Introducción.
Colombia a lo largo de sus últimos 50 años ha vivido una degradación paulatina de los recursos naturales, motivada por los factores sociales adversos que ha vivido el país. Fenómenos como la deforestación y pérdida de la biodiversidad se han sucedido en la mayoría de nuestros ecosistemas, alterando la dinámica natural de los mismos y por ende la oferta de bienes ambientales.
El Riego y el drenaje se plantean como los métodos que permiten aportar el agua necesaria a la planta para lograr su adecuado desarrollo. Para los profesionales del sector agropecuario, este conocimiento se está volviendo cada día más necesario debido a los cambios que está sufriendo el clima global debido al calentamiento. Es imprescindible pronosticar y predecir la oferta de recursos hídricos para el presente y futuro, para así poder tomar las previsiones necesarias mediante la planeación de las actividades agrícolas en las explotaciones asesoradas.
El presente módulo está compuesto por tres unidades didácticas, las cuales agrupan tres capítulos cada una. Cada unidad trata un aspecto diferente del agua en la superficie terrestre, presentando conceptos claros y simples que le permitan al aprehendiente acceder a conceptos fundamentales que serán la base para la comprensión de temas avanzados que serán vistos en otros cursos. La primera unidad, trata los conceptos generales de la hidrología, mostrando una definición de la hidrología y de su historia. Se destaca la importancia del ciclo hidrológico y su relación con la cuenca hidrográfica, como unidad fundamental de análisis. Finalmente se presentan los parámetros hidrodinámicos usados en la planeación del riego.
La segunda unidad habla de las fuentes superficiales como suministro principal del agua para riego. Se presentan las características físicas y químicas que definen la calidad del agua de riego y la posibilidad de su uso, y se dan los fundamentos básicos de hidráulica necesarios para el diseño de tuberías y canales.
La tercera unidad presenta los principales métodos de riego y loscriterios de diseño de los sistemas asociados a cada uno de ellos, así como los aspectos fundamentales del drenaje, su importancia para la productividad de las explotaciones agropecuarias, y los principales métodos y sistemas utilizados
Unidad I
ASPECTOS GENERALES DE LA RELACIÓN AGUA - SUELO
El conocimiento de la relación agua-suelo es esencial para la producción agrícola bajo riego. La cantidad de agua disponible en el suelo para los cultivos es un valor sumamente dinámico ya que es resultado del balance hídrico y depende también de las propiedades físicas del suelo.
Capitulo 1
Elementos básicos de Hidrología
Durante su vida sobre la tierra el hombre ha sido testigo, muchas veces sin entenderlo, del desarrollo del ciclo del agua en la naturaleza. La distribución de los climas, la formación de las nubes y su inestabilidad, la producción de las lluvias, la variación de los niveles de los ríos, y el almacenamiento de agua en depósitos superficiales o subterráneos son temas en cuyo estudio se ha venido profundizando a lo largo de los años, conformando una rama de la física que se conoce como Hidrología
.
Lección 1
Definición e historia de la Hidrología
La Hidrología en su definición más simple es la ciencia que estudia la distribución, cuantificación y utilización de los recursos hídricos que están disponibles en el globo terrestre. Estos recursos se distribuyen en la atmósfera, la superficie terrestre y las capas del suelo.
La hidrología proviene de las raíces hidro y logía que pueden expresarse como el estudio del agua o de las aguas. Sin embargo una de las definiciones más completas ha sido la suministrada por el ingeniero Chino Ven Te Chow fundador y editor en jefe de Handbook of Applied Hidrology(1964), quien dijo que la hidrología es la ciencia que estudia el agua en cuanto a su origen, distribución y circulación sobre la superficie terrestre, teniendo en cuenta sus propiedades, físicas, químicas y su relación con el medio ambiente.
La hidrología como ciencia es relativamente antigua. Civilizaciones tan antiguas como la Griega, con su pensadores trataron de explicar el por que de la lluvia, por que los ríos fluían. Fue el filosofo griego Anaxágoras quien dio una explicación al proceso, donde intuyo que las lluvias provenían de la evaporación del agua de mar por parte del sol. Posteriormente Teofrasto y el romano Marco Vitruvio, basados en las ideas de Anaxágoras, definieron lo que hoy conocemos como ciclo hidrológico.
Las civilizaciones asiáticas, generaron una aproximación más de medición, para lo cual llevaron registros sistemáticos de precipitaciones, caída de nieve y viento, llegando a una teoría sobre el ciclo hidrológico tal como la conocemos hoy, alrededor del 900 - 400 A.C., sin embargo por su poca comunicación con occidente, sus teorías no impactaron significativamente el conocimiento del resto del mundo.
Durante la edad media y el renacimiento el concepto de hidrología no avanzó en gran medida, hasta que Leonardo da Vinci realizó mediciones sistemáticas de velocidades en diferentes cauces, con lo que llegó a la conclusión que el agua es más rápida en la superficie que en el fondo.
En la era moderna varios científicos aportaron sus teorías para la consolidación de lo que hoy conocemos como hidrología. Entre ellos tenemos: Dalton en 1802 describió un principio para la evaporación; Hagen y Poiseuille en 1839, describieron una teoría para el flujo laminar; Darcy en 1856 presento su ecuación para el flujo en medios porosos; Manning (1891) presentó su ecuación para el flujo en canales abiertos; Hazen en 1914 introdujo el análisis de frecuencia para los máximos de una creciente; Horton en 1933 desarrollo una aproximación a la infiltración y en 1945 presentó su descripción de las cuencas de drenaje (índices de Horton) y finalmente en 1941 Gumbel propuso la ley de valor extremo para estudios hidrológicos. Todas estas teorías independientes ayudaron a consolidar la naciente ciencia de la hidrología hasta que a mediados del siglo XX (70s) alcanzó un reconocimiento definitivo como disciplina.
La hidrología como ciencia es relativamente antigua. Civilizaciones tan antiguas como la Griega, con su pensadores trataron de explicar el por que de la lluvia, por que los ríos fluían. Fue el filosofo griego Anaxágoras quien dio una explicación al proceso, donde intuyo que las lluvias provenían de la evaporación del agua de mar por parte del sol. Posteriormente Teofrasto y el romano Marco Vitruvio, basados en las ideas de Anaxágoras, definieron lo que hoy conocemos como ciclo hidrológico.
Las civilizaciones asiáticas, generaron una aproximación más de medición, para lo cual llevaron registros sistemáticos de precipitaciones, caída de nieve y viento, llegando a una teoría sobre el ciclo hidrológico tal como la conocemos hoy, alrededor del 900 - 400 A.C., sin embargo por su poca comunicación con occidente, sus teorías no impactaron significativamente el conocimiento del resto del mundo.
Durante la edad media y el renacimiento el concepto de hidrología no avanzó en gran medida, hasta que Leonardo da Vinci realizó mediciones sistemáticas de velocidades en diferentes cauces, con lo que llegó a la conclusión que el agua es más rápida en la superficie que en el fondo.
En la era moderna varios científicos aportaron sus teorías para la consolidación de lo que hoy conocemos como hidrología. Entre ellos tenemos: Dalton en 1802 describió un principio para la evaporación; Hagen y Poiseuille en 1839, describieron una teoría para el flujo laminar; Darcy en 1856 presento su ecuación para el flujo en medios porosos; Manning (1891) presentó su ecuación para el flujo en canales abiertos; Hazen en 1914 introdujo el análisis de frecuencia para los máximos de una creciente; Horton en 1933 desarrollo una aproximación a la infiltración y en 1945 presentó su descripción de las cuencas de drenaje (índices de Horton) y finalmente en 1941 Gumbel propuso la ley de valor extremo para estudios hidrológicos. Todas estas teorías independientes ayudaron a consolidar la naciente ciencia de la hidrología hasta que a mediados del siglo XX (70s) alcanzó un reconocimiento definitivo como disciplina.
