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Universidad Austral de Chile Facultad de Ciencias Agrarias Escuela de Agronomía

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Universidad Austral de Chile

Facultad de Ciencias Agrarias

Escuela de Agronomía

Caracterización del monto, funcionalidad y

evolución del sistema poroso de un Palehumult al

ser sometido a ciclos de formación de estructura

Memoria presentada como parte de los requisitos para optar al título de Ingeniero Agrónomo

César Enrique Leiva Hervias

Valdivia – Chile

2009

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PROFESOR PATROCINANTE:

____________________________________ José Miguel Dörner Fernández Ingeniero Agrónomo, Dr. sc. agr. Instituto de Ingeniería Agraria y Suelos

PROFESORES INFORMANTES:

____________________________________ Oscar Seguel Seguel

Ingeniero Agrónomo, Dr. sc. agr Departamento de Ingeniería y Suelos

Universidad de Chile

___________________________________ Juan Pedro Nissen Mutzenbecher

Ingeniero Agrónomo, Dr. rer. hort Instituto de Ingeniería Agraria y Suelos

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Dedicada a mi familia

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AGRADECIMIENTOS

Después de finalízala este largo paso por la universidad existe un sin número de personas que han contribuido a lograr esta meta y aunque algunos no tengan relación directa con este trabajo, me siento muy agradecido de todos ellos, ya que fueron un pilar fundamental en mi vida durante todos estos años.

Debido a mi mala memoria y como son tantas personas a las que tengo que agradecer, no me gustaría dejar a nadie afuera, por eso no voy a dar nombres, pero sepan que han dejado una profunda hulla en mi corazón y por todo ese apoyo les estoy muy agradecido.

(5)

ÍNDICE DE MATERIAS Capítulo 1 2 2.1 2.1.1 2.1.2 2.1.3 2.2 2.2.1 2.2.2 2.2.3 2.3 3 3.1 3.1.1 3.1.2 3.2 3.2.1 3.2.2 RESUMEN SUMMARY INTRODUCCIÓN REVISIÓN BIBLIOGRÁFICA El suelo como medio poroso Descripción del sistema poroso Porosidad del suelo

Composición de la porosidad Funcionalidad del sistema poroso La permeabilidad

Permeabilidad de aire Permeabilidad de agua

Cambios en la estructura de suelo a través de ciclos de humectación y secado MATERIAL Y MÉTODO Materiales Materiales de terreno Materiales de laboratorio Método

Recolección de muestras de suelo Caracterización general del suelo

Página 1 2 3 5 5 5 6 6 7 9 10 11 11 13 13 13 13 13 13 14

(6)

3.2.3 3.2.4 3. 2.5 3.3 3.3.1 3.3.2 3.3.3 3.3.4 3.4 3.4.1 3.4.2 3.5 4 4.1 4.2 4.3 4.4 4.4.1 4.4.2 4.4.3 5

Determinación del volumen de muestreo sobre aspectos cuantitativos y funcionales del sistema poroso

Elaboración de muestras con Da equivalente

Efecto de los ciclos de mojado y secado sobre la estructura del suelo

Determinación de volúmenes de poros y su capacidad de flujo Determinación de la curva de retención de agua

Determinación de los cambios volumétricos del suelo Determinación de la conductividad del aire

Determinación de la conductividad hidráulica saturada Cálculos

Determinación de parámetros de continuidad de medios porosos Determinación de parámetros para determinar la capacidad de contracción del suelo

Análisis estadístico

PRESENTACIÓN Y DISCUSIÓN DE RESULTADOS

Caracterización del espacio poroso en relación al volumen de la muestra

Comparación de la permeabilidad aire y la conductividad hidráulica Efectos de la estructura sobre el sistema poroso del suelo

Efecto de los ciclos de mojado y secado sobre el sistema poroso del suelo

Efecto sobre la distribución de poros Efectos sobre la capacidad de contracción Efecto sobre la permeabilidad de aire CONCLUSIONES 14 14 15 15 15 16 16 18 18 18 19 20 22 22 27 33 34 40 42 46 51

(7)

6 7 BIBLIOGRAFÍA ANEXOS 52 57

(8)

ÍNDICE DE CUADROS Cuadro 1 2 3 4 5 6 7 Clasificacion de la porosidad Análisis realizados en el laboratorio

Distribución del tamaño de partículas de suelo

Curva de retención de agua a dos volúmenes de muestreo

Comparación del volumen de muestreo contenido volumétrico de los poros de aire y permeabilidad de aire

Comparación de parámetros de continuidad derivados de los poros bloqueados (eb) para los dos volúmenes de muestreo

Comparación de los índices de continuidad k1 y k2 para los dos

volúmenes de muestreo Página 7 14 22 22 24 26 26

(9)

ÍNDICE DE FIGURAS Figura 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13

Efecto del volumen de muestreo sobre la porosidad del suelo

Representación grafica de continuidad tortuosidad de los poros en el suelo

Esquema del instrumento de medición de la conductividad de aire Comparación de la permeabilidad de aire (Ka) en relación a volumen de muestreo

Permeabilidad de aire (Ka) en función de los poros llenos con aire para los dos volúmenes de muestreo evaluadas a distintas tensiones mátricas

Comparación de la conductividad de aire (Kl) a distintas tensiones

en función de la conductividad hidráulica saturada (KS)

Conductividad hidráulica saturada (KS) en función del tiempo

Distribución de los volúmenes de poros

Permeabilidad de aire en función de los poros llenos con aire para los dos volúmenes de muestreo y las mediciones realizadas después de KS

Volumen de poros bloqueados de los dos volúmenes de muestreo y las mediciones realizadas después de KS

Índices de continuidad k1 y k2 de los distintos volúmenes de

muestreo y de las mediciones realizadas después de KS

Curvas de distribución acumulada de poros llenos con aire por efecto de la estructura

Curvas de contracción para las muestras estructuradas y disturbadas Página 5 9 17 23 25 28 29 30 31 31 32 33 34

(10)

14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25

Coeficiente de extensibilidad lineal (COLE) en los distintos ciclos de formación de estructura

Índice de contracción de poros (PSI) en los ciclos de formación de estructura

Permeabilidad de aire en función de los poros llenos con aire para los ciclos de formación de estructura

Índice de continuidad de poro (k1 y k2) en ciclos de formación de

estructura

Diagrama del efecto de la contracción sobre la redistribución de las partículas de suelo y el espacio poros

Distribución de los volúmenes de poros antes y después de los ciclos de humectación y secado

Comparación de los cambios en el volumen y la pérdida de agua de suelo antes y después de los ciclos de humectación y secado

Efectos en el coeficiente de extensibilidad lineal (COLE) debido a los ciclos de humectación y secado

Consecuencia de los ciclos de humectación y secado sobre Índice de contracción de poros (PSI)

Permeabilidad de aire en función de los poros llenos con aire comparando los efectos de los ciclos de humectación y secado Cambios en los índice de continuidad de poros (k1 y k2) por los

ciclos de humectación y secado

Efecto de los ciclos de humectación y secado sobre el porcentaje de poros bloqueados en el suelo

35 37 38 39 40 41 43 44 45 47 48 49

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ÍNDICE DE ANEXOS Anexo 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12

Diferencias de cilindros entre los dos volúmenes de muestreo Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para volumen de agua retenida en la diferencia de volumen muestreo

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para Ka en cilindros 110 cm³, 250cm³ y mediciones después de KS

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para volumen de poros con aire (Ea) en cilindros 110 cm³, 250cm³ y mediciones después de KS.

