EL COMPORTAMIENTO FSICO-FUNCIONAL DE LOS SUELOSAlgunos criterios para la cuantificacin y diagnstico del comportamiento estructural del

suelo, y su relacin con la dinmica del agua y la produccin de los cultivos.

Ing.Agr.MSc. Rodolfo C. GilInstituto de Suelos. INTA Castelar.

Email: rodogil@cirn.inta.gov.ar

En los ltimos aos se han producido en la Regin Pampeana importantes cambios en la adopcin desistemas de manejo conservacionista que producen efectos diferenciales sobre las distintaspropiedades fsicas de los suelos en comparacin con los sistemas tradicionales. En este sentido sedestaca el marcado aumento de la superficie sembrada bajo Siembra Directa en el ltimo quinquenio,llegando en la presente campaa a superar las nueve millones de hectreas. (AAPRESID 2001).

Esto destaca la importancia de intensificar los estudios relacionados con la dinmica de los procesosfsicos en estos sistemas de produccin y crea la necesidad de encontrar metodologas de medicin yanlisis para tal fin. Contar con herramientas para hacer un diagnstico gil, confiable y de bajocosto, que nos permita evaluar la condicin fsica del suelo, ser de utilidad para saber hacia dondenos encaminamos con la adopcin de estas tecnologas.

En una agricultura de precisin es fundamental mejorar la calidad de diagnstico delfuncionamiento fsico del suelo con la finalidad de elaborar mejores estrategias de manejo. Almismo tiempo de encontrar indicadores confiable y prcticos para el estudio de la evolucinde los suelos en general, y de la dinmica del agua edfica en particular.

El ambiente agrcola: un sistema complejo.

El proceso de produccin agrcola es un sistema de mltiples variables en continuainteraccin, espacial y temporalmente. En este sistema llamado continuo suelo-planta-atmsfera cada propiedad no es un hecho aislado, sino que constituye una funcin de laplanta, del suelo y del clima en forma conjunta. Cuadro1.

Cuadro 1: La evolucin fenolgica del cultivo y el crecimiento mximo para cada estado de desarrollo,resultar de las interacciones entre los factores climticos que regulan la fotosintesis y respiracin, de lascaractersticas del cultivo: rea foliar y cobertura, y de los factores edficos que regulan el suministro de

agua y nutrientes.

Duracindel da

Temperatura Precipitacin

Suelo Aguaedfica

Nutrientes

Respuesta alfotoperodo

Respuesta altermoperodo

Respuesta a ladisponibilidad deagua y nutrientes

Fenologa crecimiento - rendimiento

Cultivargenotipo

La produccin de los cultivos est directamente relacionada con la transpiracin . Cuadro 2.,

Los estomas sobre la epidermis de las hojas son las vlvulas que permiten la difusin delvapor de agua desde estas a la atmsfera y simultneamente permiten la entrada de dixido decarbono para su fijacin en el proceso de fotosntesis. Por lo tanto, la acumulacin de biomasaen el cultivo est muy relacionada con la posibilidad que tengan las plantas de extraer el aguadel suelo para satisfacer sus requerimientos. Figura1.

Figura 1: La acumulacin de biomasa en el cultivo est muy relacionada con la posibilidad que tengan las plantas deextraer el agua del suelo para satisfacer sus requerimientos, ello depender de la cantidad almacenada en el mismo yde las caractersticas funcionales del perfil.

Cuadro 2: La potencialidad de la produccin de cada cultivo se alcanzar cuando el agua queconsumen las plantas (Evapotranspiracin Real: ETR) est prxima a la que consumiran en ptimascondiciones de nutricin hdrica (Evapotranspiracin Mxima:ETM), regulada en cada regin por lademanda atmosfrica (Evapotranspiracin de Referencia:ETo).

Radiacin Temperatura viento Tensin de vapor

Precipitacionesriego

sueloAgua

disponible

ETo

ETM

ETR

Rendimiento

CultivoEstado

Fenolgico

Estomasparcialmente

abiertosFlujo restringido de vapor y CO2

Transpiracin y fotosntesisbruta potencial

Transpiracin y fotosntesis brutarestringida

Respiracin normal Respiracin anormal

Fotosntesis neta potencial Fotosntesis neta restringida

Produccin potencial Produccin limitada

Flujo mximo de vapor y CO2Estomasabiertos

Entradas: lluvias, riego,ascenso capilar

Salidas: transpiracin,evaporacin,escurrimiento, percolacin

RIZOSFERACondicin de perfil

Sin restriccin de agua Con restriccin de agua

La cantidad y tasa de absorcin de agua y nutrientes por las plantas depende de la habilidad delas races de absorber la solucin del suelo que est en contacto, como as tambin de lahabilidad que tiene el suelo de suministrarla y trasmitirla hacia las races a una velocidad talque permita satisfacer los requerimientos de transpiracin y crecimiento.

