de las plantas cultivadas, pero en algunas xerofíticas puede llegar a -200 bars.

Las curvas 2,3 y 4 de la figura 45, representan situaciones en las que el agua en el suelo, y por lo tanto su disponibilidad para las plantas, es cada vez menor, lo que determina potenciales en las raíces y en todo el sistema posterior, hasta la atmósfera, cada vez menores para mantener el flujo, que debe ser el mismo en todos los casos, ya que la demanda atmosférica es la misma en las cuatro situaciones. En la situación de la curva 2, aún se mantiene la turgencia, porque el potencial de las hojas no alcanzó el de marchitez. En el caso de la curva 3, las células del mesófilo alcanzaron el potencial de marchitez y las hojas pierden turgencia. En las condiciones de la curva 4, la planta entera ha perdido turgencia.

Si en un cultivo se carga al suelo de agua y se somete a una demanda atmosférica constante sin nuevo agregado de agua al suelo, con el transcurso de los días se obtienen gráficas como las de la figura 46. Dejando de lado el distinto límite para la manifestación de marchitez en las hojas indicado en ambos casos, la situación representada por la curva 1 de la figura 45 se puede ubicar en el mediodía del primer día de la figura 46; la curva 3 de la figura 45 en el mediodía del cuarto día de la figura 46 y la curva 4 de la figura 45 en la segunda mitad del quinto día de la figura 46

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Figura 46. Representación esquemática de los cambios en los potenciales de agua en la hoja, la raíz y el suelo, a medida que pasa el tiempo de plantas que crecen en un suelo inicialmente saturado. La demanda atmosférica se

mantiene constante durante todo el tiempo (Slatyer 1967)

4.2.1 Efecto del contenido de agua del suelo. Para absorber agua, el potencial del agua en las plantas debe ser menor que el Ψm del suelo, de modo que exista un gradiente cuyo sentido sea hacia la planta. Al disminuir el contenido de agua en el suelo desciende el valor de Ψm, por lo que para que exista absorción, 4, raíz deberá también bajar. Lo anterior significa que la planta disminuirá su contenido de agua. Pero además, la diferencia de potencial agua entre suelo y planta para que exista una determinada velocidad, debe ser mayor cuando hay menos agua en el suelo ya que en este caso la conductividad hidráulica es menor. La figura 35, ya discutida, ilustra lo expresado. Volvamos sobre ella

Se observa que cuando Ψm = -5 bars, Ψraíz = -7 bars, mientras que cuan do Ψm = -15 bars, Ψraíz = -30 bars. Si se considera que la mayoría de las plantas comienzan a cerrar sus estomas a valores de Ψ planta bastante más altos que -20 bars, se comprende que en la situación de Ψm = -15 bars, las plantas se encuentran en una grave situación de déficit de agua.

La figura 46 muestra, para varias velocidades de absorción, cual debe ser el valor de Ψraíz a diferentes valores de Ψm en un suelo de textura franco arenosa. Teniendo en cuenta que las escalas gráficas son logarítmicas, se observa la mucho mayor disminución de Ψraíz frente a una determinada disminución de Ψm, cuando la velocidad de absorción no es nula.

Es importante observar la poca distancia desde la raíz a la cual no cambia el Ψm (figura 35) que representa la distancia desde la cual se está moviendo el agua hacia la raíz. Este hecho, relacionado con la caída de la conductividad hidráulica al disminuir el contenido de agua en el suelo contiguo a la raíz, implica que si no hay recarga del suelo, las raíces deben crecer para explorar más volumen de suelo húmedo a fin de mantener la absorción. Este Importante concepto, que destaca la Importancia de la exploración radicular en la determinación del estado de hidratación de las plantas, se discute en el ítem siguiente.

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En la figura 47 la curva entera representa el caso en que no hay absorción por estar equilibrados Ψraíz y Ψm. Es claro que en el suelo arenoso la mayor parte del agua está retenida con altos potenciales (bajas succiones), con los últimos 6 o 7% retenidos a potenciales que decrecen rápidamente. En el arcilloso, el potencial disminuye más gradualmente al disminuir el contenido de agua del suelo y a cualquier valor de potencial hay más agua. Por lo tanto, su conductividad hidráulica es más alta a cualquier potencial, excepto a valores mayores a -0,5 bar, como ya se vio. En el suelo arenoso, las curvas de potencial de agua en la raíz en función del contenido de agua del suelo son casi iguales a la de equilibrio, excepto, a velocidades de absorción altas. En el arcilloso, la desviación respecto a la curva de equilibrio es más pronunciada. Al irse secando el suelo, el potencial en las raíces disminuye más

rápidamente que el del suelo. El contenido de agua en las plantas, entonces, no sólo depende del contenido de agua en el suelo sino también de la velocidad de absorción, en especial a bajos potenciales en el suelo. La velocidad, a su vez, depende de los valores de conductividad hidráulica, que como ya se sabe, no descienden de la misma forma en todos los suelos al disminuir el contenido de agua.