Relación de promedios de poros llenos con aire (Ea) y permeabilidad de aire en los dos volúmenes de muestreo

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para poros bloqueados e índices de continuidad en la diferencia de volumen muestreo

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para k1 en cilindros

110 cm³, 250cm³ y mediciones después de KS

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para k2 en cilindros

110 cm³, 250cm³ y mediciones después de KS

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para la distribución de poros en cilindros 110 cm³, 250cm³ y mediciones después de KS

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para volumen del suelo saturado en los ciclos humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para volumen del suelo a -60 hPa en los ciclos humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para COLE en los ciclos humectación y secado

Página 57 58 58 59 59 60 60 61 61 62 62 63

(12)

13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para PSI en los ciclos humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para Ka en los ciclos humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para Ea en los ciclos humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para k1 en los ciclos

humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para k2 en los ciclos

humectación y secado

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en fracciones de poros

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en el volumen de agua retenida en el suelo Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en el volumen de agua retenida en el suelo

Análisis de varianza para comparación de condición inicial y final en el índice COLE

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en el índice COLE

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en el índice PSI

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en el índice PSI

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en Ka

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en la Ka 63 64 64 65 65 66 67 68 69 70 70 71 71 72

(13)

27 28 29 30 31 32 33 34

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en Ea

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en la Ea

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en índice de continuidad k1

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en índice de continuidad k1

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en índice de continuidad k2

Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en índice de continuidad k2

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en Volumen de poros bloqueados

Análisis de varianza y Prueba Post Hoc LSD para comparación de condición inicial y final en índices de continuidad M y N

73 74 74 75 75 76 77 77

(14)

RESUMEN

El sistema poroso controla el movimiento de fluidos, que son esenciales en procesos agronómicos y del medioambiente; por eso su descripción cumple un rol fundamental y debe realizarse en función de su representatividad, volumen, distribución y funcionalidad. La estructura del suelo está ligada con las características del sistema poroso como el monto y la funcionalidad, viéndose afectada por procesos que ocurren de forma natural en el suelo, como los ciclos de humectación y secado. Se utilizó un suelo de la Serie Cudico, la caracterización del sistema poroso se realizó extrayendo muestras sin disturbar de 110 y 250 cm³, a las cuales se le determinó la curva de retención de agua (pF), poros de aire (Ea), permeabilidad de aire (Ka), continuidad de poros (k1, k2 M y N) y el volumen de poros bloqueados (Eb). Para

determinar el efecto de la estructura en el suelo se generaron muestras con material disturbado homogenizado, de similar densidad aparente (Da) al suelo sin disturbar. Los dos suelos (inalterado y ensamblado) fueron sometidos a seis ciclos de humectación y secado, comparando cambios en el volumen de suelo, contracción de poros y las variaciones que se producen tanto en el monto como en la funcionalidad del sistema poroso durante los ciclos, comparando el estado inicial y final del suelo.

Se lograron encontrar diferencias estadísticas en la caracterización del monto, no así en la funcionalidad del sistema poroso para los dos volúmenes de muestreo. La estructura del suelo modifica tanto el monto como la funcionalidad del sistema poroso, existiendo una estrecha relación entre los poros llenos de aire y Ka, tanto en las muestras estructuradas como disturbadas. Los ciclos de humectación y secado produjeron una disminución del volumen de suelo y un aumento en Ka y en los índices de continuidad k1 y k2 en las muestras estructuradas y disturbadas, produciendo un

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SUMMARY

The pore system controls the movement of pore fluids, which are essential in agriculture and the environmental processes; so its description has a vital role and should be done in terms of its representativity, volume, distribution and function. Soil structure is related to the characteristics of the porous system as the amount and functionality, being affected by processes that occur naturally in soil like cycles of wetting and drying. A Cudico soil serie was used, the characterization of porous media, was made extracting undisturbed samples (110 and 250 cm ³) measuring the volumetric water retention curve (pF), air filled pores (Ea), air permeability (Ka), continuity of pores (k1, k2, M y N) and the volume of blocked pores (Eb). To determine the effect of the

structure on soil properties, disturbed soil samples were prepared at similar bulk density than non-disturbed soil. The two soils (disturbed, natural) were subjected to six cycles of wetting and drying, comparing the changes in amount and functionality during the cycles and the initial and final stage.

Statistical differences were achieved in the characterization of the amount, but not in the functionality of the system for the two pore volumes of sampling. Soil structure affects both the amount and the porous system functionality, finding a close relationship between air-filled pores and Ka, in both structured and disturbed samples. Cycles of wetting and drying in the soil produced a decrease in the volume of soil, and an increase in Ka and the continuity indices k1 and k2 in samples structured and

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1 INTRODUCCIÓN

El movimiento de fluidos al interior del suelo es esencial en procesos agronómicos y del medioambiente. Tanto el agua como el aire se mueven a través del sistema poroso, por esta razón poder caracterizarlo resulta muy importante para entender una serie de procesos que ocurren en el suelo. La descripción del sistema poroso puede realizarse a través de su volumen, distribución y su capacidad para transmitir fluidos. Estas propiedades dependen en gran medida de la textura y estructura del suelo, siendo esta última una propiedad dinámica que depende tanto de los procesos de humectación y secado (fuerzas internas),actividad biológica, como así también del manejo a que fue sometido el suelo (fuerzas externas), lo cual puede alterar el tamaño, forma e interconexión entre los poros.

Unos de los problemas iniciales en la caracterización del sistema poroso es representar adecuadamente la heterogeneidad de dicho sistema en el suelo. Dependiendo del análisis físico que se deba realizar, se debe trabajar con distintos volúmenes de suelo. Diversos autores han demostrado que para la mayoría de los suelos, al utilizar una muestra de 250 cm³ se logra representar la heterogeneidad de este. Es por esto que resulta indispensable determinar si las muestras de suelo más pequeñas, generalmente utilizadas para análisis mecánicos, logran representar la heterogeneidad del sistema poroso del suelo.

La funcionalidad del sistema poroso está estrechamente relacionada con la estructura; por lo tanto, al someter el suelo a ciclos de humectación y secado que favorecen la formación de estructura, tanto el monto como la funcionalidad del suelo se podrían ver afectados. Determinar estos cambios ayudaría a comprender la dinámica de los ciclos que ocurren en la naturaleza.

Las hipótesis de esta tesis son las siguientes:

− Un volumen de suelo de 110 cm³ es suficiente para lograr caracterizar la heterogeneidad de la estructura del suelo de igual forma que una muestra de 250 cm³.

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− Los ciclos de formación de estructura mejoran la funcionalidad del sistema poroso de un suelo, representado por un aumento en la permeabilidad de aire, independientemente de la estructura que posea inicialmente.

El objetivo general del presente trabajo es caracterizar el sistema poroso de un suelo rojo arcilloso perteneciente a la Serie Cudico a partir de dos volúmenes de muestreo (110 y 250 cm3) sometiendo las muestras (estructuradas y disturbadas de 250 cm³) a varios ciclos de humectación y secado.

Los objetivos específicos son:

Determinar si el volumen de muestreo de 110 cm3 representa la heterogeneidad del suelo caracterizada a partir de muestras de 250 cm3, evaluando parámetros como la permeabilidad de aire y la distribución de poros.

Estudiar la relación entre el volumen de poros llenos con aire y la permeabilidad de aire.

Comparar la relación entre el flujo de agua y el aire sobre parámetros de monto y funcionalidad del sistema poroso.

Determinar las diferencia en el sistema poroso entre un suelo estructurado y un suelo disturbado.

Evaluar el efecto de los ciclos de formación de estructura sobre el sistema poroso, a través de los cambios sufridos por éste en el monto y la funcionalidad.

(18)

2 REVISIÓN BIBLIOGRÁFICA

2.1 El suelo como medio poroso

El suelo está compuesto de una fase sólida, una líquida y una gaseosa (BEAR, 1972). La fase sólida consta de minerales y/o materia orgánica que forma la matriz del suelo. Entre las partículas sólidas, se localizan los poros, espacio en donde se encuentran el agua y el aire. Los poros en el suelo pueden estar parcialmente ocupados por agua (estado insaturado) o completamente llenos (estado saturado). Cuando el suelo se encuentra insaturado, el agua que rodea a la superficie de las partículas forma una fina película, configurando la unión alrededor de los puntos de contacto entre ellas y en el borde de los poros, produciendo así estrechos pasajes de aire a través de ellos (NEITSCH et al., 2002). La porosidad del suelo puede estar formada por dos partes: porosidad textural y porosidad estructural (DEXTER, 2004). 

2.1.1 Descripción del sistema poroso. El volumen total de poros en el suelo está

constituido por la fase gaseosa y la fase líquida y cambia continuamente debido a procesos como la humectación y el secado (que inducen hinchamiento y contracción), la agregación y dispersión, etc. (HILLEL, 1982).

FIGURA 1 Efecto del volumen de muestreo sobre la porosidad del suelo.