Lección 2
El ciclo hidrológico
El ciclo hidrológico, representa el concepto fundamental en hidrología, ya que explica como es el comportamiento del agua a lo largo de la superficie terrestre. En la Tierra el agua, se mueve en el espacio llamado hidrósfera, que es la zona definida por la capa inferior de la atmósfera y la capa superior de la litósfera (Corteza terrestre).
El ciclo del agua, o Ciclo Hidrológico, explica el campo de la aplicación de la hidrología y su relación con otras disciplinas como la Meteorología, la Oceanografía, la Hidráulica, la Geotecnia, las Ciencias Naturales, etc. El Ciclo comprende la circulación del agua desde los océanos hasta la atmósfera, luego a los continentes y nuevamente a los océanos.
El ciclo hidrológico es un ciclo cerrado, es decir se repite indefinidamente, en el cual el agua contenida en los océanos y en la superficie terrestre es evaporada por la acción del sol y la respiración de las plantas y convertida en vapor de agua. Este vapor viaja por la atmósfera (en forma de nubes) hasta que se eleva lo suficiente para condensarse. En este punto retorna a la superficie terrestre en forma de lluvia o nieve.
El agua que cae en la superficie terrestre puede tomar varios caminos: Puede ser interceptada por la vegetación (Hojas y tallos, plantas epifitas), convertirse en flujo superficial sobre el suelo (escorrentía) hasta llegar a un cuerpo de agua (Río, quebrada, lago o laguna) o puede infiltrarse hasta llegar a los acuíferos (agua subterránea). Es importante anotar que parte de esta agua, sobre todo la retenida en la vegetación y la de escorrentía se puede evaporar directamente por acción del sol, con lo que no regresa al mar. En la Figura 1, se presenta un esquema del ciclo hidrológico.
De acuerdo con estimativos que fueron publicados por la UNESCO en 1978 el volumen total del agua que participa en el Ciclo Hidrológico del Globo Terrestre es de 1.386 millones de kilómetros cúbicos aproximadamente. El agua salada incluye los volúmenes almacenados en los océanos, en los acuíferos salados y en los lagos salados y constituye el 97.47% del total.
El agua dulce no utilizable es la que no está disponible en forma líquida para su aprovechamiento inmediato en los proyectos de ingeniería. Está compuesta por los glaciares, la nieve y la humedad atmosférica. Representa el 1.76% del recurso hídrico. En el agua dulce superficial se consideran los volúmenes que pertenecen a los ríos, lagos y pantanos. Ocupa solamente el 0.0076% del total de agua que hay en el globo terrestre.
Por último, el agua subterránea representa el 0.76% del volumen total, lo cual indica que la cantidad de agua subterránea es 100 veces mayor que la de agua superficial. La utilización plena del agua subterránea, sin embargo, depende de factores económicos y técnicos por cuanto más del 50% del total de agua subterránea está confinada en acuíferos por debajo de 800 m de profundidad.
Estimativos recientes aportan información que indica que el agua en la superficie terrestre presenta aproximadamente la siguiente distribución.
Tabla 1. Distribución del agua superficial.
Fuente Porcentaje
Océanos 97.389
Grandes capas de hielo (Glaciares – Iceberg) 2.01 Nivel freático y humedad del suelo 0.58
Lagos y ríos 0.02
Atmósfera 0.001
Lección 3
Balance hídrico
El agua no está distribuida uniformemente sobre la superficie del globo terrestre; existen factores de tipo meteorológico, astronómico, orográfico, geográfico y geológico que regulan el comportamiento de las variables del Ciclo Hidrológico.
En 1900 el doctor Vladimir Koppen presentó una clasificación climatológica que está relacionada con la Temperatura y la Precipitación; la clasificación permite lograr una visión amplia acerca de la distribución cuantitativa del recurso hídrico sobre el globo terrestre. La clasificación de Koppen reduce a 5 grandes grupos las diferentes variedades de climas que se presentan en el mundo. Estos grupos son los siguientes
:
a. climas húmedos tropicales.
Característicos de zonas de alta precipitación, con temperaturas medias mensuales por encima de 18º C.
b. Climas secos.
Característicos de zonas semiáridas y áridas, en las cuales la Evaporaciónanual excede a la precipitación anual.c. Climas húmedos mesotérmicos
. En zonas lluviosas, con períodos cortos de invierno, y temperaturas medias mensuales que varían entre 0ºC y 18º C en los meses más fríos.
d. Climas húmedos microtérmicos.
En zonas lluviosas con períodos largos de invierno, y temperaturas medias menores de 0º C en los meses fríos y mayores de 10ºC en los meses cálidos.
e. Climas polares.
No tienen estaciones cálidas. Los meses más calientes tienen temperaturas inferiores a 10ºC.
En términos hidrológicos es importante cuantificar o hacer un balance de agua que pasa por un sistema dado. El balance tiene en cuenta las entradas, las salidas y la variación en el almacenamiento del sistema
.
Las entradas están definidas por: Precipitación (P) en forma de Lluvia y/o nieve, agua de escorrentía (Qgin), agua superficial (Qin) y aguas subterráneas entrantes (Gin). Las salidas están definidas por: Evaporación (Es), transpiración (Ts), agua de escorrentía (Qgout), agua superficial (Qout), infiltración (I) y aguas subterráneas salientes (Gout). Ver Figura 2
.
Figura 1. El ciclo hidrológico.
Fuente: www.planning.org/caces/graphics/Figura241
La variación en el almacenamiento está definida como la diferencia entre lo que entra y lo que sale y está definido por la ecuación (1), definido para un volumen de control, que se define como la porción de corteza terrestre a la cual se le va a determinar la variación en el almacenamiento
.
(1)
En esta ecuación
/
representa el cambio en el almacenamiento, I representa el total de las entradas y O el total de las salidas. Desglosando tenemos lo siguiente:
Agua superficial: P + Q
in– Q
out+ Qg
in– Qg
out– E
s– I =
Figura 2. Balance hídrico.
Fuente: Diego Hernández
Sumando y reagrupando términos tenemos
:
P – Q – G – E – T =
(2)
El balance hídrico, como se observa en la ecuación anterior retoma toda el agua que atraviesa las barreras del volumen de control, o sea que tiene en cuenta tanto el agua superficial como la subterránea. Sin embargo, en términos prácticos lo que se hace normalmente es determinar el balance del agua superficial, es decir obtener valores de precipitación, evaporación, transpiración, escorrentía y de aguas superficiales para una zona dada
.
Elementos del ciclo hidrológico
1
Precipitación.
El proceso de la precipitación no es tan sencillo como parece. Hace falta una serie de condiciones previas en la atmósfera tales como la existencia de vapor de agua en grandes proporciones; este vapor debe ascender y condensarse en la altura formando nubes, y que las condiciones dentro de las nubes permita que las pequeñísimas partículas de agua y hielo aumenten de tamaño y peso, para caer desde la nube y llegar al suelo. A medida que el aire asciende se va enfriando, lo que genera una condensación del vapor de agua que lleva en el. Sin embargo para que se produzca condensación es necesario que el vapor de agua esté en contacto con una superficie sobre la cual se pueda desarrollar este fenómeno.
Los núcleos de condensación más comunes están conformados por productos de combustión, óxidos de nitrógeno, polvo y partículas de sal. Las partículas de sal, provenientes de la evaporación de la espuma marina, son las mejores como núcleos de condensación dado que al tener propiedades iónicas atraen las partículas de agua por acción electrostática
.
