MEDIDA IN SITU DE LAS
PROPIEDADES HIDRAULICAS DEL
SUELO
Moreno, F.; Andreu, L.; Fernandez, J.E.; Cayuela, J.A.
Instituto de Recursos Naturales y Agrobiología de Sevilla (CSIC), Apdo. 1052,41080 Sevilla.
RESUMEN
La infiltración de agua se ha medido en dos suelos de diferentes texturas, utilizando la
téc-nica del penneámetro de disco, en el rango de
potencial desde saluración hasta 100 mm de succión. La conductividad hidráulica y la sorp· tividad se determinaron a partir de esas medi-das. Las medidas de infiltración se realizaron in sil u, en un suelo arcilloso y en un suelo
franco arenoso. Jos resultados han mostrado que, en el suelo arcilloso, es la sorptividad y no la conductividad la propiedad más importante
para describir el proceso de infiltración. Los
resullados para el suelo arenoso mostraron va·
lores de conductividad y sorpti\'idad típicos de
este lipa de suelos, en donde la gravedad con-trola el proceso de infiltración para valores de
succión próximos a saturación.
Palabras clave: conductividad hidráulica, infiltración, permeámetro de disco,
sorptividad.
SUMMARY
Water infiltration was measured in two soils of different textures, using the disc per-mea meter technique, in Ihe pressure pOlentíal
range of saturation and 100 mm suclion.
Hydraulic conductivity and sorptivity were
obtained from these measurements.
Measure-menls were made in situ in a heavy clay soil and in a sandy loam soil. The clayey soil was a
cracking salt-afTecled soil. Results showed Ihal
sorptivity and not conductivity is the mos'
im-portant property lO describe infiltration into the clayey soil.ln the sandy soil results showed
hydraulic properties typicaI for Ihis Iype of soil, gravily dominating infiltration al suction values nearcr saturation.
Keywords: disc permeameter, hydraulic
conductivity, infiltration, sorptivity.
14
INTRODUCCION
Las propiedades físicas de la superfi -cie del suelo y de la capa, de algunos milímetros, por debajo de ella son las responsables de la infiltración del agua en el suelo y/o de la escorrentia. La modelización y la simulación pueden ser unos instrumentos muy útiles para predecir la infiltración y el movimiento del agua en el suelo. El desarrollo de los modelos necesita de medidas precisas
de las propiedades físicas del suelo con
el fin de representar lo mejor posible la realidad. La caracterización de las pro-piedades hidráulicas de la superficie del
suelo es también de mucha utilidad en los estudios de los procesos de erosión.
En muchos suelos, los macroporos juegan un papel importante en el tran
s-porte rápido del agua durante la infiltra -ción, ya que estos operan cuando el
potencial del agua en el suelo es muy
alto (próximo a cero). Debido a la natu-raleza frágil de los macroporos, para conocer su contribución a las propieda-des hidráulicas del suelo es necesario realizar las medidas "in situ".
Se han desarrollado algunos intru -mentas y técnicas para las medidas en el campo de las propiedades hidráulicas del suelo en condiciones no saturadas (Dixon, 1975; Hillel y Gardner, 1970;
Bouma y Denning, 1972).
Reciente-mente se han desarrollado instrumentos simples (Clothier y White, 1981; Pe-rrOux y White, 1988) que penniten m
e-dir fácilmente "in situ" las propiedades de absorción y transmisión del suelo no saturado: la sorptividad (sorptivity) S
(philip, 1957) Y la conductividad hi-dráulica K respectivamente. La influen -cia de los macroporos en la infiltración puede ser estimada comparando los va-lores de sorptividad (So) y conductivi -dad hidráulica (1<0) a un potencial ("'0) en condiciones no saturadas (pero pró-ximos a saturación), con los valores de S y Ks medidos a saturación ("'0)
(Wat-son y Luxmoore, 1986; Jarvis et al., 1987; Thony et al" 1991).
El presente trabajo presenta medidas de conductividad hidráulica y sorptivi-dad, de dos suelos de diferente textura,
utilizando la técnica del doble penneá -metro de disco. Asimismo, se discute la influencia de las características del
sue-lo en estas propiedades. MATERIAL Y METODOS
Sitio experimental
Las medidas se han realizado en dos suelos diferentes de la provincia de Se-villa. Uno de los suelos es salino muy arcilloso y está situado en las Marismas
del Guadalquivir, en la zona de Lebrija. Este suelo (clasificado como
Fluva-• Comunicación presentada al IX Congreso Nacional de Química (Química Agrícola y Alimenta-ria-3), Seyilla (España). 26 al 29 de septiembre de 1993.