Cualquier factor adverso que altere el crecimiento y actividad de las races, como capascompactadas, inadecuada aireacin, temperatura y estado hdrico del suelo entre otros, puedeafectar parcial o severamente la actividad radical y por lo tanto la capacidad de produccin delcultivo, del mismo modo que algunas propiedades del suelo, tales como una bajaconductividad hidrulica, que puedan limitar el libre suministro de agua a las races. Por lotanto se desprende la importancia de contar con un ambiente edfico cuyas caractersticasfuncionales le permitan a la planta expresar su potencial de produccin desde este punto devista.

La estructura funcional del suelo:

La estructura del suelo domina todas sus propiedades fsicas y por lo tanto sufuncionamiento.

Una manera posible de entender la complejidad de dicho funcionamiento es centrando laatencin en su sistema poroso, en donde se cumplen todos los procesos fsicos, qumicos ybiolgicos .Figura 2

Figura 2: El espacio poroso que presentan los suelos est en parte ocupado por agua con sustancias disueltas(sales y gases) y en parte por una mezcla de diversos gases (incluido el vapor de agua) que se conoce comoaire del suelo. Un ejemplo (50% espacio areo).

Para que un suelo tenga ptimas condiciones de funcionamiento para el desarrollo de las plantas, deberapresentar una estructura estable capaz de permitirle al vegetal la expresin de su potencial de crecimiento,sobre todo del sistema de races, sin impedimentos para la exploracin del mayor volumen de sueloposible. Ello implica:

Condiciones de superficie con buena estabilidad de agregados para una correcta entrada y circulacinde agua y aire, y transferencia de calor en el suelo.

Buena capacidad de almacenaje de agua y libre movimiento de la solucin agua ms nutriente desde elsuelo a la raz

Ausencia de limitaciones, ya sean genticas (naturales) o inducidas, en la profundidad del suelo para eldesarrollo de races

Arena, limo,arcilla. 45%

Materia Orgnica1-5%Aire

25%

Agua25%

El sistema poroso del suelo impacta directamente sobre el balance de agua (entradas y salidas delsistema), en el funcionamiento hdrico (relaciones agua planta), en la entrada y difusin de gases y decalor, y en el desarrollo y crecimiento de las races.

De todas las propiedades del suelo, la porosidad es tal vez la ms fcil, frecuente y ampliamentealterada por las operaciones de labranza o manejo sin laboreo. De estos supuestos se desprendeentonces, que el conocimiento del funcionamiento estructural del suelo, con sus variaciones propias yaquellas modificadas por el hombre, permitira eficientizar la habilidad de manipular el ambienteedfico, para aumentar la eficiencia de uso.

La relacin entre la capacidad de almacenaje y el movimiento del agua en los suelos, con laporosidad es evidente y fundamental. Sin embargo no es solamente la cantidad total de poros en elslido lo que define el comportamiento hdrico del suelo, sino tambin y en muchos casos de manerapredominante, las caractersticas especficas del sistema poral, en trminos de forma, tamao ydistribucin. Cuadro 3.

Desde el punto de vista agronmico, la distribucin de tamao no solo incide sobre la cantidad deagua que puede retener el suelo, sino que regula la energa con que la misma est retenida, elmovimiento hacia la planta, hacia la atmsfera y hacia otras zonas del suelo; procesos todosregulados por diferencias de estados de energa. (concepto de potencial).

Las principales caractersticas que se deberan considerar cuando se analiza el funcionamientodel sistema poroso son su geometra y su estabilidad.

La geometra del espacio poroso incluye la distribucin del tamao de poros (DTP) y lacontinuidad de dichos poros. Ambas caractersticas son altamente modificables por lalabranza o por los sistemas de no laboreo, destacndose la actividad biolgica.

Algunos estudios, que comparan la siembra directa por ejemplo, con la labranza muestran enlas capas ms superficiales del suelo, una reduccin del volumen de poros de conduccin(mayores a 60 micras), y con volmenes equivalentes en el subsuelo. Por el contrario, otrostrabajos manifiestan un aumento de este tamao de poros en superficie en suelos no

Cuadro 3: caractersticas funcionales del sistema poroso en relacin al tamao y estado de energa del agua.

TIPO TAMAO (micras) TENSIN (atm) FUNCINMacroporos > 60 0.05 Aireacin; Infiltracin;

Conductividad SaturadaMesoporos 60 10 0.05 -- 0.33 Conduccin lentaMicroporos 10 0,2 0.33 15 AlmacenajeMicroporos < 0,2 < 15 Agua no disponible

disturbados, proporcionalmente a la mayor actividad biolgica y a la macrofauna,especialmente lombrices. Como resultado de los canales que estas producen, los que dejan lasraces de los cultivos anteriores y las grietas naturales, el sistema de poros que se genera en unsuelo no labrado en un tiempo determinado, suele enmascarar los efectos negativos de unaposible densificacin.