Las gotas van aumentando paulatinamente de tamaño hasta que se hacen visibles, formando neblina, en cuyo caso la mayoría de “gotas” tienen un diámetro de alrededor
de 10 μ
m. Este es eltamaño máximo que la condensación puede generar, por esto la mayoría de las gotas están alrededor de los
10 μ
m de diámetro, sin embargo, variaciones en este tamaño son solo atribuiblesal tamaño del núcleo de condensación, es decir, las gotas más grandes son las que se formaron sobre un núcleo de condensación más grande
.
Cuando se alcanzan los tamaños antes descrito, las gotas ya están sometidas a la fuerza de la gravedad y podrían eventualmente comenzar a caer, sin embargo no lo hacen por los vientos ascendentes que ocurren al interior de la nube que los mantienen suspendidos. Se ha determinado que velocidades tan bajas como 0.5 cm/seg, son suficientes para mantenerlos suspendidos
.
Las gotas al interior de esta corriente ascendente, pueden chocar unas con otras incrementando paulatinamente su tamaño hasta que alcanzan un diámetro de 0.1 mm, valor al cual comienzan a caer. Se ha determinado en forma experimental que el diámetro promedio de las gotas que abandonan la base de la nube está comprendido entre 0.1 y 3 mm. Si en la nube se presentan temperaturas muy bajas, las gotas se congelan y se agregan unas a otras por impacto, cayendo posteriormente en forma de granizo
.
En términos generales se puede llamar precipitación al agua proveniente de la atmósfera, que puede venir en cualquier fase (líquida como lluvia, sólida como nieve o granizo o en forma de vapor de agua como neblina) y que llega a la corteza terrestre y más concretamente a lo que llamamos suelo. Sin embargo, no toda el agua llega al suelo, ya que una parte puede quedar retenida o almacenada en la vegetación, de donde se evapora directamente, otra parte puede caer sobre cuerpos de agua de agua superficiales y por tanto no ser absorbida por el suelo. Más adelante profundizaremos en los conceptos de retención y almacenamiento, tanto en los vegetales como en el suelo y como esto afecta al balance hídrico de una región.
Los factores que determinan el desigual reparto de las precipitaciones son
múltiples y complejos, desde los de ámbito general hasta los regionaleso locales. Los factores de alcance general son los responsables de que en los climas ecuatoriales los climas sean fundamentalmente deconvecciones, y en los climas tropicales las estaciones lluviosas coincidan con los solsticios. Los factores regionales o locales determinan aspectos tales como la mayor humedad de las zonas costeras y la mayor frecuencia de lluvias en las barreras montañosas, en especial en su vertiente orientada al mar.
Fuente: Diego Hernández.
2 Evaporación. La evaporación es un cambio progresivo del estado liquido al estado gaseoso. Se
debe hacer claridad en este momento en la diferencia entre evaporación y ebullición. Los dos conceptos implican el paso de un líquido a gas. En el caso de la evaporación, este proceso se desarrolla en forma pausada y se produce solo en la superficie del líquido. En la ebullición en cambio, el vapor se forma dentro de la masa de líquido, escapando rápidamente a la superficie del mismo, por lo que el cambio de fase se produce en forma tumultuosa.
La evaporación es un fenómeno importante e indispensable en el ciclo de la vida. El más conocido, el del agua, en el cual esta se transforma en vapor de agua que se convierte en nube y vuelve en forma de lluvia o nieve, cerrando el ciclo.
Los líquidos al igual que todos los cuerpos están compuestos por moléculas. En los líquidos en particular, estás moléculas están atraídas unas a otras con menor fuerza que en los sólidos, por eso su energía cinética es mayor, es decir vibran o se mueven más rápidamente.
Al agregar energía al líquido (que puede ser de varias formas como el calor o la presión), sus moléculas se moverán cada vez más rápido hasta que las que se encuentran en la superficie pueden “saltar” a la atmósfera que rodea el líquido, al saltar se formará una capa muy delgada sobre el líquido, en la cual las moléculas ejercerán una presión sobre la superficie del líquido llamada presión de vapor.
La energía cinética de las moléculas depende de la velocidad media o promedia de las moléculas, velocidad que a su vez depende de la temperatura del líquido, siendo las dos directamente proporcionales, es decir cuando aumenta la una aumenta la otra. En el caso de la evaporación,
existirán moléculas que obviamente poseerán una velocidad mayor que la promedio, caso en el que si pasan cerca de la superficie del líquido, podrían saltar fuera del mismo gracias a esta. Al escaparse las moléculas más veloces, la velocidad promedio de las restantes disminuye, por lo que también lo hace su temperatura. Es por esto que la evaporación se define esencialmente como un proceso de enfriamiento, en este sentido, para evaporar 1 gr. de agua se necesitan aproximadamente 600 calorías.
El salto de moléculas se da hasta que se produce un equilibrio entre las moléculas que saltan y las que son nuevamente recuperadas por la superficie del líquido, momento en el cual se habla de presión de vapor de saturación, el cual obviamente depende de la temperatura del líquido (o sea de que tan rápido se mueven sus moléculas). Esta presión de vapor de saturación se presenta en una pequeña capa sobre la superficie del líquido la cual es llamada capa límite.
La capa límite se forma sobre todo líquido expuesto a la atmósfera, controlando la evaporación del mismo al generar un equilibrio entre las moléculas que se escapan del líquido y las que son nuevamente retenidas por el. De esto se deduce que para que un líquido se evapore no es necesario llevarlo hasta ebullición, sino solo aportar la energía necesaria para que las moléculas de la superficie den el salto a la atmósfera.
El equilibrio en la evaporación se mantiene mientras la capa límite permanezca estable, es decir en cuanto la capa límite desaparezca o disminuya su espesor, nuevas moléculas saltarán del líquido para establecer un nuevo equilibrio. Lo anterior pone de manifiesto que la evaporación depende no solo de la energía cedida al líquido (normalmente por el sol) sino de otros factores que generalmente destruyen la capa límite, tales como el viento; la temperatura del aire, que aporta energía a las moléculas escapadas lo que puede hacerlas salir de la capa límite y finalmente la humedad del aire o humedad relativa, que influye el proceso de evaporación de una forma muy simple, dado que entre mayor sea el número de moléculas de agua en el aire, menor será la posibilidad de que nuevas moléculas salten desde la superficie del líquido.
3. Transpiración. Con el desarrollo de las raíces, hojas y los sistemas conductores (xilema y
floema), las plantas solucionaron problemas básicos de un organismo pluricelular fotosintético de vida terrestre, al poder captar el agua junto con el alimento y repartirlos a todas las moléculas del vegetal. El sistema, xilema, transporta agua e iones desde las raíces hasta las hojas. El otro sistema, floema, transporta sacarosas en solución y otros productos de la fotosíntesis desde las hojas hacia las células no fotosintéticas de la planta.
El proceso de transpiración de las plantas produce la presión que empuja al agua hacia arriba, a todas las células de la planta. Este proceso continúa hacia las raíces, donde el agua en los espacios extra celulares que rodean al xilema es empujada hacia adentro por las perforaciones de las paredes de los elementos de los vasos y las traqueidas. Este movimiento del agua hacia arriba y hacia adentro finalmente causa que el agua presente en el suelo se mueva hacia el cilindro vascular por ósmosis a través de las células endodérmicas. La fuerza generada por la evaporación del agua desde las hojas, transmitida hacia abajo por el xilema hacia las raíces, es tan fuerte que se puede absorber agua de suelos bastantes secos.
