CAPÍTULO I : EL AGUA EN EL SUELO: PROPIEDADES Y DINAMICA ALMACENAMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO 1 1 CONTENIDO O CONCENTRACIÓN 1 2. POTENCIAL DE AGUA EN EL SUELO 2 3. RETENCION DE AGUA 3 3.1 Fuerzas que determinan la retención de agua...3 3.2 Curvas de retención de humedad...4 4.- VALORES DE ''EQUILIBRIO DE LA HUMEDAD EN EL SUELO 6 4.1 Capacidad de campo...6 4.2 Punto de marchitamiento permanente...8 4.3 Láminas de agua a diferentes valores de equilibrio...9 5. MEDICION DEL AGUA EN EL SUELO 11 5.1 Métodos que miden el contenido de agua...11 5.2. Método conductométrico...14 6.- INFILTRACION, ASCENSO CAPILAR Y REDISTRIBUCION DEL AGUA EN EL SUELO 16 6.1 Infiltración...16 7. MEDICIONES PARA CONTROLAR LA OPORTUNIDAD DEL RIEGO 24 8. CONCLUSIONES SOBRE LOS PROCEDIMIENTOS DE PROGRAMACIÓN DEL RIEGO 30
Capítulo I: EL AGUA EN EL SUELO: PROPIEDADES Y DINAMICA ALMACENAMIENTO DEL AGUA EN EL SUELO 1 CONTENIDO O CONCENTRACIÓN El suelo es el depósito de almacenamiento de donde las plantas extraen agua, aire y elementos nutritivos indispensables. Dado que el suelo tiene una capacidad finita de provisión de dichos elementos, se requiere conocer los límites del mismo, esto es, hasta dónde puede representar un recurso utilizable y cuándo la falta de equilibrio entre ellos comienza a ser perjudicial para la vida vegetal. A fin de analizar el contenido o concentración del agua en el suelo y su variación en el tiempo, es necesario recordar que el mismo está compuesto por tres fases: sólida, líquida y gaseosa. La fase líquida y la fase gaseosa ocupan lo que representa el volumen de poros del suelo. La Figura I.1 muestra la distribución relativa de las tres fases y permite definir una serie de términos de interés en las relaciones agua-suelo-planta, siendo p la densidad del agua, p p la densidad de las partículas del suelo y D la profundidad del suelo. Figura I. 1: Las fases componentes del suelo Humedad sobre peso seco (%): masa de agua D.d.p100 dp100 W =.100 = = masa desuelo seco 2 D.bp bp 2 p p (1) Humedad en base a volumen (%): volumen de agua d W v =.100 =.100 volumen bruto D (2) Espesor o lámina de agua: volumen de agua D.d d = = área 2 D 2 (3) 1
Densidad o peso aparente del suelo: p 2.b.pp a = 3 masa de suelo seco D = 100 = volumen bruto D b.p D p (4) Porosidad del suelo (%): volumen total de poros D.c P =.100 =.100 = volumen bruto 3 D 2 c D.100 (5) si de la lámina de agua d, de las ecuaciones (1) y (2), se obtiene: W. b. pp d = p. 100 (7) d = Wv. D 100 (8) Al igualar dichas ecuaciones y despejar el contenido de agua en base a volumen resulta: W. b. p W v = p. D Por la ecuación (4) la relación p.pp/d es la densidad aparente pa, por lo tanto: W. p W a v = p (9) si se sustituye la ecuación (9) en la (8) se obtiene la ecuación para la lámina d, cuando el contenido de agua está expresado en base a peso: W. p. D d = a p. 100 para la densidad del agua p = 1,0 g cm-3, la ecuación (10), tal como se la usa en la práctica, es la siguiente: W. p. D d = a 100 en dicha ecuación la dimensión de la lámina d, la da la dimensión de la profundidad del suelo D, expresada en m, cm o mm, según convenga. (10) (11) 2. POTENCIAL DE AGUA EN EL SUELO Concepto de potencial El movimiento del agua en el suelo, que hace que ésta infiltre, se redistribuya, percole y se desplace hacia las raíces de las plantas, se debe a que posee cierta cantidad de energía, tanto cinética como potencial. Sin embargo, como tales procesos son muy lentos la energía cinética deja de tener significación práctica, por lo que la dinámica del agua depende de gradientes de energía potencial, o simplemente del potencial 2