Figura 47. Potencial de agua en las raíces en función de] contenido de agua del suelo. Las diferentes curvas representan diferentes velocidades de absorción en cc3 de raíz-1.día-1(Gardner, 1966).

Resumiendo lo anterior, los suelos arenosos ceden su agua más fácilmente a las plantas porque la retienen a altos potenciales, a los que los valores de conductividad son altos. Lo inverso ocurre en los suelos pesados. Sin embargo, debe recordarse que éstos retienen bastante más agua por unidad de volumen.

4.2.2 Efecto de la densidad de arraigamiento. Si para hacer frente a la demanda atmosférica de agua una población de plantas debe transpirar 5mm.día-1 por medio de sus raíces para no sufrir déficit de agua. Si el arraigamiento es denso, cada cm de longitud de raíces en el suelo deberá absorber poca agua por unidad de tiempo para junto con lo que absorbe el resto del sistema radicular, restituir a la planta los 5mm diarios que debe transpirar. En esta situación, la diferencia de potencial entre Ψsuelo y Ψraíz puede ser pequeña porque la velocidad de absorción también es pequeña. Si en cambio el arraigamiento es pobre, cada cm de raíz debe absorber mucha agua por unidad de tiempo para proveer a las plantas de 5mm diarios que deben transpirar. En este caso la velocidad de absorción debe ser grande, por lo que la diferencia entre Ψsuelo y Ψraíz también lo debe ser. Ello determina un estado de hidratación de las plantas peor en es te caso. De lo anterior se desprende que cuando el sistema radicular no se puede desarrollar normalmente y explora poco volumen de suelo, las plantas están sujetas a un alto riesgo de sufrir déficit de agua. Los conceptos anteriores se ilustran perfectamente con la información presentada en la figura 48.

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Figura 48 Efecto de la densidad de arraigamiento en la relación entre la transpiración de algodón y el potencial

de agua en el suelo Las curvas se refieren a densidades de 842cm3 de 5 cm-l de longitud de raíz y arraigamiento muy denso (Cowan)., 1965, cit. por Slatyer 1967).

Se observa que frente a una determinada demanda atmosférica, representada por la transpiración que alcanza cualquiera de las cuatro situaciones a altos valores de Ψm, al disminuir el contenido de agua del suelo el déficit se va manifestando a contenidos de agua mayores en las situaciones de arraigamiento menos denso. Dicho de otra forma, cuanto más raíces existen, se soporta la misma demanda atmosférica con menos agua en el suelo. 4.2.3 Efecto de la demanda atmosférica. Si la evapotranspiración potencial es baja, con bajos contenidos de agua en el suelo las plantas pueden mantener una velocidad de absorción suficiente como para abastecer la baja pérdida de agua por transpiración. En cambio, si la evapotranspiración potencial es alta, sólo los altos contenidos de agua disponible en el suelo permiten a las plantas reponer lo que transpiran y no sufrir déficit de agua. La información de la figura 49 Ilustra estos conceptos.

A Igual arraigamiento, si la demanda atmosférica es alta (alrededor de 6,4mm.día-1), el déficit de agua se manifiesta a altos contenidos de agua en el suelo (θ =0.34). En cambio, si es baja (1,4mm.día-1), la transpiración recién se resiente a contenidos de agua en el suelo mucho "s bajos (θ = 0.226).

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Figura 49. Efecto del contenido de agua en el suelo y la demanda atmosférica sobre la transpiración de maíz, en días de alta ((●) moderada ▲,) y baja (о) evapotranspiración potencial.(Denmead y Shaw,

1962, cit. por Shaw y Laing, 1966). 4.3 RESPUESTA DE LAS PLANTAS AL AGUA En Uruguay, la ocurrencia de déficit de agua para las plantas, está altamente determinada por la ocurrencia o no de precipitación es pluviales en cantidad y momento oportuno. El suelo puede amortiguar un período sin lluvias, en función de sus propiedades hídricas dentro de ciertos límites, como se vio en los capítulos anteriores.