La transpiración tiene efectos positivos y negativos. Los positivos le proporcionan la energía capaz de transportar agua, minerales y nutrientes a las hojas en la parte superior de la planta. Los negativos son la mayor fuente de pérdida de agua, pérdida que puede amenazar la supervivencia de la planta, especialmente en climas muy secos y calientes.
Casi toda el agua se transpira por los estomas de las hojas y del tallo, por tanto una planta al abrir y cerrar sus estomas debe lograr un equilibrio entre la absorción de bióxido de carbono para la fotosíntesis y la pérdida de agua de la transpiración. El flujo de agua es unidireccional desde la raíz hasta la hoja porque sólo ésta puede transpirar.
El objetivo de la transpiración, es decir el determinar el porque la planta transpira, es algo que inquietado a los biólogos y científicos del área agrícola, los cuales después de muchos años de experimentar han propuesto una teoría muy interesante según la cual, la transpiración es el proceso por el cual la planta intercambia energía con su medio. Este intercambio se realiza a través de energía térmica y en esencia esta evaporación parece que contribuye a mantener una baja temperatura de la hoja, durante el día, en el cual se encuentra expuesta a la radiación solar. Nuevamente el sol es el encargado de suministrar la energía para el proceso, al calentar la superficie de la hoja, esta temperatura incrementa la oscilación de las moléculas de agua que llegan a sus espacios porosos y puede permitir que algunas salten a la atmósfera como vapor de agua. En el capítulo anterior habíamos hablado que este salto disminuye la velocidad promedio de las partículas que quedan y por tanto su vibración. Como esta vibración es directamente proporcional a la temperatura, la hoja experimenta un enfriamiento. Sin embargo, durante el día la hoja está expuesta a la acción de los rayos solares que aportan energía, por lo que este enfriamiento no es muy alto, sin embargo por mediciones realizadas se ha podido comprobar que la superficie de las hojas tienen una temperatura unos grados por debajo que la temperatura del aire que la rodea.
4. Evapotranspiración. La suma de la evaporación del suelo, de la superficie y la transpiración de
las plantas se denomina evapotranspiración y representa el consumo de agua en una plantación dada. Más del 50% de la precipitación que llega a la superficie terrestre vuelve a la atmósfera por este medio.
Para determinar las necesidades hídricas de los cultivos, se utiliza el concepto de evapotranspiración potencial ó uso consuntivo, que se define como la pérdida de agua de un terreno totalmente cubierto por un cultivo verde de poca altura a causa de la evaporación del suelo y la transpiración de las plantas sin que exista limitación de agua. Es decir, el agua total que consume un cultivo en particular y que utiliza para convertir en biomasa y para transpirar. La evapotranspiración potencial (E.T.P.) permite estimar el consumo de agua de los cultivos y es parte del llamado balance hídrico por medio del cual se determinan la disponibilidad hídrica de una zona o de un sitio en particular.
La evapotranspiración depende de la temperatura, de la práctica de riego, de la duración del período de crecimiento, de las precipitaciones y de otros factores. Además la cantidad de agua transpirada por las planta depende, del agua que ésta tiene a su disposición, de la temperatura y la humedad del aire, de los vientos, luminosidad, desarrollo de su follaje de las características de sus hojas.
Lección 5 - Escorrentía
En hidrología, la escorrentía es la lámina de agua que circula en una cuenca de drenaje, es decir la altura en milímetros de agua de lluvia escurrida y extendida uniformemente. Normalmente se considera como la precipitación menos la evapotranspiración real. Según la teoría de Horton se forma cuando la intensidad de la precipitación supera la capacidad de infiltración del suelo
.
La escorrentía es una fase de ciclo hidrológico. Recuérdese que el agua pasa de ser vapor de agua contenido dentro de las masas de aire de la atmósfera, para luego convertirse en precipitación o lluvia. A su vez, el agua se evapora directamente desde el suelo, o es liberada en forma de vapor a través de las plantas (evapotranspiración). Otra parte del agua es infiltrada a través del suelo para alimentar a las aguas freáticas o subterráneas. Las aguas que logran mantenerse en movimiento sobre la superficie se convierten entonces en agua de escorrentía
.
El agua de escorrentía crea sistemas de desagüe o de drenaje; éstos poseen la forma de la hoja de una planta, cuyas nervaduras se asemejan a la red de ríos y el pecíolo (palito que sostiene la hoja) al canal de desagüe. Dichos sistemas son un mecanismo de convergencia, donde los ríos más pequeños desembocan en ríos cada vez más grandes. Un sistema o una cuenca de drenaje puede delimitarse en un plano trazando una línea a lo largo de la divisoria de aguas. Una divisoria de agua es un límite natural desde donde el agua de escorrentía fluye en direcciones opuestas. Desde tiempos remotos, estas líneas imaginarias han servido de límites políticos entre estados, así como de linderos entre propiedades privadas. Es importante el trazado de las divisorias de agua en una región para el caso de estudios de climatología o de hidrología aplicada
.
Las aguas de escorrentía son de vital importancia para el hombre, puesto que sin este recurso las actividades humanas se ven seriamente restringidas. Así, por ejemplo, muchas de las antiguas civilizaciones se desarrollaron en torno a grandes ejes de drenaje, pues el agua corriente se utiliza para el riego de los cultivos; es útil en las actividades manufactureras; sirve para el consumo de las comunidades urbanas; por otra parte, la escorrentía alimenta los grandes embalses que son útiles para la generación de energía eléctrica; los grandes ríos sirven, además, para la navegación, convirtiéndose en especies de autopistas por donde circulan numerosas embarcaciones y son, al mismo tiempo, importantes para la pesca, por ser el hábitat de múltiples especies comestibles La escorrentía presenta tres vías claramente diferenciadas:
Escorrentía superficial. Se le denomina escurrimiento directo. Es la escorrentía que más
rápidamente llega a la salida de la cuenca. Ya se dijo que esta depone de la infiltración básica, sin embargo, en campo se ha observado que suelos cubiertos con vegetación arbórea no presentan valores tan altos de escorrentía, mientras que los suelos cubiertos por pasturas y cultivos, presentan valores de escorrentía relativamente altos.
La escorrentía superficial agrupa dos formas de escorrentía. La primera es aquella que se produce directamente sobre la superficie del suelo debido a sus propiedades físicas y volumétricas. La segunda es la que se produce cuando el agua escurrida llega a un cauce temporal (aquel que desaparece entre dos lluvias consecutivas). A este tipo de flujo se lo denomina flujo en canales. El flujo en canales, se denomina flujo lateral, dado que el agua al llegar a este canal comienza a fluir en forma casi perpendicular al flujo que traía anteriormente. Este flujo es un símil del que se produce en el talweg. El análisis de flujo en canales implica el uso de modelos y ecuaciones de hidráulica tales como la de Manning las cuales se apartan del contenido del curso. Si el estudiante desea profundizar en este aspecto, puede apoyarse en un texto de hidráulica de canales.
Cuando la pendiente del terreno es muy baja o el suelo es poroso, como aquellos que tienen textura arenosa, a medida que el agua circula por la pendiente se va infiltrando en el terreno, en este caso se dice que se presenta una escorrentía superficial con pérdidas.
Figura 4. Escorrentía superficial.