Generalmente los bioporos de canales de lombrices, insectos de suelos en general y races sonms continuos, menos tortuosos y ms estables que los macroporos creados por la labranza,resultando ms efectivos para el movimiento del agua y del aire y para el crecimiento denuevas races.

El efecto de la macroporosidad sobre el movimiento del agua ha sido desde siempre muyreconocido. A pesar de que la labranza convencional puede incrementar el volumen de losporos grandes, la continuidad de dichos poros puede ser destruida.

Movimiento del agua en el suelo en relacin a las caractersticas del espacio poroso

La teora del movimiento del agua en el suelo est basada en una generalizacin de la Ley deDarcy, deducida para la circulacin en un medio poroso, que expresa que la velocidad decirculacin de agua en un medio poroso saturado, es directamente proporcional a ladiferencia de presin hidrulica entre dos puntos y a la conductividad del suelo al agua, einversamente a la distancia entre los dos puntos.

Este principio es aplicable tanto a flujos saturados como insaturados, s bien en suelos nosaturados, la conductividad depende mucho del potencial mtrico existente y del tipo de suelo.

El movimiento del agua a travs del interior del perfil del suelo, es dominado por lascaractersticas de dicho sistema poroso. El flujo de agua es gobernado por un factorhidrulico, un factor gravitacional y un factor de capilaridad del suelo. En un suelo nosaturado el movimiento del agua est dado por la conductividad hidrulica y la sortividad.

Como el agua solo se trasmite a travs de los poros, el flujo que circula ser proporcional aldimetro de los poros, disminuyendo conforme los dimetros se reducen, pero estadisminucin de velocidad, aparte del efecto geomtrico, es aun en mayor grado para lospequeos poros, debido a que la movilidad de las molculas de agua unidas a las partculasslidas, es muy baja por los efectos de adsorcin (sortividad). Conforme el contenido dehumedad baja, disminuye el potencial mtrico y la conductividad tiende a disminuir conmayor rapidez.

En condiciones de saturacin (o casi saturacin), los suelos de textura gruesa presentan unamayor conductividad, como consecuencia del mayor tamao de sus poros, que permiten unams fcil transmisin del agua. Sin embargo, a potenciales mtricos bajos, las mayoresconductividades se logran en suelos de texturas finas, ya que poseen una seccin efectiva detransmisin en esas condiciones, superior a los suelos de textura gruesa.

La cantidad total de agua que entra en un suelo, es mayor cuando el suelo se encuentrainicialmente seco que cuando est hmedo; no obstante, la velocidad de avance del agua(conductividad) a lo largo del perfil del suelo, es inferior en el caso de suelo seco.

Algunas consideraciones metodolgicas para el diagnstico del funcionamiento fsico del suelo

Es conveniente recordar que los sistemas de flujo de los suelos estn condicionados por un patrnnatural que define a estos como medios esencialmente heterogneos y anistropos. En la prcticallegar a medir este patrn natural es muy difcil, por no decir que muchas veces resulta prcticamenteimposible.

Parmetros fsicos tales como la densidad aparente, humedad gravimtrica, resistencia mecnica,textura, etc., considerados aisladamente, para el diagnstico del suelo no resultan suficientes cuandose desea determinar su potencialidad fsico-funcional. Pero stos, junto con otros parmetrosdependientes como la porosidad total, porosidad de aireacin o efectiva, y la conductividadhidrulica, en un anlisis integrado, resulten ms convenientes para estudiar y explicar los procesosfsicos en el continuo suelo-planta.

DENSIDAD REAL Y DENSIDAD APARENTE

En el estudio de los suelos se distinguen dos tipos de densidad: la densidad real (o de partcula) quecorresponde a la densidad de la fase slida del suelo, y la densidad aparente que incluye el volumende partculas y el volumen vaco de los poros.

La densidad aparente permite evaluar el efecto del manejo que se da al suelo, adems este valor esnecesario para referir los datos de los anlisis de laboratorio a un volumen de suelo en condiciones decampo (ejemplo: determinacin de la cantidad de materia orgnica, nitrgeno total, etc.), para elclculo de la lmina de agua hasta una profundidad dada, y para calcular la porosidad total.

Densidad real o de partcula (dp)En general para la mayora de los suelos agrcolas, se pueden considerar valores de densidad departcula de alrededor de 2,65 gr/cc. La materia orgnica presenta valores cercanos a 0,20 gr/cc.

Densidad aparente (dap)Se refiere a la relacin entre el peso seco de una muestra de suelo y el volumen que ocup dichamuestra a campo, con su ordenamiento natural. Por lo tanto la dap variar en funcin de la textura,del estado de agregacin, del contenido de materia orgnica, del manejo que recibi el suelo, delcontenido de humedad (sobre todo en suelos con materiales expandibles).El muestreo puede efectuarse con anillos, de relacin dimetro/altura mayor a 1.