E
Sr
- --411Fig.l Esquema del pemlcámetro de disco RA: depósito de alimentación
RO: Marione
M: malla de nylon
el: capilar móvil para ajustar el potencial e2: capilar de aireación
T: tubo de llenado P: pinza de Mohr
o
o
M
E: base de goma para sujetar la malla de nylon ho=h2-hl
hoes negativa para hl > h2
quent) tiene un 70% de arcilla y un 25% de limo y muestra fenómenos de expan-sión y contracción de acuerdo con las
variaciones del contenido de agua. El
otro suelo es arenoso y está situado en el término munjcipal de Coria del Río
(13 km al sur de la ciudad de Sevilla). Este suelo (clasificado como Xero
-crept) tiene un 59% de arena gruesa y
un 15% de arcilla.
Permeámetro de disco
El permeámetro de d ¡seo uti 1 izado en este trabajo fue construido siguiendo el diseño de Perroux y White (1988). En el
RIEGOS Y DRENAJES XXI/73/1993
o
Medida in situ de las propiedades hidráulicas del suelo
p
o
C1
C2
RD
esquema de la Fig. 1 se muestran las partes principales del perrneámetro. La base está cubierta con una malla de nylon (M) de 20 ~m de luz. El tubo (RD) sirve de Mariotte y posee una
en-trada móvil de aire (C 1) que se usa para
ajustar el potencial del agua (I¡!o) en la base de la malla de nylon. El tubo (RA) sirve de depósito de agua para la infil-tración y lleva una escala graduada que pennite leer los volúmenes de agua in-filtrados en función del tiempo. Las m
e-didas con los permeámetros fueron realizadas en diferentes sitios sel
eccio-nados en una parcela representativa de
cada suelo. La superficie del suelo, en cada sitio, se cubrió con una capa muy fina de arena seca (tamaño de grano 0,1
mm) con el fin de asegurar un buen
contacto de la base del penneámetro con la superficie del suelo. La
superfi-cie cubierta por la arena es exactamente
la misma que la de la base del
perrneá-metro. La infiltración acumulada lo(t) se detem1inó a partir de las lecturas en
la escala graduada del depósito (RA). Para intervalos de tiempo cortos du-rante el proceso de infiltración tridi-mensional desde la superficie del
permeámetro con un potencial \¡lo en la
superficie del suelo, existen algunos
pe-ríodos de tiempo donde la capilaridad
es dominante y entonces 10Ct) será
pro-porcional a la raíz cuadrada del tiempo (Philip, 1957). En eSle caso, para este
período de tiempo la sorptividad a un potencial \110 puede ser detennjnada a partir de:
lo=Sot '!2 (1)
Para tiempos más largos, la
naturale-za tridimensional del flujo desde el
per-meámetro, el cual se mantiene a un potencial 'Vo. crea una tasa de flujo
es-tacionaria dada por qo~=(dIJdt)/ITr". De acuerdo con Wooding (1968) el
flu-jo estacionario desde un penneámetro de radio r viene dado aproximadamente
por
qo= K., + 40JIT I/r (2) En esta ecuación, el primer ténnino representa el flujo vertical que se pro-duce directamente debajo de la base del
pem1eámetro, mientras que el segundo
tem1ino representa el flujo capilar fuera del perímetro del perrneámetro. En la
ecuación (2), 00 es el llamado potencial de flujo malrico (Raats y Gardner, 1971) Y viene dado por:
f
~o ¡'lo00= K(I¡!) dI¡! =
J
_
D(e)d8\¡In en
(3) donde 'JIn Y 'Vo son los potenciales para los contenidos de agua inicial 90 y
final en respectivamente y D(e) es la función de difusividad del agua en el
suelo.
Como se ha mencionado anterior-mente. en algunos casos la rugosidad de
1
0
-
1 I I,
,
.,,,,
r
E•
superficie
E•
30
cm
1 1 I 1,
,
1 1 EE
0.40
.
3
--.0.2
--e:
'"
..,
'"
..,
,
:~
0.1
I - r
c....
o'"
0.0 I,
I I,
,
,.
1,
.
1 1• superficie
• 3
0
cm
1 1 -1 -1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 1 ,....
"
" 1"
.
, , ' " ,..
,"" -,'" " ,...