El cuadro 11 muestra los resultados de un censo de rendimiento de maíz en la zona suroeste del Uruguay sobre suelos comparables en sus propiedades hídricas. La información para 27 años, se refiere a tres niveles tecnológicos. El secano(sin riego) tradicional corresponde a un nivel tecnológico bajo, y a la gráfica 3 de la figura 24, desde diciembre hasta abril, es un ejemplo del uso del agua del suelo que puede hacer este tipo de cultivo. El secano mejorado es un nivel tecnológico más alto considerado adecuado; las gráficas 4 y 5 de la figura 24, desde noviembre hasta marzo, representan el uso de agua del suelo que pueden hacer estos cultivos. Es muy clara la gran variación que existe entre los rendimientos de los diferentes años, en respuesta a diferencias en el aporte de lluvias entre años. La mayor tecnología produce rendimientos más altos y más estables, pero aún sujetos a una alta variación entre años. Los cultivos regados, sin limitante de agua, muestran rendimientos claramente superiores y estables entre años. Los mayores rendimientos indican que los cultivos de secano mejorado están normalmente limitados por falta de agua, y que en los años de lluvias excelentes no aumentan sus rendimientos porque en ellos no se usa la tecnología de los cultivos regados, aún más alta. Este punto será más aclarado adelante. CUADRO 11. Rendimientos anuales de maíz (Kg/ha) en secano y con riego, Arbeletche y Rivero (1978).

Año Secano Tradicional

Secano mejorado

Riego

50/51 945 - 55/56 1.048 - 60/61 1.040 - 65/66 945 - 66/67 400 - 67/68 331 1.446 7.399 68/69 640 1.734 7.399 69/70 951 1.632 8.165 70/71 900 3.015 8.043 71/72 800 2.308 7.133 72/73 1.250 3.688 6.306 73/74 1.661 3.430 8.426 74/75 1.008 2.671 6.514 75/76 1.380 4.676 7.190 76/77 897 3.349 7.399

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Ya se vio que el momento más crítico para el cultivo de maíz, en cuanto a efecto de un déficit de agua, es la floración. En el Cuadro 12 se presentaron los resultados obtenidos en tres años de ensayos de maíz con riego en La Estanzuela. Se observa que el tratamiento de riego solo en el período reproductivo no fue diferente de los tratamientos de riego en todo el ciclo del cultivo. A su vez, el riego sólo en el período vegetativo funcionó bien en dos de los tres años, porque no faltó agua de lluvia en la floración; pero en 1974/75, en que esto ocurrió, tuvo un rendimiento muy pobre. CUADRO 12. Efecto del régimen de riego sobre el rendimiento en grano de maíz (kg.ha -1) , en diferentes anos (Hofstadter,

1983).

AÑOS TRATAMIENTOS 1973/74 1974/75 1975/76 x

R1 9089 7237 8987 8438 R2 9504 6001 8630 8045 R3 8339 1984 8515 6279 R4 10533 1984 7142 8606

R1 : reposición hasta CC, cuando la profundidad de 80cm el agua disminuía al 30% del agua disponible, durante todo el ciclo. R2 :Ídem. a R1, excepto que la reposición se hacía cuando se alcanzaba el 60% del agua disponible en la profundidad de 80cm. R3 :Ídem a R2, solo durante el período vegetativo. R4 :Ídem a, R2, sólo durante el período reproductivo. En la figura 50, puede apreciarse como el cultivo de papa crece vegetativamente diferente bajo diferentes niveles de precipitación más riego. Esto es manifiesto en el IAF (m2 de superficie foliar/m2 de terreno), y se traduce en diferente acumulación de material fotosintetizado, y por lo tanto en el crecimiento de los tubérculos. La evolución del agua en los primeros 30cm de suelo (figura 51), permite ver que el tratamiento S tuvo un régimen hídrico más pobre. Entre los dos restantes, seguramente debido a error experimental en las determinaciones, las diferencias no surgen tan claras como en los parámetros de crecimiento vegetal, al menos durante diciembre y parte de enero.