POROSIDAD TOTAL (PT)Puede calcularse a partir de la dap con la siguiente frmula:

PT = 1 dap/dp

POROSIDAD DE AIREACIN (Pa)En capacidad de campo, es la porosidad que no retiene agua y por lo tanto da una idea de laproporcin de poros de mayor tamao. A veces se la denomina porosidad efectiva. Se puede estimarfcilmente restando a la porosidad total la humedad de capacidad de campo expresada comohumedad volumtrica.

Pa = PT - HV

HUMEDAD EDFICAEs una forma de indicar la cantidad de agua presente en el perfil del suelo, a una dada profundidad,estrato u horizonte del suelo, en un momento determinado. Puede ser expresada de tres manera:a) como Humedad Gravimtrica (en relacin a la masa) (g/g)b) como Humedad Volumtrica (en relacin al volumen) (cc/cc) c) como Lmina (mm)

a) la HG es la relacin entre la masa de la fraccin lquida y la masa de la fraccin slida

HG = (peso hmedo peso seco) / peso seco

Por ejemplo un suelo cuya HG es de 0,25 25% tiene 0,25 g de agua por gramo de suelo seco, 25g de agua en 100 g de suelo seco.

b) La HV es la relacin entre el volumen de la fraccin lquida y el volumen de la muestra seca.

Para convertir la humedad gravimtrica a la forma volumetrica hay que afectarla por la densidadaparente del suelo.

HV = HG * dap

Para el mismo ejemplo, un suelo con una dap de 1,25 g/cc, la HV ser de 0,30 cc/cc o 30%; es decir0,30 cc de agua por cada cc de suelo seco 30 cc de agua en 100 cc de suelo seco.La humedad del suelo en trminos volumtrico es ms conveniente para el diagnstico, por cuantoexpresa ms claramente el volumen de suelo que esta ocupado por agua. En otras palabra dos suelospueden tener la misma humedad gravimtrica, pero distinto volmen de agua si las densidades sondiferentes.

c) La L es una forma de expresin de mucha utilidad porque no depende del rea. Para calcularlabasta multiplicar la HV por la profundidad considerada. Por ejemplo si la profundidad de muestropara el ejemplo anterior fue de 25 cm

L = 0,30 * 250 mm = 75 mm de agua (en dicha capa de 25 cm)

CONDUCTIVIDAD HIDRULICA e INFILTRACIN

Cuando una fuente de agua, se pone en contacto con la superficie del suelo, las etapasiniciales del movimiento del agua hacia el interior del perfil, son dominadas por laspropiedades capilares del suelo. En estado estacionario, el flujo de agua es gobernado por unfactor hidrulico, un factor gravitacional y un factor de capilaridad del suelo. En un suelo nosaturado el movimiento del agua esta dado por: la conductividad hidrulica y la sortividad.

* Conductividad Hidrulica (K): es una medida de la habilidad de un suelo de conduciragua bajo un gradiente de potencial hidrulico. Describe la conductividad hidrulica de unmedio poroso. (longitud/tiempo)

* Sortividad (S): es una medida de la habilidad que tiene un suelo de absorber agua duranteel proceso de humedecimiento. En general cuanto mayor es el valor de S, mayor ser elvolumen de agua que puede ser absorbida y en forma ms rpida. (longitud/tiempo1/2)

* Infiltracin (I): se refiere a la entrada del agua al perfil del suelo a travs de la superficiedel mismo. Este proceso es controlado por muchos factores, uno de los cuales es la estructura

de la superficie. La ecuacin que relaciona la infiltracin acumulada en un tiempotranscurrido (Philip 1957), toma la forma:

I(t) = S1 t1/2 + S2 t + S3 t3/2 + ... + Sn tn/2 + K0 t (1)

En la cual, la sortividad, S1, describe la absorcin de agua por el suelo como resultado delgradiente de potencial mtrico. Para cortos periodos de tiempo:

I(t) = S1 t1/2 + K t (2)

Las ecuaciones (1) y (2) indican que cuando el suelo est seco, la tasa de infiltracin inicial esalta debido a la sortividad (por ej.: alto gradiente de potencial mtrico entre el suelo y lalmina de agua aplicada), pero a medida que transcurre el tiempo la velocidad de infiltracinalcanza una tasa constante o estacionaria, a menudo llamada Infiltracin bsica, y que seasemeja mucho al valor de Conductividad Hidrulica saturada.

El desarrollo y mejoramiento de mtodos y equipos para la medicin e interpretacin de laspropiedades fsicas de los suelos ha permitido ltimamente avanzar en los conocimientos delfuncionamiento hdrico en particular

La utilizacin de la Conductividad Hidrulica como parmetro de medicin en si mismo ocomplementariamente con la Densidad Aparente, mejorara y facilitara el anlisis e interpretacinpara un mejor diagnostico del estado funcional del suelo.