' ,;lO' ... , -.,-"" I 1 I I -I-1
00 -8
0 -
6
0 -40 -20
Potencial,
'1'0
(mm)
o
-100 -80 -60 -40 -20
Potencial,
'1'0
(mm)
o
Fig. 2.-Variación de la conductividad hidráulica y de 13 sorptividad con el potencial aplicado. en el suelo arcilloso.
la superficie del suelo hace necesario la
utilización de una fina capa de arena
para asegurar un buen contacto de la
superficie del penneámetro. La
absor-ción de esta capa puede enmascarar, en
los momentos iniciales, la relación en
-tre la infiltración y la raíz cuadrada del
tiempo. por lo que es díficil determinar
So lIsando la ecuación (1). Algunos
sue-los de textura gruesa (arenosa) mue
s-tran dicha relación, durante la
infiltración tridimensional, para un
pe-ríodo de tiempo muy corto. Para resol
-ver estos problemas Smetten y Clolhier
(1989) aplicaron la técnica del doble
permeámetro de disco de Scouer el al.
(1982) al flujo en condiciones no satu
-radas. Ello requiere la utilización de dos
permeámetros de disco de radios dife
-rentes. Los permeámetros utilizados en
este trabajo tienen de radios r[ ;:: 125
mm y r, = 40 mm. Con los flujos esta
-cionarios qooo medidos con ambos
per-meámetros (q, y q,), la solución
simultánea de la ecuación (2) da:
Ko = (q¡r, -q,r,)/(r¡ -r,) (4)
16
De manera similar el potencial de
flujo matrico puede ser calculado a par -tir de:
~o = 1[/4 (q, -q2)/(1/r¡ -1/r2) (5) Para detenninar So se ha utilizado la ecuación
S02= ~o(eo -eo)!b (6)
(White y Sully, 1987), donde en y eo
son los contenidos iniciales y finales de
agua respectivamente. De forma r azo-nable es frecuente asumir que b -0,55.
Los valores de qoo obtenidos con los
dos permeámetros a diferentes
succio-nes pueden ser representados frente al
Visw de los pemleámeuos de disco durante la medida de la infiltración en el campo
inverso del radio del pemleámetro.
Co-mo se puede deducir de la ecuación (2)
la ordenada en el origen de esa recta es
Ko
y la pendiente 4~J1[.RESULTADOS Y DrSCUSION
En la Fig. 2 se han representado los
resultados correspondientes a las
con-ductividades hidráulicas y sorptivida
-des obtenidas para el suelo arcilloso. La
disminución de la conductividad hi -dráulica (Ko) con el potencial de
pre-sión, en la superficie del suelo, es considerable para el rango - 30 > IJIQ
>-100 mm. Esta disminución fue
mu-cho menor cuando las medidas se reali -zaron a 30 cm de profundidad. La
sorplividad muestra una tendencia s
i-milar a la de la conductividad hidráuli
-ca. Los elevados valores de conductividad hidráulica observados a saturación (lJIo = O) o muy próximo a saturación (lJIo = -10 mm) podría deber-se al efecto de la gravedad, que aunque
no es esperable en un suelo de textura
arcillosa, se manifiesta como conse
Medida in situ de las propiedades hidráulicas del suelo
Tabla l.· Propiedades hidráulicas de los suelos (1) arcilloso; (2) arenoso. Potencial Contenido Conductividad Sorptividad Tiempo Radio de presión de agua hidraulica
"'o dO
Ko
(mm) (m3 m·3) (mm 0'21 (1) superficie O 0,160 7,SO 10.3 ·30 0,160 2,00 10"3 -lOO 0,160 1,05 10"" profundidad 30 cm O 0,115 1,7610-3 -30 0,115 5,3210"" -lOO 0,115 1,7310"" (2) superficie O 0,212 1,6010-3 -30 0,209 1,1410-3 -lOO 0,177 10510-3 cuencia de la existencia de grietas yfisuras. Por el contrario, a 30 cm de profundidad las grietas y fisuras eran mucho menores que en la superficie y
por lo tanto su influencia en la conduc-tividad hidráulica a saturación fue
me-nos pronunciada.
De acuerdo con Philip (1969), du-rante el proceso de infiltración monodi-mensional el tiempo a partir del cual la gravedad debería ser el factor dominan-te en la infiltración viene dado por la expresión.
t,m, = (SJKo)'
(7)
Para el suelo arcilloso se ha calcula-do un t",. de 36,3 mino para el flujo saturado ('Vo= O), lo que indica un pre-dominio de la gravedad en el proceso (Tabla I). Para condiciones de menor saturación ('Vo = -1 00 mm) se obtuvo un t,n .. de 252 horas. A 30 cm de profundi-dad el tg,,, (Tabla 1) para flujo saturadoy no saturado muestra un
comporta-miento diferente lo que indica una me-nor influencia de la gravedad. En la'
matriz del suelo (sin grietas ni fisuras) es la sorptividad la propiedad más' im
-portante para describir la infiltración en este suelo, en lugar de la conductividad.
