Post on 09-Oct-2019
Precipitación+Riego Evaporación+Transpiración
Balanc
e
* Complejo biológico
* Soporte físico (anclaje)
* Reserva de nutrientes
* Reserva de Agua (aire)
Funciones del suelo:
Es la base del riego por aspersión
Fracción sólidaFracción líquidaFracción gaseosa: O2, CO2
Poros: Macroporos y microporos
Contenido de agua en el suelo
Humedad gravimétrica (θg):
Es la relación entre el peso del agua y el peso del suelo seco
100P
P 100
seco suelo Peso
agua de Peso(%) θ
ss
ag ==
Contenido de agua en el suelo
Contenido de agua en el suelo
Humedad volumétrica (θv):
Es la relación entre el volumen de agua y el volumen total o aparente del suelo
100V
V 100
suelo del talVolumen to
agua deVolumen (%) θ
as
av ==
Se define como el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y el volumen total o aparente del suelo (Vas), que incluye tanto la parte sólida como los poros.
as
ssa
V
Pd =
0,7 g/cm3 => suelos volcánicos
1,8 g/cm3 => suelos arenosos
COMPACTACIÓN
Densidad aparente
1,2 a 1,4 g/cm3 => horizontes superficiales
1,4 a 1,6 g/cm3 => horizontes profundos
Es el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y el volumen ocupado por las partículas sólidas (Vs), es decir, el volumen descontando los poros.
s
ssr
V
Pd =
La densidad real de los suelos es casi constante e igual a 2,6 2,6 g/cm3 (2,6 t/cm3), pudiendo disminuir cuando abunda la materia orgánica
Densidad real
Relación entre θg y θv
a
v
v
aa
a
ssa
a
ss
ag
d)
V(d
P
Vd
P
P
P θ
θ
θ ====
1V
P
a
a =
gad θθ =v
Es el volumen ocupado por los poros, expresado normalmente como porcentaje del volumen total del suelo.
r
a
s
ss
t
ss
asss
sss
as
s
as
sas
t
poros
d
d1
VP
VP
-1 V P
P V1
V
V1
V
VV
V
Vε −==−=−=
−==
−=
r
a
d
d1 (%) ε 100
La porosidad oscila entre el 25 y el 60%, aunque normalmente se encuentra entre el 40 y el 50, pudiendo llegar en suelos con mucha materia orgánica al 90%.
Porosidad (ε):
h
h
h S
h S
V
Vθ aa
t
av ===
100
h (%) θh v
a =
ha
3m 10 mm 1 =
h
ha
Altura de lámina de agua
Clasificación del agua en el suelo:
Intervalo de
Hum
edad disponible
(IHD)
Punto de marchitamiento (Pm)
Nivel de agotamiento permisible (NAP)
Capacidad de campo (Cc) o de máxima retención de agua
Suelo saturado
Agua útil
����
Agua libre o de gravedad
Agua higroscópicaSuelo seco
ESTADOS DE HUMEDAD DEL SUELO
Estados de humedad
Agua higroscópica: Es el agua adsorbida de una atmósfera de
vapor de agua como resultado de las fuerzas de atracción
sobre las moléculas de agua, de las superficie sólida de las
partículas del suelo.
Agua capilar: Es el agua retenida en los poros pequeños del
suelo que poseen efecto capilar y que está retenida por
tanto, por fuerzas debidas a la tensión superficial.
Agua de gravitación: Es aquella que ocupa temporalmente el
volumen de aireación, y que fluye bajo la acción de la
gravedad, al no poderla sostener el suelo.
Clasificación del agua en el suelo:
Cantidad de agua ≠ Estado energético del agua
Curvas P-V
0 2 4 6 8 10 12 14 16
0.10
0.20
0.30
0.40
0.50
Hum
edad v
olu
métric
a (%
)
Presión (bares)
Ap
Bck
Potencial hídrico del agua en el suelo
El potencial hídrico del suelo es la cantidad de trabajo que hay que realizar para transportar reversible e
isotérmicamente la unidad de cantidad de agua desde una situación de referencia hasta el punto de suelo considerado.