La tasa de infiltracin ocasionalmente medida con cilindros, muchas veces resulta imprecisa, einsume mucho tiempo.

En nuestro pas los mtodos de laboratorio sobre muestras de suelo no disturbado, siguen siendohasta el presente muy utilizados, constituyendo el patrn de referencia de otras tcnicas. Sin embargopara que cumplan dicha funcin debe presentar una serie de requisitos tanto en el diseo de losequipos como en el tratamiento de las muestras, preparacin de la solucin, etc. No obstante uno delos principales inconvenientes esta dado por el volumen relativamente pequeo de la muestra, que noresulta as representativo de los macroporos, grietas y otros detalles de la estructura que se presentanen el campo. Otro inconveniente reside en la forma en que son extradas las muestras, mediantegolpes o aplicando presin, afectando la continuidad de los macroporos, subestimando osobrestimando el verdadero valor de la conductividad hidrulica.

Estos inconvenientes pueden ser salvados en gran medida efectuando las mediciones directamente enel sitio de estudio, para lo cual una gran cantidad de mtodos de campo es mencionada por laliteratura para la determinacin de la conductividad hidrulica en condiciones de saturacin y no-saturacin. Pero muchas de estas tcnicas generalmente consumen tiempo, resultan tediosas ycostosas, sobre todo cuando se requieren un gran nmero de repeticiones.

En contraposicin, recientemente se han desarrollado una serie de mtodos de campo de diseosimple, confiabilidad y rapidez, como son el permemetro Guelph, ya desarrollado comercialmente;el permemetro compacto de carga constante, y otros que permiten medir las propiedades hidrulicasdel suelo como el permemetro de disco y el infiltrmetro de tensin.

En base a la mencionada informacin internacional, el Instituto de Suelos del INTA Castelar vienedesarrollando en los ltimos aos equipos de construccin sencilla, de funcionamiento gil yconfiable para el estudio de la dinmica del agua en el suelo (Gil 1999).

INFILTRMETRO y PERMEMETRO DE DISCO

Este instrumento esta diseado para medir las propiedades hidrulicas del suelo encondiciones de campo. Presenta la ventaja de poder hacer mediciones rpidas, directamentede una superficie reducida del suelo con un mnimo o nulo disturbio.

PROCEDIMIENTO DE CLCULOS:

Ejemplo de Planilla de Registro y Clculos del Permemetro-Disco

Lectura Tiempo Tiempo, t t. Parcial tiempo 1/2 I.parcial I.acum. Vel.Inf.(cm) (min) (hora) (hora) h1/2 (cm) (cm) (cm/h)

0 0.00 0.000 0.000 0.000 0.00 0.00 0.0001.5 0.50 0.008 0.008 0.091 0.19 0.19 23.2562.7 1.00 0.017 0.008 0.129 0.16 0.35 18.6053.7 1.50 0.025 0.008 0.158 0.13 0.48 15.5044.5 2.00 0.033 0.008 0.183 0.10 0.58 12.4035.8 3.00 0.050 0.017 0.224 0.17 0.75 10.0786.8 4.00 0.067 0.017 0.258 0.13 0.88 7.7527.5 5.00 0.083 0.017 0.289 0.09 0.97 5.42610.7 10.00 0.167 0.083 0.408 0.41 1.38 4.96113.3 15.00 0.250 0.083 0.500 0.34 1.72 4.03115.6 20.00 0.333 0.083 0.577 0.30 2.02 3.56617 25.00 0.417 0.083 0.645 0.18 2.20 2.17118 30.00 0.500 0.083 0.707 0.13 2.33 1.550

19.2 40.00 0.667 0.167 0.816 0.16 2.48 0.93020.3 50.00 0.833 0.167 0.913 0.14 2.62 0.85321.3 60.00 1.000 0.167 1.000 0.13 2.75 0.77522.3 70.00 1.167 0.167 1.080 0.13 2.88 0.77523.1 80.00 1.333 0.167 1.155 0.10 2.98 0.62024 90.00 1.500 0.167 1.225 0.12 3.10 0.698

I.parcial = (Ln Ln-1).f Ln y Ln-1 : lecturas a tn y tn-1 f: factor de calibracin =0,1292

Velocidad de Inf. = Ip/tp

INFILTRACION (I)

La lmina de agua que infiltr (I) en el suelo en un tiempo (t), es la cantidad de agua que haentrado en el suelo en ese tiempo, en un rea de la seccin transversal, correspondiente a ladel disco.

La Infiltracin parcial (In) se calcula a partir de cada una de las lecturas registradas usandola siguiente relacin:

In = (Ln Ln-1) . f

Ln y Ln-1 son una lectura y su inmediata anterior en los tiempos tn y tn-1 respectivamente; y f es el factor de calibracin del equipo: 0,1292.