Para cuantificar el potencial se parte de un nivel de referencia, que en este caso, por convención, es el agua libre y puro a determinada elevación. Así el potencial del agua en el suelo difiere del potencial del agua libre y pura por los siguientes factores (Norero, 1974): (a) fuerzas que operan en la interfase sólido líquido (hidratación e inhibición (b) fuerzas que actúan en el interfase líquido aire (tensión superficial) (c) presencia de solutos (d) presión hidrostática (e) presión aerostática (f) fuerza de la gravedad Dichas fuerzas quedan identificadas en la definición de potencial hídrico total, de la Comisión Especial de la Asociación Internacional de la Ciencia del Suelo, la que expresa que es la cantidad de trabajo que debe ser efectuado por unidad de masa de agua, con el objeto de transportar, reversible e isotérmicamente, una cantidad infinitesimal de agua desde un reservorio de agua pura, situado a una elevación específica y bajo presión atmosférica hasta un cierto punto del suelo. 3. RETENCION DE AGUA 3.1 Fuerzas que determinan la retención de agua En esta materia interesan los procesos climáticos, edáficos, morfológicos y fisiológicos que ocurren en el espacio vertical conocido como fitósfera, que comprende la parte aérea y radical de las plantas. La ubicación de una superficie freática próxima al nivel del terreno le imprime características particulares a tales procesos, al delimitar una zona saturada por debajo del plano freático, y una no saturada por sobre el mismo. En la zona no saturada, el agua y el aire coexisten en el espacio poroso del suelo, lo que permite que las plantas respiren, produciendo así la energía requerida por ellas para absorber el agua y los nutrientes. Por debajo del nivel freático se encuentra la zona saturada, donde los poros prácticamente no contienen aire. Ello limita la actividad radical, si está a una profundidad inferior a la distancia que representa la capacidad potencial de profundización de la raíz del cultivo en dicho suelo. La capacidad del suelo para almacenar agua y retenerla, constituye un factor de gran interés directo en riego y drenaje. El agua se encuentra en el suelo contenida por combinaciones químicas, fuerzas físicas y también en absoluta libertad. La proporción de la fase líquida del suelo en relación con la fase gaseosa, en los procesos de humedecimiento y desecación por los que atraviesa el mismo, es sin duda muy variable. La retención del agua en el suelo se debe a tres tipos de fuerzas: (a) adhesión, (b) cohesión y (c) contraiones adsorbidos. Las fuerzas de adhesión forman una delgada capa de moléculas de agua en la superficie de las partículas de suelo por efecto de las fuerzas de atracción. A su vez, la atracción agua - agua hace que por cohesión se liguen otras moléculas de agua a la capa de moléculas ya existente. Finalmente, las fuerzas de los contraiones adsorbidos por la carga eléctrica de la superficie, inducen una presión osmótica en las partículas de agua cercanas al área de las partículas de la fase sólida. Las fuerzas de adhesión y de cohesión, juntas, producen la presión capilar, de signo negativo, por lo que comúnmente se la denomina succión capilar. Cuando en cambio actúan las tres fuerzas, su efecto combinado es la tensión o succión de humedad, debido a que depende de la matriz del suelo, y no del soluto - caso éste común en los suelos salinos - se denomina succión matriz de humedad en el suelo. La succión es inversamente proporcional al diámetro del tubo y como en el suelo hay poros de diferente tamaño, conforme disminuye el contenido de agua se van vaciando en orden decreciente. Igualmente, si en el laboratorio se aplica succión a una muestra de suelo saturado, primero se vaciarán 3