Fuente: Diego Hernández
Escorrentía subsuperficial. Se dice que se presenta escurrimiento subsuperficial cuando el agua
que se infiltra en la superficie del suelo, se escurre lateralmente en forma casi paralela a la superficie del suelo. En este caso hablamos de un flujo en condiciones no saturadas, por lo que se cumple la Ley de Darcy para flujo en condiciones no saturadas, que tiene la siguiente forma:
(4)
Donde V, es la velocidad del flujo en el medio poroso [cm/h]; H1 y H2, representa la carga hidráulica neta entre los puntos 1 y 2, o dicho de otra forma la energía potencial del agua [cm]; L, representa la distancia entre los puntos 1 y 2 medida a lo largo de la trayectoria de flujo [cm] y kc, es el valor de la conductividad hidráulica no saturada o conductividad capilar, la cual depende de la humedad volumétrica del suelo [cm/h]; r, es la densidad del agua [gr/cm3]; h, es la viscosidad del agua [N.seg/m2], estas dos propiedades dependen directamente de la temperatura; g, es la fuerza de la gravedad [m/seg2] y v, es el valor de la humedad volumétrica, expresado en decimal.
Fuente: Diego Hernández.
El movimiento de la escorrentía subsuperficial, además de los aspectos edafológicos, se ve influenciado por los topográficos. Es decir, si el terreno es plano, el flujo será netamente vertical a lo largo del perfil del suelo, es decir flujo en zona no saturada, hasta llegar en algunos casos al nivel freático (flujo en zona saturada).
Si el terreno es inclinado, el flujo tenderá a seguir una trayectoria oblicua, siguiendo casi la superficie del suelo, hasta llegar a un cauce. Por esto se le denomina flujo de retorno rápido, dado que llega relativamente rápido a los cauces, obviamente esta velocidad estará influenciada por la conductividad hidráulica del suelo, contando en términos generales que los suelos de textura pesada (arcillosos) presentan una velocidad de escorrentía subsuperficial mucho menor que los suelos de textura liviana (arenosos). En época de lluvias, este flujo es uno de los responsables de la aparición de corrientes intermitentes (es decir que solo aparecen en invierno).
Escorrentía subterránea. Se dice que hay escorrentía subterránea cuando el flujo de
agua ocurre en forma casi vertical hasta llegar al nivel freático, por este motivo se la
denomina flujo base. Este movimiento se cumple en condiciones de flujo no saturado,
en la zona no saturada y en condiciones de saturadas al llegar al nivel freático. Por lo
tanto se cumple la Ley de Darcy en todo momento.
Esta escorrentía es muy importante debido a que es la responsable de la recarga de acuíferos, es decir de mantener la profundidad del nivel freático a un nivel constante. De lo expuesto anteriormente podemos deducir que para que el flujo llegue hasta el nivel freático, se necesita que el perfil de suelo ubicado sobre este, llegue a unas condiciones de saturación de microporos, es decir que el suelo se encuentre a capacidad de campo, para que paulatinamente los macroporos evacuen el exceso a estratos más profundos. En este sentido, la escorrentía subterránea está muy asociada a los procesos de infiltración y de percolación profunda.
Fuente:Diego Hernández.
Elementos básicos de suelos
El suelo es un medio muy complejo y heterogéneo con propiedades físico – químicas y biológicas que, por separado o con sus tantas interrelaciones, ejerce influencia sobre las relaciones agua – planta. Por tanto, es importante analizar el movimiento del agua en el suelo junto con sus propiedades físicas para obtener condiciones ideales para el crecimiento de las plantas
.
Lección 6
Composición volumétrica del suelo
El suelo procede de la interacción de dos mundos diferentes, la litosfera y la atmósfera, y la biosfera. El suelo resulta de la descomposición de la roca madre, por factores climáticos y la acción de los seres vivos. Esto implica que el suelo tiene una fracción mineral y otra biológica. Es esta condición de compuesto órgano mineral lo que le permite ser el sustento de multitud de especies vegetales y animales.
El suelo es un cuerpo natural formado por materiales orgánicos y minerales desmenuzados y modificados atmosféricamente, que cubren la corteza terrestre y en la cual las plantas desarrollan sus raíces y toman los alimentos que le son necesarios para su nutrición.
La descomposición de la roca madre (meteorización) puede hacerse por disgregación, o factores físicos y mecánicos, o por la alteración, o descomposición química. En este proceso se forman unos elementos muy pequeños que conforman el suelo, los coloides y los iones. Dependiendo del porcentaje de coloides e iones, y de su origen, el suelo tendrá unas determinadas características. Se tienen dos tipos de meteorización:
Meteorización física. Se produce una desintegración mecánica del material original,
la cual modifica su forma y tamaño pero no su composición química. Se generan arenas.
Meteorización química. Descompone sustancias complejas en otras más simples, es
decir, se cambia la composición química. Genera arcillas. Esta meteorización se puede generar en dos vías: Oxidación (presencia de oxígeno), básicamente se afectan los compuestos de hierro, formando óxidos ferrosos y férricos, que le imparten color rojo al suelo. Reducción (ausencia de oxígeno), generan colores azules, verdosos o grises en el suelo.
La materia orgánica procede fundamentalmente de la vegetación que coloniza la roca madre. La descomposición de estos aportes forman el humus bruto
.
A estos restos orgánicos vegetales se añaden los procedentes de la descomposición de los aportes de la fauna, aunque en el porcentaje total de estos son de menor importancia.La descomposición de la materia orgánica aporta al suelo diferentes minerales y gases: amoniaco, nitratos y fosfatos como los más importantes. En la mayoría de los casos generan un pH ácido. Estos son elementos esenciales para el metabolismo de los seres vivos y conforman la reserva trófica del suelo para las plantas, además de garantizar su estabilidad.
De todo lo anterior puede inferirse que el suelo está conformado por tres fases: Loa primera es la sólida, conformada por minerales y materia orgánica, que corresponde a un 50% del total. La segunda la líquida, que en su gran mayoría está representada por agua, corresponde a un 25% del
total y finalmente la tercer fase la gaseosa, conformada por gases diversos, correspondiente a un 25% del total. Cabe anotar que estos valores son representativos, por lo que un suelo puede tener proporciones totalmente diferentes, de acuerdo a los factores que intervinieron en su formación.
Lección 7
Textura
Para el uso adecuado y eficiente del agua de riego resulta especialmente importante el estudio de las propiedades físicas del suelo que tienen relación con la aptitud para retener el agua o para facilitar su movimiento.
La textura es la proporción de los tamaños de los grupos de partículas que constituyen el suelo y está relacionada con el tamaño de las partículas de los minerales que lo forman. Esta propiedad ayuda a determinar la facilidad de abastecimiento de los nutrientes, y aire que son fundamentales para la vida de la planta. El termino textura se usa para representar la composición granulométrica del suelo. Cada termino textural corresponde con una determinada composición cuantitativa de arena, limo y arcilla.
Las formas de las partículas del suelo dependen del proceso de meteorización que sufrieron, encontrándose que la meteorización química genera bordes redondeados y la física bordes angulares. Por facilidad de estudio las texturas se agruparon en clases de acuerdo a la composición relativa de arena limo y arcilla. Estas clases se llaman clases texturales y se presentan en la pirámide textural.
Lección 8 - Estructura
Las partículas del suelo no se encuentran aisladas, forman unos agregados estructurales que se llaman peds, estos agregados (o terrones) por repetición dan lugar al suelo. Los agregados están formados por partículas individuales (minerales, materia orgánica y poros) y le confieren al suelo una determinada estructura
.
La estructura se refiere a la forma como se unen y ordenan las partículas primarias del suelo (arena, limo y arcilla). La agregación puede deberse a acción electrostática o por la acción cementante de la materia orgánica y las arcillas. Estas agregaciones se convierten en unidades separables más grandes que se repiten a lo largo del horizonte llamadas peds
.
La estructura se puede clasificar desde el aspecto morfológico la estructura del suelo se define por una forma, un tamaño y un grado de manifestación de los agregados. La más común es la clasificación según la forma que se presenta a continuación.