RIEGOS Y DRENAJES XXI 173/ 1993
de Doro So tarav Am ímm 0. 1/2) (mln) (¡1m) 0,35 36 132 0,18 135 135 0,10 15.117 22 0,32 551 27 0,15 1.325 26 0,10 5.570 27 0,080 42 715 0,062 49 837 0,059 54 720
A partir de la teoría de la capilaridad Philip (1987) ha definido un radio de Ero característico ).m'
ni = a/pg I/lc= 13.5 (90 -en) Kc/s,,' lmm!(8)
donde
cr
es la tensión superficial del agua, p la densidad y g la aceleración debida a la gravedad. Para la superficie del suelo y un 'Vo=O el valor calculado de Nn es 132 ¡tm y para 'Vo = -100 mm el radio de poro característico es 22,7 ¡tm (Tabla 1). El valor de 132 ¡tm con-firma que a saturación son las grietas o fisuras las que operan durante lainfil-tración como se ha mencionado
ante-riormente. Los resultados presentados aquí son algo diferentes de los obteni-dos por Thony el al. (1991) para el mis-mo suelo. La razón de esta discrepancia puede ser atribuida a que las medidas efectuadas por estos autores se hicieron cuando la superficie del suelo mostraba condiciones algo diferentes, debido a un
contenido inicial de agua más elevado. Los resultados obtenidos en el suelo arenoso se muestran en la Fig. 3. La conductividad hidráulica varia muy po-co po-con el potencial de presión impuest.o. Al mismo tiempo, los valores de
Ko
(alrededor de 1,6 mm S-1 a saturación o próximo a saturación) parecen relativa -mente pequeños para un suelo arenoso,
Esto podría ser debido al sellado de la superficie del suelo ya que las medidas se realizaron en el mes de Septiembre. después del período de riego de un cul-tivo de maíz. Los sucesivos riegos apli -cados durante el período de cultivo
produjeron una compactación y sellado
de la capa superficial del suelo. En estas condiciones las propiedades hidráulicas de· la superficie deben limitar fuerte-mente la infiltración del agua en el s
ue-lo durante las primeras lluvias en Octubre, produciendo escorrentias. La sorptividad (Fig. 3) muestra una ten-dencia similar a la de la conductividad hidráulica. Los valores de Ko Y So pare-cen indicar que no existen cambios, o son muy pequeños, de las propiedades de absorción y transmisión de agua en el rango de potencial -30> 'Vo > - lOO mm.
Para el suelo arenoso se ha calculado un valor de tgrav de 41 mino para 0/0=0 (Tabla 1), lo cual indica que es la gra-vedad el factor que predomina durante
la infiltración. El valor del radio de poro
característico es de 715)lm para un flu-jo en condiciones de s~turación. Este valor está en desacuerdo con los bajos valores de conductividad hidráulica ob-tenidos, lo que podría deberse a que existen poros aislados o no funcionales en cuanto a la transmisión del agua co-mo ha sugerido Carter (1988) cuando compara la macroporosidad del suelo bajo labor de vertedera y siembra direc-ta .. Así mismo, Douglas (1986) ha en-contrado que para la relación entre macro porosidad y conductividad hi-dráulica el coeficiente de correlación es prácticamente cero, La nalUraleza y las fonnas de interconexión en los macTO-poros de la capa superficial del suelo es importante para la transmisión del agua durante la infiltración.
CONCLUSIONES
La utilización del permeámetro de disco permite caracterizar fácilmente
las propiedades hidráulicas de los
sue-los "in situ", en condiciones de sa lUra-ción o próximas a saturación. A partir de los valores de conductividad hidráu -lica y sorptividad puede establecerse la
• superficie 1 1 1 1 1 1 0.10 r-,,---,,--,,~--r,--r---r,~-.--,~,.---,, --; en 0.08
1-E
E
~ ~ 0.06 ~",r- .---.
~ r/l.¿
'"
:g
0.04 r->§.
• superficieo
r/l 0.02-
,-,-
,.