los poros de mayor tamaño y se requerirán succiones crecientes para que se vayan vaciando los demás poros, del mayor al menor. 3.2 Curvas de retención de humedad La tensión o succión de humedad del suelo se mide directamente en el campo mediante el tensiómetro, que se presenta más adelante en este capítulo. En el laboratorio se mide con un aparato denominado membrana de presión, que permite aplicar diferentes presiones de desplazamiento de agua a muestras de suelo previamente saturadas. Alcanzadas las condiciones de equilibrio para cada presión, se obtiene el contenido de agua de la muestra por el procedimiento de rutina. La representación gráfica de los valores de succión o de potencial, en función del contenido de agua, permite obtener la curva característica de humedad en el suelo o de retención de humedad. Dado la amplitud de los valores de la succión matriz que interesan desde el punto de vista práctico entre 0 cm y 15.000 cm, se acostumbra representarla en la ordenada en escala logarítmica y expresarla en atm o bares (1 atm = 1,013 bares), con la ventaja de que el logaritmo de la succión en cm representa el p F. Las curvas de retención de humedad evidencian un trazado diferente, en correspondencia con las características físicas del suelo, particularmente con la textura y estructura. La Figura I.2, tomada de Zylstra (1969), comprende curvas de diferentes tipos de suelo y profundidades de muestreo, provenientes de diversas partes del mundo. El aumento de succión, logarítmicamente, cuando disminuye el contenido W, aritméticamente, es en algunos suelos gradual y en otros con marcadas inflexiones. Figura I.2: Curva de retención de humedad (Zylstra, 1969) Dicho comportamiento es explicado por Zylstra (1969) como la incidencia de dos factores: (a) la distribución del tamaño de poros y; (b) los efectos osmóticos en la doble capa difusa. En los suelos arenosos predomina un determinado tamaño de poro, que se evidencia al disminuir bruscamente 0 con un reducido incremento de S; al vaciarse estos poros que estaban llenos de agua, queda el agua remanente en forma de una película adherida a la superficie de la partícula, para extraerla se requiere un gran aumento de la succión, que se muestra por la inflexión de la curva. En los suelos francos y arcillosos la curva es gradual, lo que se explica por la variación del tamaño de poros y por el efecto que en los mismos ejerce la doble capa difusa. 4
Nº de curva Localización de las muestras de suelo de la Figura I.2 País Proyecto o Región Tipo de suelo Profundidad de muestra (cm) 1 Túnez Valle de Medjerdah Arcilla pesada 40-50 2 Brasil Valle del Amazonas Latosol amarillo-arenoso 100 3 Jamaica Proyecto del río Negro Orgánico (Peat) 0 20 4 Senegal Base Casamana Depósito de arcilla marina (salino) 5 5 Argentina Albardón Suelo arcilloso aluvial (river ridge) 20-40 6 Katanga Lufira Arcilloso -- 7 Est. Pakistán Alluvión del Ganges Franco arenoso 20 8 Est. Pakistán Arena -- 9 India Planicie Costera Bombay Arcillo limoso 40-60 10 Brasil Valle de! Amazonas Podsólico rojo arcillo arenoso fino 100 Debido a que se aplica presión de aire en el aparato de laboratorio en el cual se realizan las determinaciones, es importante el tipo de muestra, disturbada o sin disturbar, con respecto a la porosidad y a la distribución del espacio poroso y la estructura del suelo. Así, en las succiones bajas, de menos de 1 atm, cuando se vacían los poros grandes la estructura del suelo tiene gran influencia, por lo que se requieren muestras sin disturbar; en cambio, para las succiones mayores, donde la humedad está sólo en los intra agregados, pueden usarse muestras disturbadas (Zylstra, 1969). Existen otros factores físicos que afectan las curvas de S en función de 0, tales como la temperatura, la presión, la densidad aparente del suelo, la estratificación y los fenómenos de histéresis, que pueden llevar a error cuando se estima S en base a 0 o viceversa (Taylor, 1962). Los fenómenos de histéresis hacen que la curva de retención de humedad difiera según que el suelo se esté secando o humedeciendo. La Figura I.3 evidencia un mayor esfuerzo - mayor succión - para el mismo contenido