Funciones del suelo: Evaporación+Transpiración. Precipitación+Riego. * Soporte físico (anclaje) * Reserva de nutrientes. * Reserva de Agua (aire)

Transcripción

1 Precipitación+Riego Evaporación+Transpiración Balance Funciones del suelo: * Soporte físico (anclaje) * Reserva de nutrientes * Reserva de Agua (aire) * Complejo biológico

2 Es la base del riego por aspersión Fracción sólida Fracción líquida Fracción gaseosa: O 2, CO 2 Poros: Macroporos y microporos

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4 Triangulo de textura Estructura del suelo

5 Contenido de agua en el suelo Contenido de agua en el suelo Humedad gravimétrica (θ g ): Es la relación entre el peso del agua y el peso del suelo seco θ Peso de agua (%) = 100 Peso suelo seco g = P P a ss 100

6 Contenido de agua en el suelo Humedad volumétrica (θ v ): Es la relación entre el volumen de agua y el volumen total o aparente del suelo θ Volumen de agua (%) = 100 Volumen total del suelo v = V V a as 100 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. P d a = V 0,7 g/cm 3 => suelos volcánicos 1,8 g/cm 3 => suelos arenosos Densidad aparente 1,2 a 1,4 g/cm 3 => horizontes superficiales 1,4 a 1,6 g/cm 3 => horizontes profundos ss as COMPACTACIÓN

7 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. d = r P V ss s La densidad real de los suelos es casi constante e igual a 2,6 2,6 g/cm 3 (2,6 t/cm 3 ), pudiendo disminuir cuando abunda la materia orgánica Relación entre θ g y θ v Pa = 1 Va Pa Pa Pa θ g = = = = P V ss davss a da ( ) θv θv d a θ =d θ v a g

8 Porosidad (ε): Es el volumen ocupado por los poros, expresado normalmente como porcentaje del volumen total del suelo. V ε= V poros t Vas Vs = V as Vs = 1 V as d ε (%) d = r Vs = 1 P a ss P V ss as P ss = 1- P ss V V t s d = 1 d a r 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 θ Va = V S h a = S h v = t h a h h a h a = θ v (%) 100 h h 1 mm= 10 m 3 ha

9 Clasificación del agua en el suelo: ESTADOS DE HUMEDAD DEL SUELO Suelo saturado Capacidad de campo (Cc) o de máxima retención de agua Nivel de agotamiento permisible (NAP) Punto de marchitamiento (Pm) Suelo seco Estados de humedad Agua libre o de gravedad Intervalo de Humedad disponible (IHD) Agua útil Agua higroscópica

10 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 Estado energético del agua Curvas P-V 0.50 Humedad volumétrica (%) Ap Bck Presión (bares)

11 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 = Ψ + Ψ + Ψ + Ψ m o g p Ψ m Ψ o Ψ g Ψ p Potencial mátrico Potencial osmótico Potencial gravitacional Potencial de presión

12 Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial mátrico Potencial mátrico: 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, 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 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. Ψo = MRT Siendo: M = molalidad Potencial osmótico R = constante universal de los gases (0,0820) T = temperatura absoluta. Existe una gran relación entre Ψo y conductividad eléctrica: Potencial osmótico en extracto de saturación Potencial hídrico del agua en el suelo Ψoe = - 0,36 CEe ; Ψo= ε Ψoe θv Porosidad Humedad volumétrica

13 Potencial hídrico del agua en el suelo Potencial gravitacional Potencial 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 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, siendo igual a cero en suelos subsaturados.

14 Potencial hidráulico Ψ m Ψ p Por tanto, y son excluyentes Se entiende por potencial hidráulico a la suma de los potenciales mátrico y gravitacional Ψ = Ψ + Ψ H m g 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.