Potencial hídrico del agua en el suelo
• No importa el “potencial”, sino la diferencia de potencial. Por ello, la referencia es indiferente.
• El agua se mueve de mayor a menor potencial.
• Puede expresarse en términos de trabajo/masa, pero lo habitual es trabajo/volumen, expresándose en unidades de presión.
pgom ΨΨΨΨΨ +++=
mΨ
oΨ
Potencial mátrico
Potencial osmótico
Potencial del agua en el suelo
gΨ
pΨ
Potencial gravitacional
Potencial de presión
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial Potencial mmáátricotrico: Sólo se presenta en suelos subsaturados, y se debe a mecanismos de retención del agua en el suelo (fuerzas capilares de atracción entre moléculas de agua y de suelo, es decir, fuerzas de adhesión y cohesión).
Su valor siempre es negativonegativo, ya que la presión que origina se opone a la expulsión del agua del suelo. Cuanto más seco está un terreno, más bajo es el potencial mátrico y mayor será la presión necesaria para extraer el agua.
Potencial mátricoPotencial hídrico del agua en el suelo
Potencial osmPotencial osmóóticotico: Se debe a las diferencias de concentración a ambos lados de una membrana semipermeable (membranas celulares de las raíces), produciéndose un flujo de agua hacia la solución más concentrada (xilema).
Este potencial es siempre negativonegativo.
Ψo = MRT
Siendo: M = molalidad
R = constante universal de los gases (0,0820)
T = temperatura absoluta.
Existe una gran relación entre Ψo y conductividad eléctrica:
Potencial osmótico
Ψoeθv
ε Ψo ; CEe 0,36- Ψoe ==
Potencial osmótico en
extracto de saturación
Porosidad
Humedad volumétrica
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial gravitacional
Potencial gravitacionalPotencial gravitacional: Se debe a la altura geométrica del punto considerado respecto al plano de referencia, coincidiendo su valor con esta distancia
Potencial hídrico del agua en el suelo
Potencial de presión
Potencial de presiPotencial de presióónn: Sólo aparece en suelos saturados y se debe a la presión ejercida por el agua que satura el suelo sobre el punto considerado. Su valor es siempre positivopositivo, siendo igual a cero en suelos subsaturados.
Potencial hídrico del agua en el suelo
Por tanto, y son excluyentes
Se entiende por potencial hidráulico a la suma de los potenciales mátricoy gravitacional
El agua se mueve en el suelo en el sentido de los potenciales hidráulicos decrecientes.
gmH ΨΨΨ +=
pΨmΨ
Potencial hidráulico
Para un mismo contenido de humedad, los distintos suelos retienen el agua con
distinta energía, es decir, la relación humedad-potencial mátrico varía para cada
tipo de suelo.
Curvas características de humedad
Métodos directos (gravimétricos)
Métodos directos
Se toma una muestra, se pesa, se deseca en
estufa a 105ºC hasta peso constante (≅ 24
horas) y se vuelve a pesar. La diferencia de
peso es debida al agua que tenía inicialmente
y ha perdido. No es un método de campo.
Métodos indirectos
•Tensiómetricos
•Bloques de yeso
•Sonda de neutrones
•Tdr
•Enviroscan
TDR
TDR (Time Domain Reflectometry): determina θv
Mide la constante dieléctrica del suelo por medio del tiempo de recorrido de un pulso electromagnético que se introduce en el suelo a través de dos varillas de acero inoxidable.
El tiempo de recorrido es proporcional a la constante dieléctrica del suelo, la cual varia con el contenido de humedad del mismo.