Figura 8. Estructura del suelo.
Fuente: http://www.uclm.es/users/higueras/mam/MAM4_archivos/image026.jpg
Estructura según la forma. Es la tendencia a manifestarse con un determinado hábito, y se
definen los siguientes tipos:
Columnar. Estructura en la que predomina el eje vertical sobre el horizontal, es decir sonalargadas. Forma prismas con su cara superior redondeada. Estructura muy rara.
Prismática. Estructura que se presenta cuando los bloques se desarrollan en una dirección(vertical) más que en la horizontal. Presente en los horizontes más arcillosos, a veces horizontes B y en ocasiones en los horizontes C.
Bloque. En este caso los ejes vertical y horizontal, son muy similares, se presentan doscategorías: Angular, en la que se encuentran agregados de forma poliédrica, con superficies planas, de aristas vivas y con vértices. Las caras del agregado se ajustan muy bien a las de los agregados vecinos. Con agregados de forma poliédrica, con superficies no muy planas, de aristas romas y sin formación de vértices. Las caras del agregado se ajustan moderadamente a las de los agregados vecinos. Típicamente en los horizontes arcillosos, como los horizontes B.
Granular. Agregados de forma redondeada, que no se ajustan a los agregados vecinos. Essimilar a la migajosa pero con los agregados compactos. Típica de los horizontales A.
Migajosa. Agregados porosos de forma redondeada (no se ajusta a los agregados vecinos.Típica de los horizontales A.
Laminar.Se presenta cuando los agregados se desarrollan en dirección horizontal más queen la vertical. Típica de los horizontes arenosos.
Sin estructura: .Cuando no hay desarrollo de agregados. Horizontes de partículas
Lección 9
Densidad
La densidad se define como el cociente entre la masa de un cuerpo y el volumen que ocupa. De acuerdo a esto en el Sistema Internacional (S.I), la masa se mide en kilogramos (kg) y el volumen en metros cúbicos (m3) por tanto, la densidad se medirá en kilogramos por metro cúbico (kg/m3).Esta unidad de medida, sin embargo, es muy poco usada, ya que es demasiado grande, con lo que se estarían usando siempre números muy grandes. Para evitarlo, se suele emplear otra unidad de medida: El gramo por centímetro cúbico (g/cm3).
En suelos se presentan dos densidades, que se presentan a continuación
-Densidad de los sólidos o real. Se define como la relación entre la masa de los sólidos y el volumen de los mismos.
(5)
Donde, Dr, representa la densidad real del suelo
[g/cm
3];
ms, la masa de los sólidos[g] y V
s,
elVolumen total de los sólidos del suelo
[cm
3].
La densidad de los suelos minerales oscila entre 2.6 y 2.7 g/cm3, con un promedio en 2.65 g/cm3. La densidad de los suelos orgánicos varía entre 1.3 y 1.5 g/cm3.
-Densidad aparente. Se define como la relación entre la masa de los sólidos y el volumen
total. Indirectamente la densidad aparente da una relación entre los sólidos y los poros del suelo, es decir entre mayor sea el espacio poroso menor será su valor.
(6)
Donde, Da, representa la densidad aparente del suelo [g/cm3]; ms, la masa de los sólidos [g] y VT, el Volumen total de los agregados del suelo [cm
3 ].
La densidad aparente de los suelos minerales es aproximadamente de 1.6 gr/cm3, y la de los orgánicos de 1.1 gr/cm3.
La densidad del suelo y más concretamente la densidad aparente puede ser modificada por el manejo del suelo (recordar que la densidad real no es modificable). Generalmente el mal manejo del suelo (riego, labranza, labores culturales, quemas, etc.) causa una compactación del mismo, lo que quiere decir una disminución de la porosidad. En este sentido se incrementa la densidad aparente a valores cercanos a la real, lo que trae como consecuencia una disminución de la velocidad de infiltración del agua y por ende mayor riesgo de escorrentía y menos penetración de raíces, incrementando por tanto la susceptibilidad la volcamiento del cultivo.
Lección 10
Porosidad
La porosidad es un índice que indica la proporción relativa de poros en el suelo. Los poros son los elementos o espacios de un suelo ocupados por agua y aire, los cuales están determinados por la textura, estructura, penetración de raíces y la actividad de microorganismos. La porosidad en general se compone de poros de diversos tamaños. En el presente módulo se trabajará con la clasificación más simple: Macroporos y microporos
.
Los microporos, son espacios de menos de 2 µm de diámetro ubicados al interior de los peds (unidades estructurales de los suelos). Son responsables de la acumulación o almacenamiento de agua en el suelo. La capacidad de almacenamiento depende en gran medida de la textura del suelo, es decir de la proporción relativa de arena, limo y arcilla que lo componen. A pesar de la gran variabilidad que presentan los suelos de Colombia, se puede en términos generales afirmar que los suelos arcillosos presentan una mayor proporción de microporos que los arenosos y por tanto pueden almacenar más agua
.
Los macroporos, se definen como aquellos poros con diámetro mayor de 2 µm. Estos poros son formados por la estructura del suelo, es decir básicamente son generados por la separación entre unidades estructurales. Sin embargo, también pueden ser formados por la acción de macroorganismos como lombrices, hormigas y raíces de árboles
.
El conjunto de macroporos y microporos define la porosidad total del suelo. Si bien los microporos son los encargados de almacenar agua, los macroporos son los encargados de permitir su paso a través del perfil del suelo, es decir generan la infiltración del agua. En términos generales se puede afirmar que los suelos arcillosos presentan una menor proporción de macroporos que los arenosos y por tanto transportan con mayor dificultad el agua
.
Como se comentó la porosidad puede variar mucho dependiendo del manejo que se le da al suelo. Sin embargo, es posible dar unos valores indicativos de porosidad: Para suelos ligeros (Textura arenosa), la porosidad oscila entre 30 y 45%. Para suelos francos, entre 45 y 55%. Para suelos pesados (Textura arcillosa), entre 50 y 65% y para suelos orgánicos, entre 75 y 90%
.
La porosidad está muy relacionada con la densidad. De acuerdo a esto puede calcularse como sigue
:
(7)
D
onde, e, representa la porosidad total del suelo [%]; Dr, representa la densidad real del suelo [g/cm3] y Da, representa la densidad aparente del suelo [g/cm3].
Los poros son formados en el suelo principalmente debido a la agregación de sus constituyentes (arena, limo, arcilla y materia orgánica) en elementos estables al agua que son difíciles de separar, a esta agregación se le denomina estructura. Se ha encontrado que los poros más grandes se encuentran en los puntos de contacto entre agregados, siendo estos los que permiten en mayor medida el paso del agua a través del perfil del suelo.
Los poros se pueden generar además por la acción de los microorganismos del suelo, los cuales generan como productos metabólicos de desecho, sustancia húmicas, que favorecen la agregación
del suelo. Otro factor importante, es la actividad de las raíces de las plantas, las cuales al crecer forman canales, los cuales quedan una vez ellas mueren y se descomponen. Esto nos indica que el suelo no es algo estable, sino algo dinámico que se modifica constantemente
.
El agua al llegar al suelo, penetra al suelo por los macroporos, sin embargo, también lo hace paulatinamente a los microporos o poros pequeños, los cuales son los encargados de almacenar el agua en el suelo, agua que después estará disponible para las plantas
El agua en el suelo
El agua contenida en los microporos es muy importante desde el punto de vista de la producción agrícola, pecuaria y forestal, dado que en esta zona es donde se concentran la mayor proporción de raíces y de donde la planta absorbe la mayor cantidad de agua
.
