Precipitación+Riego e anc Bal Funciones del suelo: * Soporte físico (anclaje) * Reserva de nutrientes * Reserva de Agua (aire) * Complejo biológico Evaporación+Transpiración Es la base del riego por aspersión Fracción sólida Fracción líquida Fracción gaseosa: O2, CO2 Poros: Macroporos y microporos Triangulo de textura Estructura del suelo Contenido de agua en el suelo Contenido de agua en el suelo Humedad gravimétrica (θg): Es la relación entre el peso del agua y el peso del suelo seco θ g (%) = P Peso de agua 100 = a 100 Peso suelo seco Pss Contenido de agua en el suelo Humedad volumétrica (θv): Es la relación entre el volumen de agua y el volumen total o aparente del suelo θ v (%) = Volumen de agua V 100 = a 100 Volumen total del suelo Vas Densidad aparente Se define como el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y el volumen total o aparente del suelo (Vas), que incluye tanto la parte sólida como los poros. da = Pss Vas 0,7 g/cm3 => suelos volcánicos COMPACTACIÓN 1,8 g/cm3 => suelos arenosos 1,2 a 1,4 g/cm3 => horizontes superficiales 1,4 a 1,6 g/cm3 => horizontes profundos Densidad real Es el cociente entre la masa de suelo seco (Pss) y el volumen ocupado por las partículas sólidas (Vs), es decir, el volumen descontando los poros. dr = Pss Vs La densidad real de los suelos es casi constante e igual a 2,6 2,6 g/cm3 (2,6 t/cm3), pudiendo disminuir cuando abunda la materia orgánica Relación entre θg y θv θg = Pa =1 Va Pa P Pa θ = a = = v Pss d a Vss d ( Va ) d a a θv θ v = d aθ g Porosidad (ε): Es el volumen ocupado por los poros, expresado normalmente como porcentaje del volumen total del suelo. ε= Vporos Vt Pss Vas − Vs Vs Vs Pss Vt d = = 1− = 1− =1= 1− a Pss Vas Vas Pss Vas dr Vs d ε (%) = 100 1 − a dr La porosidad oscila entre el 25 y el 60%, aunque normalmente se encuentra entre el 40 y el 50, pudiendo llegar en suelos con mucha materia orgánica al 90%. Altura de lámina de agua θv = Va S h a h a = = Vt Sh h θ (%) h ha = v 100 3 1 mm = 10 m ha ha h Clasificación del agua en el suelo: ESTADOS DE HUMEDAD DEL SUELO Estados de humedad Suelo saturado Nivel de agotamiento permisible (NAP) Punto de marchitamiento (Pm) Suelo seco Agua útil Capacidad de campo (Cc) o de máxima retención de agua Intervalo de Humedad disponible (IHD) Agua libre o de gravedad Agua higroscópica Clasificación del agua en el suelo: Agua higroscópica: Es el agua adsorbida de una atmósfera de vapor de agua como resultado de las fuerzas de atracción sobre las moléculas de agua, de las superficie sólida de las partículas del suelo. Agua capilar: Es el agua retenida en los poros pequeños del suelo que poseen efecto capilar y que está retenida por tanto, por fuerzas debidas a la tensión superficial. Agua de gravitación: Es aquella que ocupa temporalmente el volumen de aireación, y que fluye bajo la acción de la gravedad, al no poderla sostener el suelo. Potencial hídrico del agua en el suelo ≠ Cantidad de agua Curvas P-V Estado energético del agua Humedad volumétrica (%) 0.50 0.40 Bck 0.30 0.20 Ap 0.10 0 2 4 6 8 10 12 Presión (bares) 14 16 Potencial hídrico del agua en el suelo El potencial hídrico del suelo es la cantidad de trabajo que hay que realizar para transportar reversible e isotérmicamente la unidad de cantidad de agua desde una situación de referencia hasta el punto de suelo considerado. • No importa el “potencial”, sino la diferencia de potencial. Por ello, la referencia es indiferente. • El agua se mueve de mayor a menor potencial. • Puede expresarse en términos de trabajo/masa, pero lo habitual es trabajo/volumen, expresándose en unidades de presión. Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial del agua en el suelo Ψ = Ψm + Ψo + Ψg + Ψp Ψm Potencial mátrico Ψo Potencial osmótico Ψg Potencial gravitacional Ψp Potencial de presión Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial mátrico Potencial mátrico: trico Sólo se presenta en suelos subsaturados, y se debe a mecanismos de retención del agua en el suelo (fuerzas capilares de atracción entre moléculas de agua y de suelo, es decir, fuerzas de adhesión y cohesión). Su valor siempre es negativo, negativo ya que la presión que origina se opone a la expulsión del agua del suelo. Cuanto más seco está un terreno, más bajo es el potencial mátrico y mayor será la presión necesaria para extraer el agua. Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial osmótico Potencial osmó osmótico: tico Se debe a las diferencias de concentración a ambos lados de una membrana semipermeable (membranas celulares de las raíces), produciéndose un flujo de agua hacia la solución más concentrada (xilema). Este potencial es siempre negativo. negativo Ψo = MRT Siendo: M = molalidad R = constante universal de los gases (0,0820) T = temperatura absoluta. Existe una gran relación entre Ψo y conductividad eléctrica: Porosidad Potencial osmótico en extracto de saturación ε Ψoe = - 0,36 CEe ; Ψo = Ψoe θv Humedad volumétrica Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial gravitacional Potencial gravitacional: gravitacional Se debe a la altura geométrica del punto considerado respecto al plano de referencia, coincidiendo su valor con esta distancia Potencial de presión Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial de presió presión: Sólo aparece en suelos saturados y se debe a la presión ejercida por el agua que satura el suelo sobre el punto considerado. Su valor es siempre positivo, positivo siendo igual a cero en suelos subsaturados. Potencial hidráulico Por tanto, Ψ m y Ψ p son excluyentes Se entiende por potencial hidráulico a la suma de los potenciales mátrico y gravitacional ΨH = Ψm + Ψg El agua se mueve en el suelo en el sentido de los potenciales hidráulicos decrecientes. Curvas características de humedad Para un mismo contenido de humedad, los distintos suelos retienen el agua con distinta energía, es decir, la relación humedad-potencial mátrico varía para cada tipo de suelo. Curvas características de humedad Efecto de la estructura Histéresis Medida del contenido de agua en el suelo • Métodos directos • Métodos indirectos Métodos directos Métodos directos (gravimétricos) Se toma una muestra, se pesa, se deseca en estufa a 105ºC hasta peso constante (≅ 24 horas) y se vuelve a pesar. La diferencia de peso es debida al agua que tenía inicialmente y ha perdido. No es un método de campo. Métodos indirectos •Tensiómetricos •Bloques de yeso •Sonda de neutrones •Tdr •Enviroscan Tensiométricos Miden el potencial hidráulico, es decir, ψH= ψm+ψg. Bloques de yeso Bloques de yeso (Watermark): Miden Ψm + Ψo Sonda de neutrones Determina θv TDR TDR (Time Domain Reflectometry): determina θv Mide la constante dieléctrica del suelo por medio del tiempo de recorrido de un pulso electromagnético que se introduce en el suelo a través de dos varillas de acero inoxidable. El tiempo de recorrido es proporcional a la constante dieléctrica del suelo, la cual varia con el contenido de humedad del mismo. Enviroscan Enviroscan: Determina θv Utiliza la capacitancia para medir la humedad del suelo. Alrededor de cada sensor se crea un campo eléctrico de alta frecuencia, y la frecuencia medida es función de la humedad del suelo. Movimiento del agua en el suelo El agua en el suelo agrícola nunca está inmóvil Controlado por Flujo saturado Gravedad Controlado por Flujo no saturado Potencial mátrico Flujo saturado Tiene interés para el drenaje. El caudal transferido por unidad de sección es: q=K ∆ψ H ψ − ψ H2 = K H1 L L Darcy-Buckingham Siendo K = conductividad hidráulica del flujo saturado Depende de la porosidad total y del tamaño de los poros Medida de la capacidad del suelo para conducir agua. Suelos arenosos: K entre 10-3 y 10-2 cm/s Suelos arcillosos: K entre 10-7 y 10-4 cm/s ∆ψH = diferencia de potencial hidráulico. ∆ψH/L = gradiente, “fuerza motriz que obliga al agua a moverse”. Flujo no saturado • • • • • Conforme se descargan los poros grandes, toma importancia ψm frente a ψg . Puede aplicarse la ley Darcy si se considera K función del contenido hídrico K=K(θ). La conductividad K disminuye al hacerlo la humedad (100.000 veces por 1 bar) Al no estar saturados los poros, la sección conductora de agua disminuye. En flujo saturado, los mejores conductores son los arenosos. En flujo no saturado (salvo θv muy alta), suelen ser los arcillosos mejores conductores para una misma humedad volumétrica. Esto produce un efecto de retención de agua cuando debajo de un horizonte arcilloso hay uno arenoso. Variación de K con θv Variación de K con la textura Infiltración Se entiende por tal el paso del agua a través de la superficie del suelo y tiene gran importancia en el proceso de riego, ya que limita el ritmo de aplicación de agua al terreno. Infiltración Infiltración θv1 < θv2 < θv3 θV1 θV2 θV3 t Infiltración Puede implicar: • Movimiento unidireccional (riego a manta) • Movimiento bidireccional (riego a surcos) • Movimiento tridirecional (riego por goteo) Es un proceso complejo, que va a depender de: • Tiempo. • Humedad inicial • Conductividad hidráulica saturada, K • Estado de la superficie del suelo y cambios que experimenta durante la humectación. • Aire atrapado durante el proceso de aplicación de agua Infiltración acumulada • La infiltración acumulada, que normalmente se mide en mm, representa la cantidad total de agua que ha pasado a través de