de agua, cuando el proceso es de secado (desorción) que de humedecimiento (absorción). Sin dejar de reconocer las observaciones que existen desde el punto de vista físico cabe destacar la importancia práctica de la relación entre succión matriz y el contenido hídrico para determinar el régimen de riego. Los datos que a este respecto ofrece la investigación agrícola están dados - y lo lógico es que así sea - en valores de succión o de potencial de agua en el suelo, pero en el manejo del riego se requiere también cuantificar el déficit y, por lo tanto, el agua a aplicar. Figura I 3: Curva que muestra el fenómeno de histéresis 5
4.- VALORES DE ''EQUILIBRIO DE LA HUMEDAD EN EL SUELO Se reconocen dos puntos de "equilibrio" de la humedad en el suelo: uno que representa la máxima capacidad de retención de agua en condiciones de libre drenaje, denominado capacidad de campo, y otro el punto de marchitamiento permanente, que es el límite inferior de extracción de agua del suelo por parte de las plantas. Ambos puntos determinan, por diferencia, el rango de humedad disponible en el suelo para el cultivo. 4.1 Capacidad de campo Cuando se humedece un suelo por efecto del riego o de aportes meteóricos, cada capa retiene una determinada cantidad de agua y el excedente desciende humedeciendo sucesivamente las nuevas capas que encuentra en su camino. Concluida la aplicación de agua, persiste un movimiento de ella en el espesor que representa la profundidad de suelo mojado, produciéndose así su redistribución en el perfil, de manera que desde casi saturación un estrato reduce su contenido de agua en función del tiempo, conforme lo muestra la curva típica en la Figura I.4. Dicho movimiento de agua, aún en ausencia de evapotranspiración, puede prolongarse por mucho tiempo después del riego; sin embargo, en determinados suelos se produce una inflexión en la curva, interpretada como la máxima capacidad de retención de agua en condiciones de libre drenaje, que se denomina capacidad de campo. Figura I.4: Punto de inflexión que determina la capacidad de campo El rango de contenido de humedad que se define como capacidad de campo, W c expresado en base a peso y W vc o θ c en base a volumen, es en consecuencia la cantidad de agua que un suelo bien drenado puede retener contra las fuerzas de gravedad, y representa para fines prácticos, el límite superior de agua que puede estar disponible para las plantas. Para el diseño del riego se acepta como un valor de "equilibrio", el que se alcanza entre las 24 y 48 horas después del riego. En un suelo arenoso dichas condiciones ocurren a las 24 horas, y en suelo arcilloso incluso varios días después de la aplicación del agua. La inflexión en la curva, que es común en los suelos arenosos, no siempre se observa en los de textura más finas, donde el decremento de W es más gradual. Por otra parte, se trata más de un rango que de un punto, cuya exacta definición es un tanto subjetiva. Dado que el contenido de agua, W c o θ c representa la capacidad máxima capilar de un suelo que está en relación con el tamaño de las partículas del suelo, ella depende fundamentalmente de la textura. La Tabla I.1, tomada de Israelsen y Hansen (1962), incluye valores para suelos de diferente textura y el 6
posible rango de variación para cada tipo. Con relación a los valores de energía de retención de agua, está dentro del orden de 1/10 bares de succión en suelo arenoso y 1/3 bares en suelo franco arcilloso. La determinación de la capacidad de campo se realiza, como es lógico, en el campo. La técnica consiste en inundar en un área reducida de terreno bien nivelado y sin vegetación, un cuadrado de 2 x 2 m o un circulo de 2 m de diámetro, delimitado por un borde de tierra de 20 a 30 cm de altura, al cual se le aplica una lámina excesiva de agua en relación a la profundidad del