(19)

La información básica respecto a un medio poroso, es la porosidad o la fracción del volumen del espacio poroso que se requiere representar. Por esto diversos autores han utilizado el concepto de volumen elemental representativo (o su acrónimo en inglés REV), el cual fue desarrollado para encontrar el volumen mínimo de muestreo, que represente estadísticamente la variabilidad del medio poroso. El suelo como medio poroso presenta una fluctuación natural en las propiedades físicas (Figura 1). Al tener un volumen de muestra muy pequeño, la variabilidad entre las muestras es muy alta. Dicha variabilidad es dominada por los efectos de la micro escala que aumentan la variabilidad entre la medición de las propiedades físicas. Debido a lo anterior, es necesario buscar el volumen más pequeño y adecuado en el cual se represente la variabilidad natural del medio poroso (BEAR, 1972; HUNT, 2005; DIETRICH et al,. 2005; VAFAI, 2005 y CLIFFORD y STEPHEN, 2006).

2.1.2 Porosidad del suelo. La descripción de la geometría del sistema poroso y su

funcionalidad en el suelo está relacionada con la distribución del tamaño de sus partículas y la estructura (BEAR, 1972 y RAWLS y PACHESKY, 2002).

La textura del suelo y el sistema poroso están relacionados directamente. La distribución de las partículas forman una secuencia geométrica y entre las partículas se originan espacios que dan origen a una distribución secuencial de poros en el suelo que dependen de la textura (HUNT, 2005).

La estructura en el suelo es definida como la disposición de las partículas minerales y sustancias orgánicas, a mayor escala es conocida como agregados, formando un sistema poroso entre los agregados. Los agregados se originan inicialmente por procesos de contracción e hinchamiento de un material masivo que movilizan las partículas de suelo, aumentando los puntos de contacto entre ellas y modificando el sistema poroso (HORN y SMUCKER, 2005).

La porosidad textural es afectada en menor medida por la labranza y el manejo del suelo, mientras que la porosidad estructural, que comprende grietas, bio-poros y macro estructura, es sensible a factores tales como la labranza, la compactación y las cosechas (DEXTER, 2004). 

2.1.3 Composición de la porosidad. La cantidad, tamaño, forma y continuidad de los

(20)

particular la porosidad total, la distribución del tamaño y la continuidad de los poros, influencian la capacidad del suelo para soportar plantas, animales y la vida microbíal (DON SCOTT, 2000).

La descripción del tamaño de los poros se apoya en la ley de Hagen-Poiseuille, que relaciona la altura alcanzada por el agua en el interior de un tubo capilar de un radio determinado, con el radio equivalente de un poro del suelo para determinar así la energía necesaria para drenar el tubo capilar y el poro del suelo (LAL, 2006). La clasificación de los poros se basa en los valores de tensión y de acuerdo a su función dentro del suelo, como se puede observar en el Cuadro 1.

CUADRO 1 Clasificacion de la porosidad.

Poros de agua   inútil (PAI)    < 0,2   > 15000 Poros de unión  < 0,005  Soportan la mayor fuerza entre las  partículas de suelo   10 ‐ 0,2    330 ‐ 15000 Poros residuales  0,5 ‐ 0,005 Retención y difusión de iones en  solución   Poros de drenaje   lento (PDL)    50 ‐ 10   60 ‐ 330 Poros de  almacenamiento 50 ‐ 0,5 Retención de agua en contra y a favor  de la gravedad   Función  Poros de drenaje   rápido (PDR)      >50  0 ‐ 60 Poros de  Transmisión >50 Movimiento de aire y drenaje de  excesos de agua  Valores de tensión  Función de poros  Clasificación   Tamaño de los   poros (µm)   Tensión  (hPa) Clasificación  Tamaño de los  poros (µm) Poros de agua útil  (PAU)   

FUENTE: Adaptado de QUIROZ ( 2005) y LAL et al. (2004)

2.2 Funcionalidad del sistema poroso.

La estructura desempeña un rol fundamental y está relacionada directamente con el sistema poroso, el cual cumple diversas funciones del suelo, como el movimiento de agua, nutrientes, contaminantes y gases (TITI, 2003).

El espacio poroso es caracterizado comúnmente por mediciones de porosidad total, poros llenos de agua o aire y por la distribución del radio de los poros. Otras características importantes de los poros son: largo, orientación y variación en el radio (BALL, 1981). Según BEAR (1972) la permeabilidad está estrechamente relacionada con factores geométricos como la porosidad total, la distribución del tamaño de los poros, la forma del sistema poroso y la continuidad y tortuosidad de los poros del suelo.

El sistema poroso del suelo es la ruta por donde fluye el agua y el aire. Los poros llenos con agua dificultan la aireación y los poros llenos de aire no contribuyen

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de forma efectiva al flujo de agua. En un suelo mojado que se empieza a secar, el flujo de agua disminuye pero el flujo de aire aumenta (EHLERS et al., 1995). Por otro lado, el cambio en la proporción del volumen de agua y aire, modifican la capacidad del suelo para transmitir calor. La geometría y la forma de los poros es evaluada para describir la irregular matriz de poros que, la mayoría de las veces es de forma vesicular (esférica o elíptica) o tubular (cilíndrica o alargada), aunque algunos poros pueden ser irregulares, como en el caso de suelos con gravilla. La continuidad y tortuosidad de los poros es importante en la transmisión y transporte de fluidos en el suelo. La continuidad vertical a través de los horizontes del suelo es relevante para transportar el agua e intercambiar el gas atmosférico (LAL et al., 2004). En definitiva, diversos autores han resaltado que la caracterización del espacio poroso es fundamental en la determinación del movimiento de fluidos en el suelo (BALL, 1981; ROSENBERG y McCOY, 1990; IVERSEN et al., 2001 y DÖRNER y HORN, 2006)

El sistema poroso puede ser descrito por mediciones de continuidad, que corresponden a la conexión que realizan los poros entre dos puntos. Un poro continuo es aquel que se prolonga y es capaz de conectar dos puntos sin pausas (TITI, 2003). La continuidad es independiente y complementaria a la tortuosidad. Esta última es descrita como el recorrido aparente de los poros y relaciona el largo de la trayectoria del poro con el mismo recorrido que realizaría en línea recta (HILLEL, 1982). En la Figura 2 se puede observar la representación en forma esquemática de la continuidad y la tortuosidad en el suelo y cómo se relacionan estos conceptos.

(22)

a)  c) 

b)  d)

FIGURA 2 Representación esquemática de continuidad y tortuosidad de los poros en el suelo: a) Poro continuo, b) Poro discontinuo, c) Poro tortuoso

(continuo), d) Poro tortuoso discontinuo. FUENTE: TITI (2003)

El volumen de poros llenos con aire corresponde a la fracción de aire que se ubica en los poros del suelo. Este parámetro puede ser determinado mediante la ecuación ƒα = ƒ- θ, donde ƒα corresponde al volumen o fracción de aire, ƒ es la

porosidad total (fracción del volumen de suelo no ocupado por sólidos) y θ es el volumen o fracción de agua (HILLEL, 1982).

2.2.1 La permeabilidad. Representa la capacidad del medio poroso para transmitir

fluidos (IVERSEN et al., 2001). De este modo la permeabilidad del aire (Ka) y del agua (Kw) nos indican la variabilidad del diámetro de los poros del suelo como así también de

la conexión del sistema poroso, su relación con la estructura del suelo y los cambios que ella pueda tener debido a procesos naturales o como consecuencia del manejo del suelo. Impactos negativos en la estructura del suelo, como la compactación, reducen la permeabilidad de aire y la conductividad hidráulica (KS) del suelo (TITI, 2003).

Según SMITH y MULLINS (2001), el espacio poroso regula el movimiento de gases dentro del suelo, desempeñando un rol vital en procesos biológicos, equilibrando

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los gases al interior de este que son vitales para la respiración de microorganismos y las raíces de las plantas. Por otro lado, POULSEN et al. (2007) señalan que el movimiento de agua controla el desplazamiento de los nutrientes y contaminantes y su conocimiento es clave en procesos de diseño de eliminación de estos contaminantes, en procesos de riego y en la producción de plantas.

2.2.2 Permeabilidad de aire. Es definida como la facilidad mediante la cual el aire

entra a través de un volumen de suelo que posee una determinada área. La permeabilidad de aire en los medios porosos está compuesta casi en su totalidad por transporte del aire por convección y muy escasamente por transporte de difusión. El movimiento por convección ocurre bajo una gradiente de presión, mientras que el desplazamiento por difusión ocurre debido a cambios en la gradiente de concentración o de presiones parciales en distintos componentes del aire en el suelo. En condiciones normales, los procesos tanto de convección como de difusión ocurren simultáneamente, siempre que al mismo tiempo exista una gradiente de presión y concentración (LAL, 2006). El transporte de aire se llevará a cabo preferentemente a través de los poros en donde domina el proceso convectivo, los procesos de difusión están más asociados al material que forma el suelo y es menos dependiente de la estructura del suelo (MOLDRUP et al., 2001).