-1 1 1 1 1 J 0.00 L-'-'---''---'----'--,--L--,---L-,---,---.J -100 -80 -60 -40 -20Potencial, 'l'o
(m
m
)
o
- 100 -80 -60 -40 -20Potencial, 'l'o
(mm)
OFig. 3.-Variación de la conducfividad hidn1ulica y de la sorplividad con el potencial aplicado. en el suelo arenoso.
influencia de la capilaridad y la grave-dad en la infiltración del agua en el
suelo. Para el suelo arcilloso, los resul
-tados muestran claramente la influencia
de las grietas y fisuras en la transmisión del agua durante la infiltración a saUlr
3-ción. Esta técnica también pennite la
caracterización de los cambios tempo-rales de las propiedades hiráulicas de la
superficie del suelo. Los valores obteni-dos con estas medidas pueden ser usa -dos en modelos para predecir la tasa y
tendencia de la infiltración del agua en
el suelo.
AGRADECIMIENTO
Los autores agradecen al Sr. J.
Ro-driguez. Ayudante de Investigación, I,a
colaboración prestada durante las medi
-das de campo. Este trabajo se ha reali -zado dentro del contrato nO EV4V-0099-C (A) de la CE.
REFERENCIAS
BOUMA. J. y DENNING. J.L. (1974). A eomparison of hydraulie eonduelivities
ealeulated with morphometrie and physieal
methods. Soil Sei. Soco Am. Proc. 38: 124-127.
18
CARTER, M.R. (1988). Temporal variability
of soil macroporosity in a fine sandy loam under mouldboard ploughing and direet
drilling. Soil Tillage Res. 12: 37-51.
CLOTHIER, B.E. y WHITE, 1 (1981).
Measurernenl of sorplivily and soil water
diffusivity in ¡he field. Soil Sei. Soco Am. J. 45: 241-245.
DIXON, R.M. (1975). Design and use of closed-Iop infiltrometers. Soil Sei. Soco Am.
?roc. 39: 755-763.
DOVGLAS, lT. (1986). Maeroporosity and
permeabilily of sorne soi[ cores fram England
and Franee. Geoderma37: 221-231.
HILLEL, D. y GARDNER. W.R. (1970).
Measurement of unsalUraled eonduetivity and diffusivity by in[¡!traton thraugh an impeding
layer. Soil Sei. 109: 149-153.
JARVIS. N.J., LEEDS-HARRISON. P.B. y
DOSSER, 1.M. (1987). The use of lension
infiltrometers lO asses roules and rates of
infiltration in a clay soil. J. Soil Sei. 38: 633-640.
PHILIP, J.R. (1957). The Iheory of infiltration.
4. Sorptivity and algebraic infiltration
equalions. Soil Sci. 84: 257-264.
PHIUP, J.R. (1987). The quasi-linear anaJysis,
the scallering anaJog, and other aspecls of infiltration and seepage. In: Y.S. Fok (ed.),
lnfiltration Development and Application.
Water Resour. Res. Cenler. Honolulu, HawaiL 1-27.
PERROUX. K.M. Y WHITE. i. 1988. Designs
for disc pcnneameters. Soil Sci. Soco Am. J.
52: 1205-1215.
RAATS, P.A.e. y GARDNER, W.R. 1971.
Comparison of empirical relationships
between pressure head and hydraulie
conductivity and someobservations on radially
simmetric flow. Water Resour. Res. 7: 921-928.
SCOTTER, D.R., CLOTHIER, B.E. y HARPER, E.R. (1982). Measuring sarurated
hydraulic conductivity and sorptivity. using twing rings. Aust. J. Soil. Res. 20: 295-304. SMETTEM. K.R.J. y CLOTHIER. B.E.
(J 989). Measuring unsaturaled sorptivity and hydraulic conductivily using muhiple disc penneameleers. J. Soil Sci. 40: 563-568.
THONY. J.L., VACHAUD. G., CLOTHIER,
B.E. y ANGULO-JARAMILLO, R. (1991).
Field measurernent of the hydrauJic propertics
of soiL Soil Technology 4: 111-123.
WATSON. KW. y LUXMOORE, R.J. (1986).
Estimating macroporosity in a forest
wal'ershed by use of a tension infiltrometer.
So;1 SeL Soco Am. J. 50: 578-582.
WHITE, 1. y SULLY. M.J. (1987).
Macroscopic and mieroscopie capilJary length and time scales fram field infiltration. Water
Resour. Res. 23: 1514-1522.
WODING, R.A. (1%8). Steady infiltration
fram a shallow circular pondo Water Resour. Res. 4: 1259-1273.