suelo. Completada la infiltración del agua, se cubre el área con una lámina de plástico a fin de evitar la evaporación. Con un determinado intervalo de tiempo, generalmente 6 ó 12 horas, se extraen las muestras correspondientes a cada capa o estrato en que se haya decidido dividir el perfil del suelo, procediéndose seguidamente a la determinación del contenido de agua. Tabla I.1: Resumen de las propiedades físicas del suelo Textura del suelo Arenoso Franco arenoso Franco Franco arcilloso Arcilloso Arcilloso Total espacio poroso 38 (32-42) 43 (40-47) 47 (43-49) 49 (47-51) 51 (49-52) 53 (51-55) Densidad aparente 1,65 (1,55-1,80) 1,50 (1,40-1,60) 1,40 (1,35-1,50) 1,35 (1,30-1,40) 1,30 (1,25-1,35) 1,25 (1,20-1,30) Capacidad de campo 9 (6-12) 14 (10-18) 22 (18-26) 27 (23-31) 31 (27-35) 35 (31-39) Nota: los intervalos normales son consignados entre paréntesis Marchitez permanente 4 (2-6) 6 (4-8) 10 (8-12) 13 (11-15) 15 (13-17) 17 (15-19) Humedad total disponible Peso seco W c - W m Volumen (W c-w m)p a d cm/m 5 8 8 (4-6) (6-10) (6-10) 8 12 12 (6-10) (9-15) (9-15) 12 17 17 (10-14) (14-20) (14-20) 14 19 19 (12-16) (16-22) (16-22) 16 21 21 (14-18) (18-23) (18-23) 18 23 23 (16-20) (20-25) (20-25) La curva de contenido de agua en función del tiempo permite adoptar un valor que representa la capacidad de campo, quedando así determinado W c y el tiempo después del riego en el cual la misma se alcanza. Como se tendrán datos pertenecientes a cada horizonte o estrato, y debe producirse una sola curva representativa del espesor de la rizósfera del cultivo, se obtiene un promedio aritmético o ponderado, según que los estratos sean de espesor constante (caso de suelos homogéneos) o variable (caso de suelos heterogéneos). Se cuenta con procedimientos de laboratorio que permiten estimar la capacidad de campo en las muestras sobre las cuales se realizan otros análisis físicos. Al respecto, se han obtenido relaciones con el porcentaje en que se encuentran las fracciones del suelo-arena, limo y arcilla y también se han desarrollado métodos "ad hoc", tales como el de las columnas de suelo, el del centrifugado a 1.000 veces la gravedad y el de la olla de presión. El método más usado es el de la olla de presión, el cual se basa en aplicar una presión de aire de 1/3 atm a muestras de suelo previamente saturadas y colocadas sobre una membrana semipermeable, compuesta por un plato de porcelana porosa. El aire se aplica durante 18 a 24 horas hasta que el agua liberada deje de escurrir. Entonces se quita la presión y las muestras se manipulan por el procedimiento convencional para obtener el valor de W c. Es obvio que en este caso lo que se obtiene es un valor equivalente a la capacidad de campo, que puede diferir del verdadero, en la medida en que éste sea diferente de 1/3 atm; ello además de los efectos que se derivan de trabajar con muestras disturbadas y en condiciones distintas a las del campo. 7
4.2 Punto de marchitamiento permanente A medida que el suelo, inicialmente en capacidad de campo, disminuye su contenido hídrico por efecto de la evapotranspiración, el agua restante queda retenida en el suelo con creciente tenacidad. La curva de succión matriz en función del contenido de agua. Figura I.5, muestra una pendiente creciente a medida que progresa el secado del suelo, lo que implica que a igual disminución del contenido de agua, corresponde una creciente energía de retención. Si se tiene en cuenta que la absorción pasiva del agua por las plantas es consecuencia de la diferencia de potencial creado por el proceso transpiratorio, resulta claro que dicho proceso se efectúa con un aumento de trabajo por parte de la planta. Llega un momento en que la transpiración de agua a través de la planta no es lo suficientemente rápida; entonces aparecen síntomas de marchitamiento en las horas diurnas, durante las cuales