La permeabilidad de aire suministra la información esencial para caracterizar las diferencias en la estructura del suelo, ya que esta medición se puede realizar a diferentes contenidos de agua y a distintos tamaños de poros que se encuentren llenos de aire. De esta manera se puede relacionar la permeabilidad con las variaciones que sufren los macro poros para así identificar los cambios en la estructura del suelo (LAL et al., 2004). Al compactar el suelo y disminuir el volumen de los poros más gruesos, la permeabilidad de aire disminuye, dejando en evidencia los cambios que sufre la estructura (KIRBY, 1991). La permeabilidad de aire es un buen parámetro para determinar las diferencias de manejo del suelo que deterioran su estructura y poder comparar entre manejos de cero labranza y labranza tradicional (BALL et al., 1997).

Según DÖRNER y DEC (2007), la permeabilidad de aire es una forma de evaluar factores geométricos del sistema poroso, los que al ser sensibles a cambios estructurales, son un buen parámetro para evaluar la calidad física de un suelo.

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2.2.3 Permeabilidad de agua. Según HILLEL (1998) la permeabilidad describe la

capacidad del agua para ser trasmitida a través del medio poroso. Cuando hay una diferencia de potencial hídrico entre dos puntos, el agua tiende a moverse para igualar esta diferencia de potencial. La intensidad de este flujo depende principalmente del tamaño y continuidad de los poros conductores (WILD y RUSSELL, 2000). El flujo de los líquidos en el suelo puede verse afectado principalmente por el contenido de agua del suelo; en suelos saturados el movimiento es constante, por no cambiar la gradiente y la sección media de los poros conductores. Autores como JANSSEN et al. (2004) observaron que la conductividad hidráulica saturada varía en relación al tiempo que se realiza la medición. Normalmente, en suelos agrícolas el movimiento del agua es en fase no saturada; de allí que constantemente cambia el monto y sentido del movimiento del agua en el suelo, debido a cambios de gradientes y sección media de poros conductores (Kohnke, 1968, citado por QUIROZ, 2005).

Comparando las diferencias entre las propiedades del agua y el aire, se puede encontrar que la conductividad de aire en general es un orden de magnitud mayor que la del agua. Debido principalmente a las diferencias de viscosidad que existen entre los fluidos, el flujo del aire es mucho más rápido que el del agua, debido principalmente a que el roce al borde de los poros es muy cercano a cero, esta propiedad del aire se denomina como efecto Klinkenberg (BEAR, 1972; SUMNER, 2000).

2.3 Cambios en la estructura de suelo a través de ciclos de humectación y secado.

Según Smiles (2000) citado por PENG et al. (2007) el suelo no se comporta como un cuerpo rígido, sino que generalmente su volumen decrece en función de la pérdida de agua, causando un reordenamiento de las partículas del suelo y los agregados. En el suelo ocurren naturalmente ciclos de secado y humectación, que producen cambios en la estructura y la porosidad del suelo, estos cambios están relacionados con la intensidad y frecuencia de estos ciclos (PENG et al., 2007).

Los ciclos de humectación y secado promueven la formación de estructura en el suelo, a medida que ocurren mas ciclos en el suelo este se contrae, disminuyendo su volumen e incrementado su densidad aparente (SEGUEL y HORN, 2006 y ANTIPA 2008). Los ciclos de secado y humectación se comportan de forma desigual en

(25)

distintos tipos de suelo: aumentan el volumen de los poros gruesos en suelos de origen inorgánico, y disminuyen su volumen en suelos de origen orgánico. La capacidad de contracción depende de la rigidez de los poros y de cómo estos son capaces de soportar las presiones internas debido a las fuerzas capilares al interior de los poros (PENG et al., 2007). Según lo establecido por ANTIPA (2008) al agregar materia orgánica a un suelo y someterlo a ciclos de humectación y secado, se produce una disminución en el volumen de poros de drenaje y un aumento de los poros de agua útil (PAU) al comparar con el tratamiento al que no se le adicionó materia orgánica, debido a que dicha materia favorece la formación de agregados más pequeños que ocupan los espacios que originalmente constituían poros gruesos.

Considerando que los ciclos de humectación y secado modifican la distribución del tamaño de poros, resulta necesario estudiar el efecto de estos ciclos sobre la funcionalidad del sistema poroso, evaluado a través de la permeabilidad de aire, comparando la condición del suelo natural con el mismo suelo disturbado.

(26)

3. MATERIAL Y MÉTODO

3.1 Materiales

3.1.1 Materiales de terreno. El estudio se realizó con muestras de suelo que fueron

extraídas a unos 3,5 Km de la ciudad de La Unión (40º18`33`` S 73º06`45`` O; 30 msnm). El suelo bajo estudio pertenece a la Serie Cudico, Familia fina, mixta, isomésica de los Typic Hapludults. Estos suelos corresponden a antiguos depósitos de cenizas volcánicas sobre sedimentos marinos. Son suelos moderadamente profundos y profundos, de colores pardo oscuro en superficie a pardo rojizo en profundidad; presentan texturas finas, bien estructurado, bloques sub angulares hasta los 44 cm, prismática en profundidad; duros, firmes, plásticos y adhesivos (CENTRO DE INFORMACIÓN DE RECURSOS NATURALES (CIREN), 2003).

Para el estudio se seleccionó una pradera artificial de Ballica (Lolium perenne L.), la cual tenía seis meses de sembrada. Para su establecimiento se realizó un manejo de suelo tradicional.

3.1.2 Materiales de laboratorio. Las mediciones se realizaron en el Laboratorio de

Física de Suelos Dr. Achim Ellies Sch. ubicado en el Instituto de Ingeniería Agraria y Suelos de la Universidad Austral de Chile. Se determinó la curva de retención de agua (curva pF), la permeabilidad de aire, contracción vertical y la conductividad hidráulica en fase saturada.

3.2 Método

3.2.1 Recolección de muestras de suelo. Se recolectaron muestras no disturbadas y

material disturbado de suelo, de los primeros 20 cm de profundidad. Las muestras estructuradas fueron tomadas en cilindros metálicos de 110 cm3 y 250 cm3 cuyas características más detalladas se pueden apreciar en el Anexo 1. Con las muestras no disturbadas y material disturbado se realizaron análisis de laboratorio que aparecen especificados en el Cuadro 2. Las muestras disturbadas (250 cm³) se refiere a muestras de suelo confeccionadas con la misma densidad aparente (Da) que el suelo en terreno.

(27)

CUADRO 2 Análisis realizados en el laboratorio.

Análisis estructurada (110 cm³) estructurada (250cm³) disturbada (250cm³)

Conductividad hidráulica saturada (Ks) *

Curva de retención de agua (pF) * * *

Permeabilidad de aire (ka) * * *

Contracción vertical * *

Muestra

* = sí se realizó el análisis y — = no se realizó el análisis.

3.2.2 Caracterización general del suelo. Se determinaron características

descriptivas del suelo, como el carbono orgánico por el método de digestión húmeda de Walkley-Black (SADZAWKA et al., 2004) y la distribución del tamaño de las partículas por el método del hidrómetro (FORSYTHE, 1974).

3.2.3 Determinación del volumen de muestreo sobre aspectos cuantitativos y

funcionales del sistema poroso Para establecer si el volumen de suelo de

110 cm³ es capaz de representar la heterogeneidad del suelo, se procedió a comparar si existen diferencias estadísticas con un volumen de cilindro de 250 cm³, esto se realizó comparando variables cuantitativas y cualitativas que registren el monto (distribución de poros) y funcionalidad (Ka) del sistema poroso de ambos volúmenes de muestreo (BARTOLI et al., 2005).