En este trabajo, en que se tuvo una variación continua de 13 regímenes de agua, la respuesta lineal fue de 1,22 tt.ha -l de tubérculos cada 10 mm de agua. El mejor ajuste lo tuvo una función cuadrática con un r2 de 0,93. Esto significa que los in- crementos fueron decreciendo y con 450mm de agua recibida por cultivo (lluvia + riego), ya se estaba al nivel de los rendimientos más altos (40 tt.ha -1). La respuesta en producción y crecimiento al agua de las comunidades vegetales, es decir, los cultivos, está relacionada con otros factores. Si el suministro de agua es amplio y no limita la evapotranspiración, esto es la evapotranspiración real iguala a la potencial, la pérdida de agua hacia la atmósfera es fija independientemente de cuanto es transpiración y cuanta evaporación. En éste caso, que podría ser el de los cultivos regados con criterio de que no ocurra casi déficit de agua, interesa que la mayor parte de la pérdida sea transpiración realizada por las plantas del cultivo de interés. Significa que las plantas del cultivo deben cubrir totalmente el suelo, y por lo tanto, debe haber una alta cantidad de plantas del cultivo por unidad de superficie (alta población). Si la población de plantas fuera baja, además del desperdicio de luz por las plantas del cultivo, parte de la pérdida de agua sería por evapotranspiración, sin intervenir en procesos de crecimiento productivos, o lo que es peor sería pérdida por transpiración de malezas que ocupa rían la superficie de terreno libre. Ese crecimiento de maleza significa, además competencia por nutrientes y luz con las plantas del cultivo. Si el suministro de agua es limitado, las altas poblaciones hacen que las plantas individuales del cultivo compitan entre sí disminuyendo el crecimiento y producción individual pudiendo llegar a disminuir la producción del cultivo.

Los cultivos de gran crecimiento y producción, requieren una alta extracción de nutrientes del suelo. Esto es especialmente importante en el caso del nitrógeno, un nutriente muy móvil para el cual el suministro del suelo es prácticamente independiente de la demanda del cultivo. Si bien esto será un tema que se desarrollará ampliamente en curso de Fertilidad de Suelos, es importante saber que altos rendimientos requieren altas cantidades de nitrógeno aportado por el suelo y/o agregado como fertilizante y viceversa. 0 sea que cultivos con amplio suministro de agua y buenas poblaciones de plantas, requerirán grandes cantidades de nitrógeno para expresar su potencial de rendimiento. En este caso, si el nitrógeno no es suficiente será el factor limitante a la obtención de los rendimientos potenciales. En cambio, si el agua o

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la población a ambos no son suficientes, es decir, son limitantes,.por más disponibilidad de nitrógeno que exista no se obtendrán los rendimientos potenciales. Los datos de la figura 52, pueden ayudar a comprender estos conceptos.

En primer lugar, puede observarse, que con alto suministro de agua y sin que falte nitrógeno, los rendimientos mayores se obtienen con la población más alta. El nivel de agua bajo no fue suficiente, y en esas condiciones no hubo efecto del agregado de nitrógeno, o aún fue ligeramente negativo. En cambio, sin falta de agua (nivel alto) hubo clara respuesta al agregado de 40 Kg de N.ha -l. El incremento debido al agregado de nitrógeno (respuesta al nitrógeno), fue mayor en la población más alta. Agua, población y nitrógeno son tres factores que interactúan entre sí en la determinación del crecimiento vegetal. Esa interacción es positiva; a más agua hay más respuesta a la población y al nitrógeno.

Figura 50. Evolución del índice de área foliar IAF (●) y la cantidad de tubérculos por ha (+) , en un cultivo de papa

bajo 3 regímenes hídricos (García y Cardellino, 1981)

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Figura 51.. Evolución del contenido de agua de los primeros 30 cm de suelo en un cultivo de papa bajo 3 regímenes hídricos (García y Cardellino, 1981)

Figura 52. Respuesta al nitrógeno de 2 poblaciones diferentes en el cultivo de cebolla, bajo dos regímenes

hídricos. (García y Cardellino, 1983). 5. BIBLIOGRAFÍA 1. AMENDOLA, L.A. Velocidad de infiltración, permeabilidad y penetración de raíces en tres suelos:

pradera parda sobre Fray Bentos, pradera negra sobre basalto y pradera arenosa sobre cretáceo. Tesis Ing. Agr. Montevideo, Uruguay, Facultad de Agronomía, 1972. 130P.

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