Enviroscan
Enviroscan: Determina θv
Utiliza la capacitancia para medir la humedad del suelo. Alrededor de cada sensor se crea un campo eléctrico de alta frecuencia, y la frecuencia medida es función de la humedad del suelo.
Movimiento del agua en el suelo
El agua en el suelo agrícola nunca está inmóvil
Flujo saturado
Flujo no saturado
Gravedad
Potencial mátrico
Controlado por
Controlado por
Flujo saturado
� Tiene interés para el drenaje.
� El caudal transferido por unidad de sección es:
L
ψψK
L
∆ψK q H2H1H −
==
Siendo
K = conductividad hidráulica del flujo saturado
Medida de la capacidad del suelo para conducir agua.
Suelos arenosos: K entre 10-3 y 10-2 cm/s
Suelos arcillosos: K entre 10-7 y 10-4 cm/s
∆ψH = diferencia de potencial hidráulico.
∆ψH/L = gradiente, “fuerza motriz que obliga al agua a moverse”.
Darcy-Buckingham
Depende de la porosidad total y
del tamaño de los poros
Flujo no saturado
• Conforme se descargan los poros grandes, toma importancia ψm frente a ψg .
• Puede aplicarse la ley Darcy si se considera K función del contenido hídrico K=K(θ).
• La conductividad K disminuye al hacerlo la humedad (100.000 veces por 1 bar)
• Al no estar saturados los poros, la sección conductora de agua disminuye.
• En flujo saturado, los mejores conductores son los arenosos. En flujo no saturado (salvo θv muy alta), suelen ser los arcillosos mejores conductores para una misma humedad volumétrica. Esto produce un efecto de retención de agua cuando debajo de un horizonte arcilloso hay uno arenoso.
Variación de K con θv
Variación de K con la textura
Infiltración
Se entiende por tal el paso del agua a través de la superficie del suelo y tiene gran importancia en el proceso de riego, ya que limita el ritmo de aplicación de agua al terreno.
Infiltración
t
Infiltración θv1 < θv2 < θv3
θV1
θV2
θV3
InfiltraciónPuede implicar:
• Movimiento unidireccional (riego a manta)
• Movimiento bidireccional (riego a surcos)
• Movimiento tridirecional (riego por goteo)
Es un proceso complejo, que va a depender de:
• Tiempo.
• Humedad inicial
• Conductividad hidráulica saturada, K
• Estado de la superficie del suelo y cambios que experimenta durante la humectación.
• Aire atrapado durante el proceso de aplicación de agua
Infiltración acumulada
• La infiltración acumulada, que normalmente se mide en mm, representa la cantidad total de agua que ha pasado a través de la superficie del suelo en un tiempo determinado.
aK tI = Ec. Kostiakov, 1932
DtcK tI a +⋅+= Ec. Wallender
A ttsI 1/2 +⋅= Ec. Philip, 1957
s= sorptividad, que depende de la humedad
A= velocidad de infiltración estabilizada, o infiltración
constante después de cierto tiempo, función del tipo de suelo
(30mm/h para arenosos, 5 mm/h para arcillosos)
Infiltración acumulada
Velocidad de infiltración
La velocidad de infiltración (infiltrabilidad), que se mide en mm/h, depende principalmente de:
� Tiempo de infiltración
� Contenido inicial de agua en el suelo
� Conductividad hidráulica saturada
� Estado de la superficie del suelo
� Presencia de estratos de diferente textura
La velocidad de infiltración disminuye con el tiempo, conforme el suelo aumenta su humedad
(suelo húmedo)
1-a taK dt
dIi == Ec. Kostiakov, 1932
Ats2/1i -1/2 +⋅⋅= Ec. Philip, 1957
Redistribución del agua después de la
infiltración� La redistribución comienza tras la infiltración.
� Es función de los gradientes de potencial hidráulico, tendiendo estos a igualarse.
� Las capas húmedas pierden humedad, mientras las mas secas aumentan su humedad.