3.2.4 Elaboración de muestras con Da equivalente. Para elaborar las muestras

disturbadas de suelo se utilizó como referencia la Da promedio de las muestras no disturbadas utilizadas en la medición de conductividad hidráulica. Se utilizó suelo seco al aire, el que fue previamente tamizado a 2 mm, con un contenido de agua de 20% base suelo seco (bss). La misma metodología fue utilizada por ZHANG et al. (1997) quienes alcanzaron la máxima densidad en un suelo arcilloso con un contenido de agua cercano al 20% bss. El volumen total de suelo más el agua fue dividida en ocho parte iguales, para establecer capas de suelo en la confección de la muestra y a cada capa se le aplicó una fuerza de 0,5 kg cm-2 durante tres minutos. Una vez confeccionadas las muestras, se procedió a determinar la permeabilidad de aire y seleccionar las ocho muestras de suelo que tuvieran una permeabilidad similar al promedio con rango de tolerancia de una desviación estándar sobre y bajo el promedio.

(28)

3.2.5 Efecto de los ciclos de mojado y secado sobre la estructura del suelo Las

muestras se sometieron a ciclos de humectación y secado por medio de ascenso capilar y drenaje en bandejas de arena a -60 hPa de tensión. En total se realizaron seis ciclos de humectación y secado a las muestras inalteradas y las generadas con una densidad aparente similar, en cilindros de 250 cm3. La humectación se realizó por ascenso capilar durante 24 horas, se realizó un secado controlado del suelo en bandejas de arena, hasta que las muestras alcanzaron un equilibrio en la tensión de -60 hPa, estimando que el tiempo en que se equilibra el peso de la muestra no debería ser menor a 6 días. Se utilizó una intensidad de secado de -60 hPa (capacidad de aire del suelo), ya que en este punto es donde se encuentra el límite de los poros de drenaje rápido (PDR). Estos poros están ligados directamente con la estructura del suelo y los cambios que esta pueda tener en procesos de formación de agregados como los ciclos de humectación y secado. SEGUEL y HORN (2006), trabajando con suelos del sur de Chile, encontraron mayores diferencias en la reducción de la porosidad en muestras de camas de agregados finos, sometidos a ciclos de humectación y secado de 0 a -60 hPa que en ciclos de mayor intensidad de secado (0 a -300 hPa). En ambos grupos de muestras se realizaron mediciones de cambios en el volumen de suelo, determinación de la curva de retención de agua (antes y después de los ciclos) y permeabilidad de aire.

3.3. Determinación de volúmenes de poros y su capacidad de flujo.

Los cambios en el volumen de suelo debidos a procesos de hinchamiento y contracción se determinaron en las mediciones iniciales de la curva pF, durante los ciclos de humectación y secado y en la determinación de la curva pF final.

3.3.1 Determinación de la curva de retención de agua. Las muestras de suelo

fueron saturadas con agua por medio de ascenso capilar por 24 horas para evitar las inclusiones de aire en el sistema poroso. Posteriormente fueron equilibradas a los siguientes potenciales mátricos: -10,-20, -30 y -60 hPa en bandejas de arena, -150, -330 y -500 hPa en ollas de presión y -15000 hPa en platos de presión. Una vez que las muestras alcanzaron un equilibrio con el potencial mátrico aplicado, se determinó el contenido de agua. Al final del proceso se procedió a determinar la densidad aparente (Da) o relación entre la masa y el volumen de suelo, mediante el secado en una estufa a 105°C por 24 horas. La densidad real (Dr) se determinó mediante la metodología del

(29)

pesaje sumergido, que corresponde a la relación entre la masa y el volumen de suelo, sin considerar la porosidad. El espacio poroso (Ep) se puede calcular como se muestra en la ecuación 1 (FORSYTHE, 1974 y HARTGE y HORN, 1992).

(1)

3.3.2 Determinación de los cambios volumétricos del suelo. Se determinó para

cada punto de la curva de retención de agua inicial, en los ciclos de humectación y secado y en la curva de retención de agua final, registrando el peso de la muestra y los cambios en la altura en cinco puntos de la muestra, utilizando un profundímetro con una precisión de ±0,05 mm, teniendo como base un cilindro de referencia en la comparación de los cambios de altura. El registro de los cambios volumétricos permitió determinar el índice de vacíos tal como lo proponen PENG et al. (2007).

3.3.3 Determinación de la conductividad del aire. La conductividad del aire (Kl) se

midió a potenciales mátricos de -30 -60, -150, -330 y -500 hPa por medio de un método de un flujo constante en cámara colgante. En la Figura 3 se presenta un esquema del permeamómetro. La cámara se une con la muestra a través una polea móvil, se trasmite una fuerza en sentido de la gravedad dada por las pesas. Se levanta la cámara generándose una fuerza que produce una diferencia de presión constante menor a 1 hPa, para permitir un flujo laminar ascendente de aire a través de la muestra de suelo, midiéndose el desplazamiento de aire en un tiempo determinado. El permeamómetro fue diseñado y confeccionado para el desarrollo de esta tesis, el cual posee dos cámaras de volúmenes distintos que permiten medir cilindros de 110 y 250 cm3. Para determinar la presión al interior de la cámara, el equipo consta de un manómetro inclinado que mide con mayor exactitud pequeñas diferencias de presión, con una precisión de ± 0,02 hPa. También se registraron las variaciones en la presión de atmosférica y su temperatura, valores que son considerados en los cálculos (DÖRNER y DEC 2007).

Se determinó la conductividad de aire Kl (cm s-1) tal como aparece en la

ecuación (2) y a partir de esta se estableció la permeabilidad de aire Ka (μm²), calculado a partir de la ecuación (3):

(30)

(2)

Donde:

Kl = Conductividad de aire [cm s-1]

Δv = Volumen de aire que fluye en la muestra durante el tiempo t [cm3

] L = Longitud del cilindro [cm]

Δt = Diferencia de tiempo [s] Δp = Diferencia de presión [hPa] A = Área del cilindro [cm2]

FIGURA 3 Esquema del instrumento de medición de la conductividad de aire

(31)

(3)

Donde:

η =es la viscosidad del aire (g cm -1)

ρl = es la densidad del aire (kg m-3) g = es la aceleración de gravedad (m s-2).

3.3.5 Determinación de la conductividad hidráulica saturada. La medición de la

conductividad hidráulica saturada (KS) se realizó mediante un permeamómetro de

carga constante (Eijkelkamp) que permite el flujo de agua a través del suelo con una carga de agua constante. Las mediciones de KS de realizaron en función del tiempo,

con intervalos de una, ocho, doce, hasta las 24 horas para así determinar si existen cambios en KS y en el espacio poroso por efecto de un flujo constante de agua a través

del suelo.

3.4 Cálculos

3.4.1 Determinación de parámetros de continuidad de medios porosos.

GROENEVELT et al. (1984); BALL et al. (1988); DÖRNER y HORN (2006) y DÖRNER y DEC (2007) utilizaron los índices k1 y k2 que relacionan la permeabilidad de aire y los

poros llenos de aire

ε

a para evaluar aspectos funcionales del sistema poroso, como lo es la continuidad de poros (Ecuaciones 4 y 5).

(4)

El índice k1 caracteriza la capacidad que tiene el suelo de transmitir aire. Altos

valores de k1 indican que el medio poroso tiene una alta capacidad para transmitir

fluidos en relación al volumen de poros que poseen aire, debido a una gran continuidad y baja tortuosidad entre los poros (Schjønning et al., 1999 citado por DÖRNER y DEC, 2007). El índice k2 (Ecuación 5) permite relacionar de forma similar la continuidad a k1.

Al comparar ambos índices, estos deberían presentar valores análogos, de no ser así significa que el suelo presenta diferencias en la continuidad del sistema poroso: estos índices pueden ser utilizados independiente a la distribución que presente el espacio poroso (BALL et al., 1988).

(32)

(5)

AHUJA et al. (1984) y BALL et al. (1988) describen otros índices de geometría del medio poroso derivados de la relación entre Ka y

ε

a, estableciendo:

(6)

Donde M y N son parámetros de ajuste. N es un índice de continuidad de poros que expresa la capacidad de los poros para trasmitir aire en función del aumento del volumen de poros con aire y que permite estimar el volumen de poros bloqueados (eb) que no son parte de la transferencia de aire. Suelos que presentan una permeabilidad de aire menor a 1 μm² son considerados como impermeables, por lo tanto el intercepto en la abscisa (a 1 μm²) indicaría el porcentaje de eb (BALL et al., 1988) determinándose: (7)

N M

eb

) log (

10

=

Para este estudio de se utilizaron estos cuatro índices de continuidad (k1, k2, M

y N) en todos los análisis, excepto en los ciclos de humectación y secado, en los que solo se determinaran los índices de continuidad k1 y k2.