La Infiltracin acumulada (Ia), es la suma para cada uno de los valores de In.

Ia = In + In+1

La Velocidad de Infiltracin (Ii), en un instante deteminado ser la relacin entre la Ip y tp,(grafico 1), es decir:

Ii = (Ln Ln-1).f / (tn tn-1)

Graf. 1: Tasa de Infiltracin

y = 1,0201x-0,9463

R2 = 0,9627

0

10

20

30

40

50

60

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4

Tiempo (h)

Infilt

raci

n (

cm/h

)

Ib 0,78

SORTIVIDAD (So)

La sortividad (So) se puede calcular a partir de las mediciones de I f(t) realizadas durante laprimera etapa de la infiltracin. Para calcular So graficar la Ia sobre el eje de ordenadas (y),en funcin de la raz cuadrada del tiempo, t1/2 sobre el eje de abscisas (x). La pendiente de laporcin lineal es la Sortividad y presenta unidades de longitud/tiempo1/2 . (Grfico. 2).

Graf. 2: Sortividad

0

1

2

3

4

5

6

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4

T iempo (h1/2)

Inf.

acu

mula

da (

cm)

S = 7,5 cm/h1/2

r2 = 0,99

FLUJO ESTACIONARIO (K).

Se puede estimar a partir de las mediciones de Ia(t) en la etapa final. Es la pendiente de laseccin lineal de la Ia graficada en funcin del tiempo (t) (Grfico3). Presenta unidades delongitud/tiempo. Es equivalente a la Conductividad Hidrulica Saturada.

Graf. 3: Flujo Estacionario

0

1

2

3

4

5

6

0,0 0,2 0,4 0,6 0,8 1,0 1,2 1,4

Tiempo (h)

Inf.

acu

mula

da (

cm)

K = 0,78 cm/h

r2 = 0,99

EJEMPLOS CON RESULTADOS EXPERIMENTALES

Relaciones entre las caractersticas del sistema poroso y la conductividad hidrulicasaturada y no saturada en un Argiudol tpico, serie Capitn Sarmiento. (Gil R., Borrell O.,2000)

El relativamente alto porcentaje de arcilla y limo fino que presentan estos suelos, le confierena los mismos propiedades de dilatacin y contraccin importantes, y tambin caractersticashdricas particulares como ser la de poseer una conductividad hidrulica (K) muy variabledependiendo de la condicin estructural y del contenido de humedad en un momentodeterminado.El grfico 1 describe la variacin de la Ksat con el aumento de la DA para un amplio rango devalores encontrados en los sitios seleccionados, que oscilan desde 0,9 a 1,51 gr/cc. Se observaque existe una relacin inversa entre la Ksat y la DA. Sin embargo el ajuste que presenta lamisma es muy bajo, observndose que por ejemplo para densidades medias de 1,25 gr/ccencontramos Ksat entre menos de 1 y ms de 12 cm/h.

Este comportamiento general, muy posiblemente sea debido a que el aumento de la DA traeaparejado una disminucin en el volumen total de poros del suelo. Pero como se ve en elgrfico el comportamiento de la Ksat es muy variable, dado que el mismo no solo est regidopor la PT sino que adems est influenciado en gran medida por la distribucin del tamao, lacontinuidad y la estabilidad del sistema poroso.

G r a f . : 1 . V a r ia c i n d e l a K s a t c o n e l a u m e n t o d e l a D A e n s u e l o s A r g i u d o l e s T p i c o s d e l a P a m p a

O n d u l a d a

y = -2 1 ,2 2 5 x + 3 2 ,5 6 9R 2 = 0 ,3 2 6 4

0

2

4

6

8

1 0

1 2

1 4

1 6

1 8

2 0

0 , 8 1 1 , 2 1 , 4 1 , 6

D A (g r / c c )

Ksa

t (c

m/h

)

Por otra parte est ampliamente demostrado el rol fundamental que cumplen los macroporoscontinuos en la Ksat.

En el grfico 2, se observa que al eliminar el efecto de los macroporos los niveles de K paralos suelos estudiados son muy bajos, y el ajuste de este comportamiento con la DA esdespreciable.

En base a lo observado surge la necesidad de estudiar la relacin existente entre elmovimiento del agua y la macroporosidad.

Ya en 1977 Scott Rusell observ la disminucin de la PT por pasar de una DA de 1.24 a 1.52gr/cc, valores semejantes a los encontrados en nuestro trabajo. Pero lo llamativo del trabajo deScott Rusell, es la disminucin de los macroporos (mayor a 1.2 mm) y mesoporos (0.1 a 1.2mm), y el aumento correspondiente de los microporos (menores a 0.006 mm).