es mayor el poder desecante de la atmósfera. Durante la noche, al desaparecer la diferencia de potencial entre la atmósfera y el suelo, las hojas recuperan su turgencia, pero, si en días sucesivos continúa produciéndose tal déficit, llegará un momento en el cual el marchitamiento es permanente, como consecuencia de un total desequilibrio hídrico. El rango de marchitamiento es aproximadamente constante en un mismo suelo para todas las especies, edad de las plantas y condiciones climáticas, y es, según los trabajos pioneros de Briggs y Schantz, una función de las condiciones físicas del suelo. Dado que comúnmente se presentan síntomas de pérdida de turgencia antes de que se produzca el marchitamiento permanente, en la literatura se ha distinguido entre el primer punto de marchitamiento y el punto (o coeficiente) de marchitamiento permanente. Se ha definido el punto de marchitamiento permanente, W m o θ m como el contenido de agua en el suelo al cual las hojas muestran síntomas de marchitamiento, y no se recobran cuando permanecen durante una noche en una atmósfera saturada de humedad. La determinación de W m puede realizarse en condiciones de campo y en condiciones de laboratorio. En el campo, dado la mejor distribución radical y el efecto de incontrolables aportes meteóricos, puede requerir un tiempo excesivo, y en determinadas circunstancias es incluso difícil lograrlo. La técnica de laboratorio en pequeños recipientes, soluciona los inconvenientes de la determinación de campo y el proceso puede ser acelerado en condiciones de invernáculo. Algunas fuentes de error se presentan sin embargo en esta determinación, ya que W m al igual que W c, es un término dinámico que debe ser considerado como una región de contenido de humedad. Las fuentes de error son debidas al efecto de la temperatura, el poder de secante de la atmósfera, la densidad y profundidad de las raíces y las características físicas del suelo. La temperatura aumenta el potencial de agua en el suelo y, como consecuencia, para el mismo contenido de agua ésta resulta accesible en forma diferente para las plantas. Con temperaturas de suelo más elevadas, la disponibilidad de agua es mayor, o sea el W m llega a un contenido de agua menor. Asimismo, a un mayor poder de secante de la atmósfera corresponden mayores valores de W m ; en cambio son menores cuanto más elevada es la profundidad, y densidad de las raíces. La incidencia de dichos factores se observa claramente en el análisis teórico de Philip (1957), y se discuten más adelante en relación al criterio dinámico de la disponibilidad de agua en el suelo. Las características físicas del suelo influyen en la determinación de W m por su textura, grado de compactación y estratificación. Dado las posibles fuentes de variabilidad en la determinación del W m se acepta comúnmente los 15 bares como limite inferior de la disponibilidad del agua, de la misma manera que 1/3 bares puede suponerse el límite superior de la disponibilidad de agua para la planta. Dichos valores de potencial de agua, 15 bares y 1/3 de bares, sí son constantes hídricas del suelo que reemplazan a los fines prácticos a W m y W c, respectivamente. 8
Figura I.5: Curva de capacidad hídrica. Suelo La Consulta franco-arenoso. (según Nijensohn et al. 1966) 4.3 Láminas de agua a diferentes valores de equilibrio De acuerdo con la ecuación (11) que relaciona el contenido de agua, W, en porcentaje, con la lámina, d, resulta: dt We W = m.pad lámina total de agua disponible 100 dt dt We W =.pad lámina de agua consumida o agotada, d a 100 W W = m.pad lámina de agua remanente 100 Con base en tales formas de expresión de la humedad en el suelo, puede ahora representarse las curvas de retención de humedad en valores absolutos, W, y en valores relativos al total de agua disponible (W - W m )/(W c - W m ), Figura I.5 así como en la lámina de agua para determinada profundidad radical, D. 9