3.4.2 Determinación de parámetros para determinar la capacidad de contracción del suelo. El registro de los cambios volumétricos permitió determinar la variación en

el índice de vacíos de la siguiente forma:

(8)

Donde:

IV = Índice de vacíos (cm³ cmֿ³) = e Vp = Volumen de poros (cm³)

Vs = Volumen de sólido (cm³)

Para determinar la contracción del suelo durante los ciclos de humectación y secado se utilizó el coeficiente de extensibilidad lineal (acrónimo en Inglés COLE), el cual permite cuantificar la contracción del suelo de acuerdo a la siguiente ecuación:

(33)

(9) 500 500

L

L

L

COLE

=

O

500 500 330 500 330 60

...

L

L

L

+

+

500 60

L

L

L

L

L

L

COLE

=

O

+

Donde:

L0 = Altura de la muestra en saturación

Ln = Altura de la muestra equilibrada a una determinada tensión

mátrica

L500 = Altura de la muestra drenada a 500 hPa

Existen tres rangos de contracción de acuerdo al valor de COLE: una contracción baja, con un valor <0,03; moderada 0,03<COLE<0,06 y alta COLE >0,06 (McKENZIE el al., 1994; PENG et al., 2007).

Otro parámetro utilizado para caracterizar la magnitud de la contracción es el índice de contracción de los poros (su acrónimo en Inglés PSI) representado por la siguiente fórmula (PENG et al., 2007).

(10)

Donde:

ΔVt = Volumen de contracción del suelo a un determinado contenido

de agua

ΔVp = Volumen de poros al mismo contenido de agua.

3.5 Análisis estadístico

Se diseñó el experimento para realizar un análisis de varianza de dos vías con interacción (P≤0,05) utilizando ocho repeticiones por tratamiento, para comparar las diferencias entre las medias de las distintas propiedades analizadas entre los volúmenes de muestreo (Test de LSD, P≤0,05). Se realizaron las prueba de normalidad de Lilliefors y el Test de homogeneidad de varianza de Cochran. En el caso que los valores no presentaron una distribución normal, estos fueron trasformados a

(34)

logaritmos tal como lo plantea HARTGE y HORN (1992). De igual manera se procedió a analizar los efectos de los ciclos de humectación y secado sobre las muestras de suelo, determinando las diferencias entre los ciclos y sus propiedades. Al finalizar los ciclos se compararon las diferencias de medias entre el estado inicial y el finalizado los ciclos, realizando un análisis de varianza de tres vías con interacción (Test de LSD, P≤0,05) para estos análisis también se utilizaron ocho muestras estructuradas y disturbadas.

Para realizar los análisis estadísticos se utilizó el complemento estadístico para Excel XLSTAT y el programa estadístico STATISTICA.

(35)

4 PRESENTACIÓN Y DISCUSIÓN DE RESULTADOS

4.1 Caracterización del espacio poroso en relación al volumen de la muestra

En el Cuadro 3 se presenta la distribución de frecuencia del tamaño de las partículas del suelo analizado, perteneciente a la Serie Cudico. Resalta el alto contenido de partículas de arcilla (2 μm <) y limo (63-2 μm) en el suelo, clasificándose como arcilloso, coincidiendo con lo observado por ELLIES (1986) al trabajar con el mismo suelo.

CUADRO 3 Distribución parcial del tamaño de partículas del suelo.

Clasificación Frecuencia (μm) Distribución (%)

Arenas 2000 - 630 1,53 630 - 200 6,81 200 - 63 11,75 Limos 63 -20 17,29 20 -6,3 17,23 6,3 - 2 2,65 Arcillas 2< 42,74 Total 100,00

CUADRO 4 Curva de retención de agua de dos volúmenes de muestreo.

ψm ψm

hPa pF %V  ES          cv % %V   ES         cv %

0 0 52,00 ±1,24 2,39 b 55,45 ±0,62 1,12 a 10 1,00 46,33 ±1,30 2,50 e 52,56 ±0,84 1,52 b 20 1,30 45,27 ±1,28 2,45 ef 51,17 ±0,88 1,64 bc 30 1,48 43,23 ±1,21 2,33 fgh 49,21 ±0,91 1,64 cd 60 1,78 42,49 ±1,18 2,27 ghi 47,24 ±0,79 1,43 de 150 2,18 39,98 ±1,01 1,95 ij 44,60 ±0,73 1,31 efg 330 2,52 38,94 ±0,96 1,85 jk 42,68 ±0,66 1,19 fghi 500 2,70 37,19 ±0,84 1,61 k 40,81 ±0,69 1,24 hij 15430 4,19 26,41 ±0,30 26,41 ±0,30 54,75 ±0,73 a 57,49 ±0,40 b 110 cm³ 250 cm³ Ep

Nota: las letras distintas indican diferencias significativas (p ≤ 0.05) a una misma y distintas tensiones y entre el mismo y distintos volúmenes de muestreo. Es: error estándar. cv: coeficiente de variación.

(36)

En el Cuadro 4 se observa que este suelo posee una porosidad total alta y una gran cantidad de agua retenida que no puede ser utilizada por las plantas (pF 4,19), corroborando la estrecha relación entre los poros de agua inútil y la clase textural del suelo (SAXTON y RAWLS, 2003). Al comparar los dos volúmenes de suelo, se aprecia que existen diferencias significativas (Anexo 2) a una misma tensión a lo largo de todas las tensiones hasta -500 hPa; por otro lado no se encontraron diferencias estadísticas para los coeficientes de variación entre los volúmenes de muestreo como lo presentan BARTOLI et al. (2005) quienes establecen que las diferencias entre los coeficientes de variación nos entregan una buena aproximación de la representatividad del volumen de suelo, suponiendo que las diferencias encontradas entre los dos volúmenes de suelo podrían deberse más a una característica de este que a un problema asociado al volumen de muestreo.

La Permeabildad de aire (Ka) no presento diferencias entre volúmenes de muestras a una misma tensión (Cuadro 5). En la Figura 4 se constata gráficamente la permeabilidad de aire que presentan los dos volúmenes de suelo.

FIGURA 4 Comparación de la permeabilidad de aire (Ka) en relación al volumen de muestreo (las barras indican ± 1E.S.; n: 8).

Al comparar la permeabilidad de aire de los dos volúmenes de muestreo se puede apreciar que el primer punto, que corresponde a la medición a -30 hPa, se

(37)

encuentra más alejado de la línea 1:1, con un claro desplazamiento hacia el volumen más pequeño; es decir, la permeabilidad medida a una misma tensión presentó un mayor flujo al ser determinada en un cilindro más pequeño, al compararlo con el flujo determinado en el cilindro de mayor volumen. A medida que aumenta la permeabilidad, esta se hace más cercana a la línea 1:1, mostrando una indiferencia cada vez menor entre los volúmenes de muestreo.

Al comparar los poros llenos de aire (Cuadro 5), se logró determinar que existen diferencias entre cilindros, en las tensiones -10, -20 y -30 hPa, observando que en el volumen menor el porcentaje de poros es significativamente más alto que el del volumen mayor. En las otras cuatro mediciones no se logró encontrar diferencias estadísticas. La determinación de permeabilidad de aire no se pudo realizar a bajas tensiones, debido a que el sistema poroso se encuentra ocupado con agua, y al ser discontinuo impide el flujo de aire. Las mediciones de Ka a tensiones mayores a -60 hPa no presentaron diferencias estadísticamente significativas (Anexo 3 y 4), entre los dos volúmenes a ningún nivel de tensión de agua aplicado en las muestras. Sin embargo, se aprecia que existe una leve tendencia a una mayor permeabilidad de aire en los cilindros pequeños, sobre todo en la tensión de -30 hPa, que estaría relacionada al mayor volumen de poros con aire que tendencialmente presentan los cilindros de menor tamaño.

CUADRO 5 Comparación del volumen de muestreo para el contenido volumétrico de los poros de aire acumulado y la permeabilidad de aire.