Justamente, como surge del anlisis de la ecuacin de capilaridad, los macro y mesoporosparticipan en el movimiento del agua en el flujo saturado. Por otra parte segn Poiseville, lavelocidad de un fluido en un tubo es proporcional a la cuarta potencia de su radio. Esto nosest indicando la importancia de considerar en el sistema poroso, no solo la PT como surgedel anlisis de la DA, sino adems la distribucin del tamao. As por ejemplo, de acuerdo aPoiseville una reduccin a la mitad en el dimetro de los poros del suelo, implicara reducirdiecisis veces la velocidad del agua dentro de los mismos.

G raf. : 2. Var iacin de la K no saturada (-20m m ) con e l aumento de la DA en sue los Arg iudo les

T p icos de la Pam p a O n d u lada

y = 0,3363x + 0,3834R 2 = 0,0027

0

1

2

3

4

5

6

0,8 0,9 1 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6

DA (gr/cc)

K -

20

mm

(cm

/h)

El grfico 3 muestra como al aislar el efecto de los poros menores a 1.5 mm, la relacin entrela Ksat y la variacin de la DA aumenta significativamente, logrndose pasar de un r2 de 0.32a un r2 de 0.65. Por otra parte si se compara el grfico 3 con el grfico 2, se observaclaramente el aumento de los valores de Ksat producto de la participacin de lamacroporosidad en cuestin, pasando de un rango cercano a cero y 1.5 cm/h a un rangocercano a cero y 12 cm/h, dependiendo del grado de densificacin del suelo.

Una forma de corroborar lo dicho es analizando la posible relacin existente entre los valorescalculados de Pa en capacidad de campo y los observados de Ksat en poros mayores de 1.5mm. El grfico 4 muestra dicha relacin con un ajuste levemente superior al descriptoanteriormente (r2 0.66).

G raf. : 3. Efecto del aum e n to de la DA sobre e l func ionam iento de la macroporos idad en

sue los Arg iudo les T p icos de la Pampa Ondu lada

y = -16,66x + 25,489

R 2 = 0,6515

0

2

4

6

8

10

12

14

0,8 0,9 1 1,1 1,2 1,3 1,4 1,5 1,6

DA (gr /cc)

Ksa

t -

K-2

0m

m (

cm/h

)

Parmetros como la DA y contenido de agua gravimtrica, no resultaran de los msadecuados en el anlisis de la evolucin de los suelos estructurados y / o labrados. Sera msconveniente un anlisis basado en Volmenes Especficos (VE) o Relacin de Vacos.Siguiendo esta sugerencia, se analiz la relacin entre la participacin de los macroporossuperiores a 1.5 mm con la Pa expresada como VEa, logrndose un mejor ajuste ycorroborando una vez ms la ntima relacin existente entre la macroporosidad y la Ksat(grfico 5).

G r a f . : 4 . R e l a c i n e n t r e l a c o n d u c t i v i d a d h id r a l i c a d e l o s m a c r o p o r o s m e d id a , y l a

p o r o s i d a d d e a i r e a c i n ( P a ) e n s u e l o s A r g iu d o l e s T p i c o s d e l a P a m p a O n d u la d a

y = 2 5 ,3 3 5 x + 0 , 6 5 5 7

R 2 = 0 , 6 6 7 5

0

2

4

6

8

1 0

1 2

1 4

0 , 0 0 0 , 1 0 0 , 2 0 0 , 3 0 0 , 4 0 0 , 5 0

P a ( c c / c c )

Ksa

t -

K-2

0m

m (

cm/h

)

G r a f . : 5 . R e l a c i n e n t r e l a c o n d u c t i v i d a d h i d r u l i c a d e l o s m a c r o p o r o s y e l v o l m e n

e s p e c f i c o d e a i r e a c i n e n s u e l o s A r g i u d o l e s T p i c o s d e l a P a m p a O n d u l a d a

y = 8 , 9 8 8 1 x + 1 , 2 8 5 2

R 2 = 0 , 6 8 5 3

0

2

4

6

8

1 0

1 2

1 4

0 , 0 0 0 , 2 0 0 , 4 0 0 , 6 0 0 , 8 0 1 , 0 0 1 , 2 0

V E a ( c c / c c )

Ksa

t-K

-20m

m(c

m/h

)

Aunque es necesario avanzar en estos conocimiento, los resultados obtenidos en estos trabajosdemuestran la posibilidad de utilizar las mediciones de Ksat como un indicador confiable parael estudio del comportamiento funcional del sistema poroso, en especial de los poros deaireacin y flujo rpido.

Por lo tanto, en planteos de siembra directa y teniendo en cuenta la generacin de macroporosbiolgicos por races, lombrices, etc., este parmetro constituira un mejor indicador que lamera determinacin de la DA, complementndose con la misma.