Esta representación es de gran interés práctico en el manejo del agua. Así, para el riego con una succión matriz umbral, S m, que determina la información disponible sobre el cultivo en cuestión, la Figura I.5 permite obtener en la abscisa el contenido de agua del suelo, el porcentaje y la lámina remanente o consumida, si así se desea. Por ser útiles en la práctica del riego, se han producido curvas generalizadas de succión matriz en función de la fracción de agua aprovechable, Figura I.6, que pueden ser usadas en ausencia de la curva real o verdadera para el suelo en cuestión. Finalmente, también por considerarla de utilidad en el manejo del riego y drenaje, se incluye en el texto la Tabla I..2, con los valores de potencial matriz expresados en distintas unidades, correspondientes a diferentes condiciones de humedad en el suelo. Figura I.6: Relación entre la fracción de agua aprovechable y la succión aplicada al suelo, en función de la textura Tabla: I.2 :Valores de potencial matriz para cuatro condiciones de humedad en el suelo Condición del agua en el suelo Saturación (aproximada) Capacidad de campo (aproximada) Marchitamiento de muchas plantas Aire seco Humedad relativa = 0,85 Unidad para valores específicos e potencial matriz cm erg/g Julios/kg dinas/cm 2 bares atm H(*) -1-980 -0,098-980 -9,8 x 10-4 -1 x 10-3 1,0-100 -9.8 x 10 4-9,8-9,8 x 10 4-0,098-0,1 0,999926-1,5 x 10 4 1,47 x 10 7-1470 -1,47 x 10 7-14,7-14,9 0,9889-2,2 x 10 5-2,16 x 10 8-2,16 x 10 4-2,16 x 10 8-216 -218 0,85 10
(*) H = humedad relativa 5. MEDICION DEL AGUA EN EL SUELO Dado que el agua en el sistema suelo-planta está en un proceso dinámico, se requiere gran precaución para extender los datos parciales a un volumen del suelo que corresponde a una determinada área de terreno. Al respecto, como lo expresa Taylor et al. (1961) la medición de la condición del agua en el suelo se realiza en un estado transitorio en un sistema que está continuamente cambiando en las tres dimensiones del espacio y en la dimensión del tiempo". En tal sentido, de acuerdo a dichos autores, para evaluar,a condición del agua en el suelo se debe conocer, no solamente su contenido de agua, sino también la energía de retención en el suelo. Los métodos desarrollados hasta el presente son varios: unos miden determinadas propiedades del agua en el suelo y se basan en sólidos principios físicos; otros en cambio se apoyan en trabajos de calibración y, por lo tanto, dependen del esfuerzo previo invertido en ello. Los propósitos para medir el agua del suelo son: (a) conocer el contenido de agua por unidad de masa o por unidad de volumen en un período (o fecha) determinado; (b) conocer la energía de retención del agua en el suelo en un período (o fecha) determinado. El primero interesa para conocer la lámina de agua remanente en el suelo con relación al punto de marchitamiento, a fin de determinar la lámina a agregar para restituir el suelo a la capacidad de campo. El segundo interesa para determinar la magnitud del trabajo que deben realizar las plantas para extraer una cantidad unitaria de agua del suelo, y deducir de ello cuándo debe regarse. En el análisis que sigue sólo se consideran los métodos de campo con posibilidades de aplicación en el manejo de riego y drenaje. Se reconoce, sin embargo, la existencia de otros métodos basados en sólidos principios físicos, tales como las medidas de presión del vapor de agua, permeabilidad al aire de unidades de cerámica, etc, que pueden ser empleados en el laboratorio y/o en el campo mediante previo ajuste para tales condiciones. 5.1 Métodos que miden el contenido de agua Se trata de la determinación en muestras de suelo y mediciones "in situ con aparatos especialmente diseñados para ello. En muestras de suelo: a).