Gran parte del agua retenida por el suelo es extraída por las plantas para su desarrollo, pero esta extracción requiere energía. Así al aumentar el agua en el suelo, el esfuerzo por su extracción disminuye y las plantas consumen energía para obtener el agua que necesitan
.
Lección 11
Formas del agua en el suelo
Desde que el hombre se interesó por el agua en el suelo, ha tratado de generar categorías que faciliten su estudio. Una de las primeras clasificaciones ampliamente utilizada fue la que se dio en función del uso y aprovechamiento que de ella hacían las plantas. En este caso, el agua del suelo puede presentarse en tres formas diferentes:
Agua higroscópica
.
Es toda aquella agua absorbida directamente de la humedad de aire y retenida por las partículas del suelo. Se caracteriza porque las raíces de las plantas no tienen la fuerza necesaria para tomarla. Esta agua está retenida por la matriz del suelo con tensiones que oscilan entre 31 y 10000 bares.
Está retenida en la superficie de las partículas del suelo y no se mueve por la influencia de la gravedad ni de fuerzas capilares. Es el agua que permanece adherida a las partículas del suelo cuando éste se seca completamente al aire y da al observador la apariencia de su total ausencia; por lo tanto, no posee actividad agrícola alguna como es fácil de comprender, por quedar firmemente retenida a las partículas del suelo mediante una finísima película de un grosor de 4 a 5 millonésimas de milímetro
.
Agua capilar. Se define como toda aquella agua retenida y almacenada en los microporos del
suelo. Esta agua es la sobrante de las capas superiores que va descendiendo muy lentamente por acción de la fuerza de la gravedad, pero que es retenida por acción capilar. Se estima que esta agua está retenida por tensiones entre 0.33 y 31 bares por la matriz del suelo y puede ser aprovechada por las plantas.
Es el agua sobrante de las capas superiores ya saturadas y que van pasando sucesivamente a las inferiores en virtud de su propio peso y de la presión que ejerce el agua de las capas superiores. El agua capilar es la que está por encima del agua higroscópica y que el suelo retiene debido a fuerzas de tensión superficial, contra la fuerza de gravedad. El agua capilar es el excedente de agua higroscópica que se encuentra en los poros del terreno y que se adhiere a las partículas del suelo en forma de finísima películas alrededor de las mismas, constituyendo el agua capilar interna.
Agua gravitacional. Esta es el agua que ocupa los macroporos, la cual por efecto de la gravedad
se percola (infiltra profundamente, hasta llegar en muchos casos al nivel freático) en el perfil del suelo. La fuerza de tensión que ejercen las partículas del suelo sobre esta agua, es muy baja, presentando valores que oscilan entre 0 y 0.33 bares.
El agua de gravedad es el exceso de agua higroscópica y capilar por estar completamente saturados los espacios intersticiales de las partículas del suelo, con lo que tiende a descender a los horizontes inferiores por la fuerza de gravedad, hasta encontrar una capa impermeable que la
retiene y almacena. Por tal razón origina encharcamientos cuando esta capa se encuentra muy superficial, ocasionando daños a las plantas y por tanto debe ser eliminada gracias a la construcción de drenajes. El agua de gravitación puede ser útil para reponer el agua de capilaridad gastada, cuando la capa freática está situada inmediatamente debajo de la zona donde se desarrollan las raíces.
No existe una clara separación entre estas tres clases de agua del suelo. La proporción en que se encuentran cada una de ellas depende de la textura, de la estructura, del contenido de materia orgánica, de la temperatura y del espesor del perfil del suelo considerado. En condiciones normales, el agua gravitacional drena rápidamente de zona radicular. El agua no disponible es retenida intensamente por la fuerza capilar y las raíces de las plantas no pueden tomarla.
El agua drena del terreno bajo la atracción constante de la gravedad, más rápidamente en los suelos arenosos que en los arcillosos. Esto se explica porque el agua gravitacional viaja vía macroporos. Suelos con texturas arenosas desarrollan más macroporos que microporos, ocurriendo lo contrario con texturas arcillosas, donde predominan los microporos a los macroporos, por lo que el agua se mueve más lentamente al interior del perfil del suelo al no contar con muchos macroporos para desplazarse
.
Lección 12
Potencial de agua en el suelo
Las partículas del suelo que constituyen la fase sólida tienen la propiedad de absorber humedad en su superficie, formando una película que las envuelve. Este fenómeno es debido a fuerzas de adhesión y de cohesión. La adhesión consiste en la atracción entre moléculas de distinta naturaleza, debido a fuerzas eléctricas. Por este procedimiento, las partículas sólidas retienen enérgicamente una fina película de agua de solamente tres a cuatro moléculas de espesor.
El agua adherida atrae otras moléculas de agua, mediante el fenómeno de cohesión, que consiste en la atracción entre moléculas de la misma naturaleza. La cohesión es igualmente debida a fuerzas eléctricas, y es posible debido el carácter bipolar de las moléculas de agua. De esta manera se forma una segunda capa rodeando las partículas, con un espesor de varios cientos de moléculas, que son retenidas más débilmente que las de la primera capa.
Aunque esta clasificación da una explicación del agua contenida en el suelo, es decir en la zona no saturada, es importante conocer el estado energético (termodinámico) de la misma y no solamente su estado estático y cuantitativo, dado que esta diferencia de energía entre dos puntos, es lo que genera el movimiento del agua en el perfil.
Debido a esto surge el concepto de potencial de agua en el suelo, el cual reemplazo a la clasificación en términos del uso por las plantas. Se define potencial del agua en el suelo como el trabajo necesario para llevar una unidad de agua desde una posición estándar (en equilibrio), hasta un punto determinado.
El potencial total del suelo se denota por la letra griega Psi (Y) y está compuesto por cuatro potenciales diferentes. El potencial de agua en el suelo, se puede medir de diversas formas tales como por unidad de energía [J/kg, erg/g], por unidad de presión [milibares, centibares, atmósferas] o por unidad de peso, el cual es el más utilizado en campo y expresa los potenciales como el peso de una columna de agua, para lo cual se determina solo la lámina de la misma, es decir los potenciales se expresan en unidades de longitud [cm].
En el perfil del suelo se tienen dos niveles de referencia con respecto a los cuales dar la medida de la lámina. El primer nivel de referencia es la superficie del terreno y el segundo la superficie del nivel freático. En la práctica cada potencial se puede referenciar a uno de estos niveles, lo cual se verá más adelante.
Potencial gravitacional (Yg). Este potencial está dado por la atracción gravitacional que ejerce el
centro de la tierra sobre los cuerpos y se manifiesta físicamente como el peso. Esta atracción produce un movimiento vertical desde la superficie a las zonas más profundas del suelo.
El potencial gravitacional de un punto del suelo está determinado por su elevación con respecto a un nivel de referencia. Si el punto en particular está por debajo del nivel de referencia el potencial gravitacional será negativo y si está encima positivo.
Potencial de presión (Yp). El potencial de presión en un punto determinado se define como el
peso de la columna de agua por encima del mismo.Esto quiere decir que el potencial de presión solo existirá en puntos por debajo de la superficie del nivel freático.
El potencial de presión se referencia siempre al nivel freático. Los puntos por debajo de este tendrán potencial de presión positivo y los ubicados en la superficie del nivel freático o encima de este tendrán potencial depresión 0.
Potencial mátrico (Ym). El potencial mátrico del suelo, se define como el trabajo que debe
realizarse para trasportar una cantidad de agua desde la superficie del nivel freático hasta un punto localizado por encima de este. Esto quiere decir que puntos por encima del nivel freático tienen potencial mátrico negativo y los que están en su superficie o por debajo tienen potencial mátrico igual a 0.