En la prctica para demostrar lo analizado y observar el comportamiento de la condicinestructural del suelo a travs de la Ksat como indicador, se hicieron mediciones en situacionescontrastantes por compactacin generada por el trnsito de la maquinaria.

En el grfico 6.a se muestran los valores promedios de PT en la zona superficial ysubsuperficial (10 cm) sin paso de la maquinaria, y superficial y subsuperficial (10 cm) conpaso de la maquinaria (sobre la huella), y para cada situacin los correspondientes valorespromedios de Ksat (grfico 6.b). Obsrvese que los mayores valores de Ksat (7.44 cm/h)corresponden a la zona superficial sin paso de la maquinaria con valor promedio de PT 0.54cc/cc. Por otra parte la zona subsuperficial sin paso de la maquinaria present la misma Pt queen superficial de la huella, con valores de 0.49 cc/cc, sin embargo la Ksat en la zonasuperficie huella fue significativamente menor que la subsuperficial sin compactacin casi ala mitad, lo cual estara relacionado con la incidencia de la compactacin en la disminucin dela macroporosidad.

7,44

4,252,34

0,41

0

5

10

K s

at.

(c

m/h

r)

0,540,49 0,49 0,47

0,4

0,45

0,5

0,55

Poro

sidad

Tota

l (c

c/cc

)

Superficial 10 cm Huella sup. H. 10 cm

Graf.: 6. Efecto del trnsito de maquinaria en lotes de SD sobre la Conductividad Hidrulica en suelos Argiudoles

Tpicos de la Pampa Ondulada

a)

b)

Un efecto ms marcado puede observarse en la zona subsuperficial con huella, en la cual parauna PT de 0.47 cc/cc comparada con el 0.49 cc/cc de la subsuperficial sin huella, la Ksat pasde 4.25 cm/h en sin huella a 0.41 cm/h en la huella. Esto demuestra una vez ms como la Ksatresalt estas diferencias en el comportamiento funcional del suelo, ms que la observada atravs de la PT. En otras palabras, mientras que la PT disminuy un 4%, la Ksat mostr unavariacin del 90%.

Otro caso observado sobre un lote de pradera fue el efecto de la macroporosidad generadapor insectos de suelo. En el grfico 7 se observa que para valores de DA (y PT) prcticamenteiguales (1,30 y 1,28 gr/cc), la Ksat aumenta significativamente en la situacin con actividadbiolgica pasando de 4.7 a 15.5 cm/h. Del mismo modo la participacin de poros mayores a1.5 mm de dimetro de 4.16 a 11.1 cm/h, diferencias estas no detectadas a travs delparmetro de DA.

K s a t K s a t - K - 2 00

2

4

6

8

1 0

1 2

1 4

1 6

G r a f . : 7 . V a r i a c i n d e l a K s a t p o r e f e c t o d e l a B i o p o r o s i d a d e n s u e l o s A r g i u d o l e s T p i c o s d e

l a P a m p a O n d u l a d a

S i n B i o p o r o s i d a d v i s i b l e . D A : 1 , 3 g r / c c ; P T : 5 1 , 0 %

C o n B i o p o r o s i d a d v i s i b l e . D A : 1 , 2 8 g r / c c ; P T : 5 1 , 6 %

Algunas Consideraciones tiles para ampliar los criterios de diagnstico del aguadisponible para los cultivos:

El contenido de agua que presenta un suelo en un momento determinado, depende de suspropiedades transmisivas y de los gradientes hidrulicos, ambos aspectos condicionados porla porosidad, asimismo pasible de ser modificad por distintos factores. Por lo tanto, lacapacidad de almacenaje debe medirse, para cada suelo en particular, en condiciones decampo, siendo que las mediciones de laboratorio representan valores no siempre muyconfiables.

A pesar de la difusin que presenta el concepto de intervalo de humedad disponible aguatil (diferencia entre la capacidad de campo y el punto de marchitez permanente), es necesarioresaltar que en la naturaleza las cosas no son tan sencillas y matemticas, ya que parte delagua gravitacional tambin est disponible cuando el flujo pasa por donde estn las races delas plantas.

Bajo el supuesto de que el agua est menos disponible conforme el contenido de aguadisminuye por debajo de la capacidad de campo, se debe tener en cuenta que en los procesosde transpiracin y crecimiento, la tensin hdrica de la planta, no solo depende de la tensinhdrica del suelo, y del estado de desarrollo del cultivo, sino tambin de la demandaatmosfrica de agua, con lo cual en das muy secos y con fuertes vientos, las plantas puedensufrir sequas aunque el suelo est en las proximidades de la capacidad de campo y por elcontrario, pueden vegetar y crecer ptimamente en suelos relativamente secos cuando lademanda atmosfrica sea baja. Por lo tanto las constantes hdricas de capacidad de campo ypunto de marchites permanente no deberan ser tomada con demasiada rigurosidad en eldiagnstico de las relaciones suelo-agua-planta