ψm

hPa %V   ES        %V    ES        Ka   ES        Ka    ES       

10 8,42 ±1,01 c 4,92 ±0,66 a

20 9,49 ±1,05 cd 6,32 ±0,70 b

30 11,52 ±1,00 defg 8,27 ±0,73 c 1,56 ±0,08 ab 1,33 ±0,14 a

60 12,27 ±0,98 efg 10,25 ±0,67 de 1,71 ±0,08 abcd 1,65 ±0,12 abc

150 14,77 ±0,86 ghi 12,88 ±0,60 fgh 2,05 ±0,05 bcd 1,96 ±0,11 abcd 330 15,82 ±0,82 hi 14,81 ±0,57 ghi 2,18 ±0,11 cd 2,09 ±0,11 cd 500 17,56 ±0,76 i 16,67 ±0,63 i 2,28 ±0,13 d 2,26 ±0,12 d D.Vol. 12,15 ±0,93 a 9,55 ±0,65 b 1,95 ±0,09 a 1,86 ±0,12 a ‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐ Poros llenos de aire ‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐ — — — ‐‐Permeabilidad de aire [log μm²]‐‐ 110 cm³ 250 cm³ 250 cm³ 110 cm³

Nota: —: no se determinó; las letras distintas indican diferencias significativas (p ≤ 0.05) a una misma y distintas tensiones y entre el mismo y distintos volúmenes de muestreo. Es: error estándar.

(38)

En la Figura 5 se aprecia que la permeabilidad de aire aumenta conforme al incremento de la fracción de poros de aire, tal como lo han observado AHUJA et al. (1984); BALL et al. (1988); ROSEBERG y McCOY (1990); DÖRNER y HORN (2006); DÖRNER y DEC (2007) y RESURRECCION et al. (2007).

 

y = 2,6387x + 4,2506 R² = 0,5091 y = 2,6996x + 4,3387 R² = 0,586 0,60 0,80 1,00 1,20 1,40 1,60 1,80 2,00 2,20 2,40 2,60 2,80 -1,25 -1,20 -1,15 -1,10 -1,05 -1,00 -0,95 -0,90 -0,85 -0,80 -0,75 -0,70 Ka l o g ( μ )

Poros llenos de aire [log m³ m⎯³] 110 cm³

250 cm³

FIGURA 5 Permeabilidad de aire (Ka) en función de los poros llenos con aire para los dos volúmenes de muestreo evaluadas a distintas tensiones mátricas.

Al comparar las pendientes de las rectas (Figura 5), resalta que no presentan diferencias, aunque si se consideran los promedios de las mediciones a las distintas tensiones (Anexo 5) estos valores difieren, influenciados principalmente por el menor volumen de poros con aire a -30 hPa en la muestra de 250 cm³. Comparando el Cuadro 5 con la Figura 4, el efecto del mayor volumen de poros con aire a -30 hPa presentado por los cilindros de 110 cm³ no afectaría en mayor medida la correlación que existe entre los poros llenos con aire y la permeabilidad de aire, porque el mayor volumen de poros libres no se tradujo en un aumento de la permeabilidad.

Por otra parte, el Cuadro 6 presenta los parámetros de continuidad del sistema poroso con aire. Los índices de continuidad propuestos por BALL et al. (1988) describen la continuidad en base a los poros bloqueados. El volumen de muestreo no afecta a los índices de continuidad M y N; ya que no se logró determinar que existieran

(39)

diferencias estadísticas significativas (Anexo 6). Sólo se observo un leve aumento en el volumen de los poros bloqueados (eb) en las muestras de suelo obtenidas con los cilindros de 250 cm3, aunque tampoco se presentaron diferencias estadísticas significativas.

CUADRO 6 Comparación de parámetros de continuidad derivados de los poros bloqueados (eb) para los dos volúmenes de muestreo.

a a a a a a

Vol. De Muestreo  log M N 10(‐Log M )/N

‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐[‐]‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐ eb [vol. %] 0,88 0,59% ± 0,18

250 cm³ 3,96 ± 0,30 1,71 ± 0,22 0,93 0,69% ± 0,36

110 cm³ 3,82 ± 0,30 1,71 ± 0,30

Nota: Letras distintas indican diferencias significativas entre volúmenes (p≤0,05).

En el Cuadro 7 se observa que los parámetros de continuidad k1 y k2 no

presentan diferencias estadísticas entre los dos volúmenes de muestreo a una misma tensión. En k1 se logra apreciar que existen diferencias estadísticas en la continuidad

del suelo entre las tensiones de -30 hPa y las mayores de -150 hPa. Los distintos parámetros de continuidad determinados para este suelo reafirman que no existe diferencia en la utilización de dos volúmenes de muestreo del suelo, ya que no se pudo determinar de forma estadística que existen diferencias entre ellos (Anexos 7 y 8).

CUADRO 7 Comparación de los índices de continuidad k1 y k2 para los dos

volúmenes de muestreo.

ψm 110 cm³ 250 cm³

hPa k1   ES        k1    ES        k2  ES        k2    ES        30 1,49 ±0,05 b 1,47 ±0,14 b 1,45 ±0,07 a 1,63 ±0,17 a 60 1,62 ±0,06 ab 1,64 ±0,11 ab 1,53 ±0,07 a 1,65 ±0,12 a 150 1,79 ±0,06 a 1,77 ±0,10 a 1,57 ±0,08 a 1,60 ±0,10 a 330 1,85 ±0,10 a 1,86 ±0,03 a 1,58 ±0,09 a 1,53 ±0,08 a 500 1,86 ±0,10 a 1,86 ±0,10 a 1,52 ±0,09 a 1,52 ±0,08 a ‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐k2 (μm²]‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐ 110 cm³ 250 cm³ ‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐k1 (μm²10²)  ‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐‐

Nota: Letras distintas indican diferencias significativas entre los grupos (p≤0,05).

Los parámetros de funcionalidad del sistema poroso, para los dos volúmenes de muestreo, no presentaron diferencias significativas a un mismo nivel de tensión de

(40)

agua (Cuadro 7), a diferencia de lo ocurrido con los análisis del monto del volumen de poros y agua retenida por el suelo, en que sí se lograron determinar diferencias estadísticas entre los dos volúmenes de muestreo (Cuadro 4). El volumen de suelo menor, es capaz de representar la funcionalidad del espacio poroso y la variabilidad que existe en este suelo. Aunque se registró una leve tendencia a tener un aumento en el espacio poroso y la permeabilidad de aire, los valores determinados no reflejan que existan diferencias estadísticas en la continuidad entre los dos volúmenes de muestreo, por lo tanto es viable usar un volumen de 110 cm³ para caracterizar la heterogeneidad del sistema poroso del suelo en parámetros de funcionalidad.

4.2 Comparación de la permeabilidad de aire y la conductividad hidráulica.

La permeabilidad de aire y la conductividad hidráulica saturada (KS) son

parámetros usados para determinar la funcionalidad del sistema poroso (DÖRNER, 2005 y QUIROZ, 2005). Ambas propiedades han sido utilizadas para modelar el flujo de agua en el suelo en estado no saturado. Para predecir el movimiento de agua en el suelo, POULSEN et al. (2007) determinaron que existe una estrecha relación entre los poros de diámetro mayor a 30 µm y la permeabilidad de aire, utilizando esta medición para modelar el flujo de agua en el suelo. La Figura 6 presenta la relación entre KS

(medición a las 24 horas) con las mediciones de Ka a distintas tensiones, determinados con 14 cilindros de 250 cm³ independientes a los utilizados para la caracterización del sistema poroso.

Existe una alta relación entre la conductividad de aire y la conductividad hidráulica saturada. Se presentaron buenos resultados con las mediciones a -60 y -150 hPa, ya que sería a través de estos poros donde se produce principalmente el flujo de agua en el suelo, aportando el mayor volumen de agua transportado. IVERSEN et al. (2001) utilizan la permeabilidad de aire con mediciones equilibras a -50 hPa para predecir la permeabilidad de agua (Ks), ya que a esta tensión es donde se presenta una mayor correlación entre ambas mediciones.

(41)

y = 2,277x ‐ 2,109 R² = 0,623 Kl(150 hPa)/Ks 1:1 y = 1,937x ‐ 1,528        R² = 0,622 ‐7,00 ‐6,00 ‐5,00 ‐4,00 ‐3,00 ‐2,00 ‐1,00 0,00 Ks  lo [cm /s e g] Kl(60 hPa)/Ks 1:1 y = 1,072x ‐ 3,751 R² = 0,046 ‐2,00 ‐1,50 ‐1,00 ‐0,50 0,00 0,50 1,00 Kllog [cm/seg] Kl(500 hPa)/Ks 1:1 y = 1,880x ‐ 3,203 R² = 0,275 ‐7,00 ‐6,00 ‐5,00 ‐4,00 ‐3,00 ‐2,00 ‐1,00 0,00 ‐2,00 ‐1,50 ‐1,00 ‐0,50 0,00 0,50 1,00 Ks  lo [c m /s e g] Kllog [cm/seg] Kl(330 hPa)/Kf 1:1

FIGURA 6 Comparación de la conductividad de aire (Kl) a distintas tensiones en

función de la conductividad hidráulica saturada (KS).