la superficie del suelo en un tiempo determinado. I = K ta I = K ta + c ⋅ t + D Ec. Kostiakov, 1932 I = s ⋅ t1/2 + A t Ec. Philip, 1957 Ec. Wallender s= sorptividad, que depende de la humedad A= velocidad de infiltración estabilizada, o infiltración constante después de cierto tiempo, función del tipo de suelo (30mm/h para arenosos, 5 mm/h para arcillosos) Infiltración acumulada Velocidad de infiltración La velocidad de infiltración (infiltrabilidad), que se mide en mm/h, depende principalmente de: Tiempo de infiltración Contenido inicial de agua en el suelo Conductividad hidráulica saturada Estado de la superficie del suelo Presencia de estratos de diferente textura (suelo húmedo) La velocidad de infiltración disminuye con el tiempo, conforme el suelo aumenta su humedad i= dI = K a t a -1 dt i = 1 / 2 ⋅ s ⋅ t -1/2 + A Ec. Kostiakov, 1932 Ec. Philip, 1957 Redistribución del agua después de la infiltración La redistribución comienza tras la infiltración. Es función de los gradientes de potencial hidráulico, tendiendo estos a igualarse. Las capas húmedas pierden humedad, mientras las mas secas aumentan su humedad. El gradiente de potencial va disminuyendo con el tiempo, con lo que el movimiento del agua se RALENTIZA con el tiempo. Esto es función del tipo de suelo. Redistribución del agua después de la infiltración a) Suelos muy húmedos El gradiente de potencial mátrico es muy pequeño en comparación con el gradiente de potencial gravitatorio. La Ley de Darcy-Buckinghan quedaría: q = − K(θ) ∆ΨH ∆z = −K (θ) z z - El suelo arenoso contine menos agua en saturación, y la pierde más rápidamente al principio. - La redistribución es afectada por estratos menos permeables. Redistribución del agua después de la infiltración a) Suelos poco húmedos La rapidez de distribución depende, además, de: - Propiedades hidráulicas del suelo. - Profundidad inicial del suelo mojado. - Humedad de capas más profundas. La redistribución es más rápida cuanto menor sea la profundidad del suelo inicialmente mojado, y mayor la sequedad del suelo más profundo. Perfiles de agua en el suelo en varios tiempos después de haber añadido agua a la superficie del suelo. Variación del contenido volumétrico de humedad a profundidad constante en función del tiempo en perfiles uniformes de distintos suelos Estados de humedad del suelo Saturación; todos los poros llenos de agua Ψm=0 Capacidad de campo o de retención; Ψm=-0,1 (ligeros) a -0,3 (pesados) Macroporos aire y agua, Microporos todos los poros llenos de agua Punto de marchitez permanente (PMP); Ψm≤ - 15 bar Agua útil o intervalo de humedad disponible (CC-PMP) Déficit permisible de manejo (DPM) 30-60% del agua útil Cuando agotamos el DPM, el contenido de agua en el suelo se conoce como Nivel de Agotamiento Permisible (NAP) Agua muy móvil, muy accidentalmente utilizada por las plantas Agua móvil, fuente esencial para los vegetales Agua libre Agua capilar Variable Agua poco móvil, difícilmente utilizable Agua poco móvil, utilizable solamente por contacto con los pelos absorbentes Agua absorbida por las partículas sólidas Agua higroscópica TIPO DE SUELO INTERVALO DE HUMEDAD DISPONIBLE Límite (mm/cm) Promedio(mm/cm) Velocidad de infiltración máxima (mm/h) Arenas de textura muy gruesa. 0,33-0,62 0,40 19-25,5 Arenas de textura gruesa, arenas finas y arenas margosas. 0,60-0,85 0,70 12,5-19 Franco-arenosos de textura medianamente gruesa y franco-arenosos finos. 0,85-1,45 1,15 12,5 Franco-arenosos muy fino, francos, franco-arcilloarenoso y franco-limosos. 1,25-1,90 1,60 10 Franco-arcillosos de textura medianamente fina y francoarcillo-limosos. 1,45-2,10 1,80 7,5 Arcillas arenosas de textura fina, arcillas limosas y arcilla. 1,35-2,10 1,95 Valores de intervalo de humedad disponible de los diferentes suelos por unidad de profundidad y velocidad de infiltración máxima Perdidas de agua en el suelo e n l a Pérdidas de agua a p l i c En el transporte En la aplicación En el suelo Uniformidad Sistema de riego Manejo Mantenimiento UNIFORMIDAD DEL AGUA INFILTRADA USO DEL AGUA POR LA PLANTA CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN DEL CULTIVO ETc = Evapotranspiración de referencia x Coeficiente de cultivo Kc ETo Depende del cultivo: Tipo Fenología Depende del clima 1.4 13/VIII 1.20 1.2 10/IX 1.0 Kc 0.8 0.6 0.4 0.2 9/XI 0.55 14/V 0.30 12/VI Inicial 29 días Desarrollo del cultivo 62 días Kc pimiento Mediados Finales del del período período 28 días 60 días 0.0 MAYO JUNIO JULIO AGOSTO SEPTIEMBRE OCTUBRE NOVIEMBRE Depende fundamentalmente del sistema de riego Aspersión: El suelo como almacén de agua para el cultivo. Riegos distanciados y abundantes. Goteo: Riegos frecuentes y ligeros.