� El gradiente de potencial va disminuyendo con el tiempo, con lo que el movimiento del agua se RALENTIZA con el tiempo. Esto es función del tipo de suelo.
Redistribución del agua después de la
infiltracióna) Suelos muy húmedos
El gradiente de potencial mátrico es muy pequeño en
comparación con el gradiente de potencial gravitatorio.
La Ley de Darcy-Buckinghan quedaría:
- El suelo arenoso contine menos agua en saturación, y la
pierde más rápidamente al principio.
- La redistribución es afectada por estratos menos
permeables.
z
z )θ(K
z)K(θq H ∆
−=∆Ψ
−=
Redistribución del agua después de la
infiltracióna) Suelos poco húmedos
La rapidez de distribución depende, además, de:
- Propiedades hidráulicas del suelo.
- Profundidad inicial del suelo mojado.
- Humedad de capas más profundas.
La redistribución es más rápida cuanto menor sea la
profundidad del suelo inicialmente mojado, y mayor la
sequedad del suelo más profundo.
Perfiles de agua en el suelo en varios tiempos después de haber añadido agua a la
superficie del suelo.
Variación del contenido volumétrico de humedad a profundidad constante en
función del tiempo en perfiles uniformes de distintos suelos
Saturación; todos los poros llenos de agua Ψm=0
Capacidad de campo o de retención; Ψm=-0,1 (ligeros) a -0,3 (pesados)
Macroporos aire y agua,
Microporos todos los poros llenos de agua
Punto de marchitez permanente (PMP); Ψm≤ - 15 bar
Agua útil o intervalo de humedad disponible (CC-PMP)
Déficit permisible de manejo (DPM)
30-60% del agua útil
Cuando agotamos el DPM, el contenido de agua en el suelo se conoce como Nivel de Agotamiento Permisible (NAP)
Estados de humedad del suelo
Agua muy móvil,
muy accidentalmente
utilizada por las
plantas
Agua móvil, fuente
esencial para los
vegetales
Agua libre
Agua
capilar
Agua
higroscópica
Agua poco móvil,
difícilmente utilizable
Agua poco móvil,
utilizable solamente
por contacto con los
pelos absorbentes
Agua absorbida por
las partículas sólidas
Variable
TIPO DE SUELO INTERVALO DE HUMEDAD
DISPONIBLE
Límite (mm/cm)
Promedio(mm/cm)
Velocidad de
infiltración máxima
(mm/h)
Arenas de textura muy gruesa. 0,33-0,62 0,40 19-25,5
Arenas de textura gruesa, arenas
finas y arenas margosas.
0,60-0,85 0,70 12,5-19
Franco-arenosos de textura
medianamente gruesa y
franco-arenosos finos.
0,85-1,45 1,15 12,5
Franco-arenosos muy fino,
francos, franco-arcillo-
arenoso y franco-limosos.
1,25-1,90 1,60 10
Franco-arcillosos de textura
medianamente fina y franco-
arcillo-limosos.
1,45-2,10 1,80 7,5
Arcillas arenosas de textura fina,
arcillas limosas y arcilla.
1,35-2,10 1,95
Valores de intervalo de humedad disponible de los diferentes suelos por unidad de profundidad y
velocidad de infiltración máxima
Perdidas de agua en el suelo
CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN DEL CULTIVO
Depende del clima
ETc = Evapotranspiración de referencia x Coeficiente de cultivo
ETo Kc
0.0
0.2
0.4
0.6
0.8
1.0
1.2
1.4
Kc
MAYO JUNIO JULIO AGOSTO SEPTIEMBRE OCTUBRE NOVIEMBRE
14/V 12/VI
13/VIII 10/IX
9/XI
0.30
1.20
0.55
Inicial Desarrollo del cultivo
Mediadosdel período
Finales del período
29 días62 días 28 días 60 días
Depende del cultivo:TipoFenología
Kc pimiento