Los flujos de agua y aire transitan por los mismos poros en el suelo y las diferencias se deben a las características físicas del fluido: el aire posee un roce insignificante en los bordes de los poros, lo que no es así para el flujo del agua (SUMNER, 2000). Las mediciones de Kl comparadas con KS resultan más fáciles de

controlar, asegurando un flujo laminar en los poros del suelo. Por otra parte al determinar KS se utiliza un permeamómetro que permite medir una gran cantidad de

muestras, sin embargo presenta el inconveniente que en algunas muestras la carga hidráulica es muy alta, lo que puede generar que el flujo del agua sea turbulento y por ende aumenten las pérdidas de carga por roce, disminuyendo el flujo de agua a través del suelo.

JANSSEN et al. (2004), determinaron que al medir la conductividad hidráulica en función del tiempo, esta presenta variaciones que no necesariamente se traducen en una diminución de KS. Al observar la Figura 7, apreciamos que existe una

disminución en la conductividad hidráulica en función del tiempo, principalmente por la acción constante del agua que fluye a través del suelo, produciéndose una destrucción

(42)

de la estructura que genera cambios en el sistema poroso en cuanto a su distribución y funcionalidad (ANTIPA, 2008). -6,00 -5,50 -5,00 -4,50 -4,00 -3,50 -3,00 -2,50 -2,00 -1,50 -1,00 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 log K s (c m s -1) Horas

FIGURA 7 Conductividad hidráulica saturada (Ks) en función del tiempo (las

barras indican ± 1E.S.; n: 14 muestras de 250 cm3).

ELLIES et al. (1997), propusieron que KS puede ser usado como una

herramienta para evaluar la estabilidad estructural del suelo, generándose cambios significativos en el flujo de agua después de realizar una medición constante de 100 horas. En la Figura 8 se observa cómo se ve afectado el monto del sistema poroso en sus distintas fracciones cómo consecuencia del flujo continuo de agua. Los poros de drenaje rápido (PDR) presentaron una disminución en su volumen, lo que explicaría la disminución de KS con respecto a su condición inicial. En contraparte se produjo un

aumento de los poros de drenaje lento (PDL). La leve disminución de los PAU se traduce en menor capacidad del suelo para almacenar agua y por ende la posibilidad de que esta quede disponible para las plantas, aunque este valor no presentó diferencias estadísticas (Anexo 9).

(43)

b a bc bd a c a d c 0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 PDR PDL PAU Vo lu m e n [ % ] Poros [-] Cilindros 110 cm3 Clindros 250 cm3 Después de Ks (250 cm3)

FIGURA 8 Distribución de los volúmenes de poros (para los tipo de poros,

refiérase al Cuadro 1; las barras indican ± 1E.S.; n: 8 en 110 y 250 cm³ y n: 14 en KS).

La asociación de los poros llenos de aire con la permeabilidad de aire para los distintos volúmenes de muestreo y las mediciones realizadas después de KS es

presentado en la Figura 9. La permeabilidad de aire y los poros llenos con aire siguen presentando una alta correlación posterior a la medición realizada de conductividad hidráulica saturada (KS), aunque ésta disminuye en relación a las muestras no

alteradas por el flujo del agua.

En la Figura 9 se aprecia una disminución de Ka y el volumen de poros en las muestras medidas después de KS, comparadas con las muestras sin disturbar.

Estadísticamente, se encontraron diferencias significativas en la permeabilidad de aire, a una misma tensión, comparando las muestras de los dos volúmenes y las medidas después de KS en las tensiones de -60 y -150 hPa (Anexo 3). En los poros llenos de

aire se encontraron diferencias estadísticas a tensiones de -60, -150, -330 hPa, en la única tensión que no se pudieron encontrar dichas diferencias fue para los poros llenos con aire a -500 hPa (Anexos 3 y 4). La pérdida de porosidad afectó estadísticamente a la permeabilidad de aire, lo que supondría que los poros que se perdieron cumplen un rol funcional dentro del suelo, el efecto del flujo constante de agua destruyó parte la estructura de los poros afectando su geometría. A pesar de estos cambios, el suelo sigue presentado una estrecha relación entre el volumen de poros con aire y la permeabilidad de aire.

(44)

110 cm³ y = 3,92x + 5,36 R² = 0,9796 250 cm³ y = 2,92x + 4,45 R² = 0.9969 Des Ks   y = 1,76x + 3,62 R² = 0,8879 0,9 1,1 1,3 1,5 1,7 1,9 2,1 2,3 2,5 2,7 2,9 -1,65 -1,55 -1,45 -1,35 -1,25 -1,15 -1,05 -0,95 -0,85 -0,75 -0,65 K a log )

Poros llenos de aire [log m³ m⎯³]

110 cm³ 250 cm³ Después de Ks

FIGURA 9 Permeabilidad de aire en función de los poros llenos con aire para los dos volúmenes de muestreo y las mediciones realizadas después de KS (las barras indican ± 1E.S.; n: 8 en 110 y 250 cm³ y n: 14 en KS).

ANTIPA (2008) y ELLIES et al. (1997) realizaron mediciones de conductividad hidráulica saturada y estabilidad de agregados, atribuyendo la disminución de KS a la

baja estabilidad de los agregados frente al agua. La Figura 10 presenta el efecto que tiene en el suelo un flujo constante de agua, sobre los poros y su funcionalidad. Parte de los poros se bloquearon (Anexo 6) con el paso constante del agua a través de ellos, contribuyendo a la disminución de la permeabilidad de aire en el suelo.

a a b 0,0 0,3 0,5 0,8 1,0 1,3 1,5 1,8 2,0 2,3 2,5 Medición Por o bl o que ado   (%  V/ V)   110 cm³ 250 cm³ Después de Ks

FIGURA 10 Volumen de poros bloqueados de los dos volúmenes de muestreo y las mediciones realizadas después de KS (las barras indican ± 1E.S.; n: 8 en 110 y 250 cm³ y n: 14 en KS).

(45)

Los parámetros de continuidad en el suelo observados en la Figura 11 nos dan cuenta que estos presentan diferencias estadísticas en k1 sólo en las mediciones

realizadas después de determinar KS entre las tensiones de -150 y -500 hPa (Anexo 7).

Para k2 se determinaron diferencias estadísticas en la medición realizada a -60 hPa

después de KS (Anexo 8), lo que supone una pérdida de continuidad en él por efecto

de la medición de KS, atribuible a la pérdida de PDR y el aumento de los poros

bloqueados. En este caso, además se presenta una alta variabilidad, debido a la inestabilidad y alteración del sistema poroso > 50 µm por efecto del flujo continuo de agua. En los parámetros de continuidad M y N no se logró determinar diferencias estadísticas entre los tres tratamientos (Anexo 6).

ab ab ab ab ab ab ab ab ab a ab b 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 60 150 330 500 k1 10 ²) Tension (hPa) 110 cm³ 250 cm³ 250 cm³ después de Ks a a a a a a a a b a a a 0,0 0,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0 4,5 5,0 5,5 6,0 6,5 7,0 60 150 330 500 k2 ( μ ) Tension (hPa) 110 cm³ 250 cm³ 250 cm³ después de Ks

FIGURA 11 Índices de continuidad k1 y k2 de los distintos volúmenes de

muestreo y de las mediciones realizadas después de KS (las barras indican ± 1E.S.; n: 8 para mediciones de 110 y 250 cm³ y n: 14 para mediciones después de KS).

Al caracterizar la funcionalidad del sistema poroso utilizando mediciones de KS,

es necesario tener en cuenta el efecto de esta medición sobre los poros y cómo afectan parámetros de monto y funcionalidad. Comparando las mediciones de Ka y KS

(Figura 11), la primera resultó ser más sensible a las variaciones en el monto del sistema poroso; las mediciones realizadas en intervalos de tiempo distintos no presentaron diferencias significativas, lo que sí ocurrió con Ka comparadas con las mediciones realizadas a las muestras de suelo inalteradas.

Referencias

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