El potencial mátrico se referencia siempre al nivel freático. El potencial mátrico es el resultado de la acción de las fuerzas de adsorción y capilaridad, es decir la fuerza con la fase sólida del suelo retiene y atrae el agua.
Potencial osmótico (Yo). El potencial osmótico, se expresa como el movimiento del agua en el
perfil del suelo causado por la diferencia en la concentración de sales. Este trabajo es importante desde el punto de vista de la fisiología vegetal, dado que condiciona el trabajo que debe ejercer laplanta para tomar el agua del suelo.
En la práctica la diferencia de concentración de sales entre dos puntos del suelo es tan baja que puede despreciarse, es decir se toma al potencial osmótico como igual a 0.
El potencial total en un punto del suelo está dado por la siguiente ecuación: (YT) = (Yp) + (Ym) + (Yg) + (Yo), pero en la práctica se tiene:
(YT) = (Yp) + (Ym) + (Yg)
Es importante hacer ver que si el potencial en todos los puntos del suelo es el mismo, el agua estará en equilibrio y por tanto no se moverá a lo largo del perfil. Por el contrario si es diferente, el agua se moverá de mayor potencial a menor potencial.
Lección 13
Cálculo del potencial de agua en el suelo
En el siguiente ejemplo se presenta el cálculo del protencial total para un caso particular:
Ejemplo 1. Se tiene un suelo con un nivel freático situado a 120 cm, no se produce flujo en ningún
sentido, calcular los potenciales del suelo a 0, 30, 60, 80, 120 y 150. Tomar como referencia la superficie del terreno.
Observamos que como el nivel de referencia es la superficie del terreno, todos los puntos van a estar por debajo del mismo. Esto quiere decir que los potenciales se calculan como sigue:
El potencial gravitacional como se comentó, presenta valores negativos cuando los puntos están por debajo del nivel de referencia. El módulo del potencial corresponderá a la distancia medida entre el punto y el nivel de referencia, o sea la superficie del terreno.
El potencial mátrico, presenta valores negativos en los puntos situados por encima del nivel freático. Su módulo corresponderá a la distancia medida entre el punto y el nivel freático.
El potencial de presión, se referencia siempre al nivel freático, presentando valores positivos en los puntos por debajo del nivel freático. El módulo, corresponderá a la distancia medida entre el nivel freático y el punto.
Finalmente, el potencial total, corresponderá a la suma de los potenciales para cada punto. La Tabla 2 presenta un resumen de los cálculos. De esta Tabla, observamos que el potencial total es igual para todos los puntos del suelo, esto quiere decir que no hay movimiento de agua dentro del perfil del suelo.
Tabla 2. Cálculo del potencial total, con respecto a la superficie del suelo.
Punto
Potencial
mátrico
Potencial
de
presión
Potencial
gravitacional
Potencial
total
0
-120
0
0
-120
20
-100
0
-20
-120
40
-80
0
-40
-120
60
-60
0
-60
-120
80
-40
0
-80
-120
100
-20
0
-100
-120
120
0
0
-120
-120
140
0
20
-140
-120
160
0
40
-160
-120
180
0
60
-180
-120
NOTA: Todas las medidas están en cm
En el caso que el nivel de referencia fuera la superficie del nivel freático los potenciales se recalcularían teniendo en cuenta esta nueva condición, tal como se muestra en la Tabla 3.
Tabla 3. Cálculo del potencial total, con respecto a la superficie del nivel freático.
Punto
Potencial
mátrico
Potencial
de
presión
Potencial
gravitacional
Potencial
total
0
-120
0
120
0
20
-100
0
100
0
40
-80
0
80
0
60
-60
0
60
0
80
-40
0
40
0
100
-20
0
20
0
120
0
0
0
0
140
0
20
-20
0
160
0
40
-40
0
180
0
60
-60
0
Lección 14
Constantes de humedad
En la práctica, se utilizan las dos clasificaciones en términos de riego y drenaje. Es decir, se utiliza la clasificación de agua en términos del uso y aprovechamiento y en términos energéticos. La interfase entre estos grupos, genera unas constantes de amplio uso en la teoría de riegos y drenaje.
La primera constante se llama capacidad de campo, la cual está comprendida en la interfase entre agua gravitacional y agua capilar. Está definido como el agua que retiene el suelo después que este ha sido saturado y se ha dejado fluir toda el agua gravitacional, lo que en la mayoría de los casos ocurre 1 o 2 días después de haberse saturado.
En este estado los poros más pequeños del suelo retienen el agua contra las fuerzas de la gravedad y los poros mayores están en buena parte ocupados por aire. Esta situación es muy favorable al desarrollo de los cultivos, que encuentran en el suelo agua abundante retenida con una energía que es fácilmente superada por la de succión de las raíces, al mismo tiempo que el suelo está suficientemente aireado.
Con objeto de evitar esa imprecisiones a la hora de determinar la capacidad de campo, se define el concepto de “humedad equivalente”, que es el agua retenida por el suelo cuando a una muestra del mismo se aplica una fuerza de extracción de 1/3 de atm (333 cm). La humedad equivalente es en realidad el coeficiente arbitrario que se define como el porcentaje de humedad que queda en una muestra de suelo de peso definido, después de que esta ha sido sometida a una fuerza centrífuga mil veces mayor que la fuerza de la gravedad, por un período determinado.
La segunda constante se denomina punto de marchites permanente. Se define como el contenido de humedad de un suelo por debajo del cual las plantas no pueden extraer agua sin deteriorarse. Se denomina coeficiente de marchites, a la cantidad mínima de agua que aún contiene el suelo sin que pueda ser utilizada por las plantas. Una planta se marchitará cuando no es capaz de seguir obteniendo humedad suficiente para satisfacer sus necesidades hídricas. La tensión con que el agua es retenida en el suelo en el punto de marchites equivale más o menos 13.6 atmósferas que parecen estar en equilibrio con la máxima capacidad de succión de la mayoría de las plantas cultivadas.
Cuando el suelo está sometido a una prolongada sequía llega un momento en que las fuerzas de atracción del suelo por el agua (potencial total) son superiores a la fuerzas de absorción desarrollada por las raíces, entonces las plantas ante la imposibilidad de utilizar el agua que aún permanece en el suelo, se marchitan. Este caso es característico del marchitamiento transitorio o temporal, en el cual las plantas se recuperan en la parte más fría o más fresca del día, generalmente durante la noche. En caso de persistir la escasez hídrica, se llega a la marchites permanente en la que las plantas mueren rápidamente.
Aunque el coeficiente de marchitez no corresponde al mismo porcentaje de humedad para todas las plantas, en un mismo suelo, las diferencias que pueden existir resultan tan pequeñas, que justifican ampliamente el uso de este coeficiente. El coeficiente de marchitez se considera así como un punto, cuyo valor se ha asumido igual para todas las plantas dentro del mismo suelo. El coeficiente de marchitez se puede determinar de manera directa cultivando una planta cualquiera en un recipiente que contenga el suelo en estudio. Una vez que la planta haya desarrollado su sistema radicular se suspende el suministro de agua para provocar su marchitez. El contenido de humedad del suelo, en el que la planta marchita no revive en la atmósfera húmeda, representa el coeficiente de marchites. Se considera que una planta está
marchita permanentemente cuando no se recupera después de haber sido regado el suelo en el que se encuentra.
Estas dos constantes, generan la tercera, que se define como agua útil, la cual es el agua aprovechable por las plantas para realizar sus funciones metabólicas. Se expresa como la diferencia del contenido de humedad del suelo a capacidad de campo y a punto de marchites permanente. Ver Figura 9
Figura 9. Agua en la zona no saturada.
Fuente: Diego Hernández