15 Curvas características de humedad Efecto de la estructura

16 Histéresis Medida del contenido de agua en el suelo Métodos directos Métodos indirectos

17 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

18 Tensiométricos Miden el potencial hidráulico, es decir, ψh= ψm+ψg.

19 Bloques de yeso Bloques de yeso (Watermark): Miden Ψ + Ψ m o Sonda de neutrones Determina θv

20 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.

21 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.

22 Movimiento del agua en el suelo El agua en el suelo agrícola nunca está inmóvil Flujo saturado Controlado por Gravedad Flujo no saturado Controlado por Potencial mátrico Flujo saturado Tiene interés para el drenaje. El caudal transferido por unidad de sección es: ψ q= K L H ψ = K H1 ψ L H2 Darcy-Buckingham Siendo K = conductividad hidráulica del flujo saturado Medida de la capacidad del suelo para conducir agua. Suelos arenosos: K entre 10-3 y 10-2 cm/s Suelos arcillosos: K entre 10-7 y 10-4 cm/s ψ H = diferencia de potencial hidráulico. ψ H /L = gradiente, fuerza motriz que obliga al agua a moverse. Depende de la porosidad total y del tamaño de los poros

23 Flujo no saturado Conforme se descargan los poros grandes, toma importancia ψ m frente a ψ g. Puede aplicarse la ley Darcy si se considera K función del contenido hídrico K=K(θ). La conductividad K disminuye al hacerlo la humedad ( 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 θ v

24 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 θ V1 θ V2 θ V3 t

25 Puede implicar: Infiltración 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. a I= K t Ec. Kostiakov, 1932 a I= K t + c t+ D Ec. Wallender I= s t 1/2 + A t Ec. Philip, 1957 s= sorptividad, que depende de la humedad A= velocidad de infiltración estabilizada, o infiltración constante después de cierto tiempo, función del tipo de suelo (30mm/h para arenosos, 5 mm/h para arcillosos)

26 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

27 (suelo húmedo) La velocidad de infiltración disminuye con el tiempo, conforme el suelo aumenta su humedad di i = dt a-1 = K a t Ec. Kostiakov, 1932 i= 1/ 2 s t -1/2 + A Ec. Philip, 1957

28 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.

29 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: ΨH z q= K(θ) = 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.

30 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

31 Estados de humedad del suelo Saturación; todos los poros llenos de agua Ψ m =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 libre Agua móvil, fuente esencial para los vegetales Variable Agua poco móvil, difícilmente utilizable Agua capilar Agua poco móvil, utilizable solamente por contacto con los pelos absorbentes Agua absorbida por las partículas sólidas Agua higroscópica

32 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, ,5 Arenas de textura gruesa, arenas finas y arenas margosas. Franco-arenosos de textura medianamente gruesa y franco-arenosos finos. Franco-arenosos muy fino, francos, franco-arcilloarenoso y franco-limosos. Franco-arcillosos de textura medianamente fina y francoarcillo-limosos. Arcillas arenosas de textura fina, arcillas limosas y arcilla. 0,60-0,85 0,70 12,5-19 0,85-1,45 1,15 12,5 1,25-1,90 1, ,45-2,10 1,80 7,5 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

33 e n l a a p l i c Pérdidas de agua En el transporte En la aplicación En el suelo

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35 Uniformidad Sistema de riego Manejo Mantenimiento UNIFORMIDAD DEL AGUA INFILTRADA

36 USO DEL AGUA POR LA PLANTA

37 CÁLCULO DE LA EVAPOTRANSPIRACIÓN DEL CULTIVO ETc = Evapotranspiración de referencia x Coeficiente de cultivo 1.4 ETo Depende del clima Kc Depende del cultivo: Tipo Fenología /VIII /IX Kc /XI /V /VI Inicial Desarrollo del Mediados Finales del cultivo del período período 29 días 62 días 28 días 60 días MAYO JUNIO JULIO AGOSTO SEPTIEMBRE OCTUBRE NOVIEMBRE Kc pimiento

38 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.