- Método gravimétrico Se extraen muestras con instrumentos adecuados y se determina el contenido del agua por gravimetría. Se emplean diversas herramientas para la extracción de muestras, adaptables a diferentes condiciones físicas, profundidad y características del perfil del suelo, y de acuerdo a la forma de la medición del contenido de agua, ya sea que se realice sobre peso seco o con base en el volumen. Entre los instrumentos para extracción de muestras cabe distinguir los barrenos y los tubos. El barreno, que consiste en una espiral metálica, se introduce en el suelo por efecto del movimiento rotatorio del mismo, y la muestra se extrae de la tierra adherida a las espiras. En suelos sueltos resulta difícil conseguir que la tierra quede adherida, mientras que en suelos compactos se debe evitar el profundizarlo demasiado, pues luego se hace difícil su extracción. Una variante de este barreno consiste en una pala de forma de espiral, de mayor diámetro, que soluciona en parte tal problema. El tubo extractor de muestras varía desde un simple sacabocado hasta instrumentos completos, como el de King o de Veihmeyer, que está integrado por el tubo propiamente dicho, cuya longitud depende de la profundidad deseada, la cabeza impulsora y la punta. Puede diseñarse para ser enterrado a golpes de martillo o impulsado con equipo mecánico cuando se desea alcanzar mayores profundidades. Para muestras de suelo no disturbado se emplea un tubo de 20 ó 30 cm de largo y 3/4 pulgadas de diámetro interior, suspendido de una barra metálica. Dicho tubo tiene el extremo afilado y, a 2 pulgadas del mismo, presenta una ranura por donde se introduce una espátula a fin de cortar el núcleo 11
de suelo. Dado que dicho tubo se desmonta, es posible separar el excedente de la tierra y reservar como muestra el núcleo cilíndrico de dos pulgadas. El instrumento permite obtener muestras con base en volumen y así considerar, en los cálculos del contenido de agua, las posibles variaciones de la densidad aparente, como consecuencia del nivel de humedad edáfica, las labores culturales, la compactación y la clase de cultivo. Las condiciones físicas y el grado de humedad del suelo se deben tener en cuenta para la elección del barreno o tubo de muestreo, aunque en términos generales puede decirse que no se dispone de un barreno que se adapte a la gran variabilidad de condiciones edáficas que se presentan en el campo. Una vez extraídas las muestras de suelo, se deben manipular fuera de la acción directa de los rayos solares y colocarlas de inmediato en recipientes o potes de aluminio, cubriendo luego la juntura de la tapa con papel engomado de celulosa, a fin de evitar la pérdida de vapor de agua. En la tapa queda agua condensada que debe ser pesada y tenida en cuenta en los cálculos. El contenido de agua se obtiene por diferencia de peso, una vez secada la muestra a estufa hasta peso constante (a 105 a 110 C), y se calcula sobre peso seco, W, o en base a volumen, W v ó θ. El método gravimétrico es preciso, por lo que se usa como estándar para calibrar otros métodos. A continuación se agrega un ejemplo de determinación del contenido de agua sobre peso seco, W en porcentaje. Determinación de la humedad del suelo Muestra N 1 2 3 Profundidad (cm) 0-20 20-40 40-60 Pote suelo húmedo (g) 78,30 61,83 62,75 Pote suelo seco a 105 C (h) 72,09 58,64 59,63 Agua perdida (g) 6,21 3,19 3,12 Pote suelo seco a 105GC (g) 72,09 58,64 59,63 Peso del pote (g) 38,37 40,71 40,30 Suelo seco a 105 C (g) 33,72 17,93 19,33 Humedad del suelo sobre peso seco 18,40 17,79 16,10 Pote N 89 129 187 Fecha de extracción 24/2/74 24/2/74 24/2/74 Fecha de análisis 25/2/74 25/2/74 25/2/74 Para determinaciones in situ a).método neutro-métrico Este método se basa en la emisión de neutrones de alta energía por una fuente de material radioactivo, que chocan con núcleos atómicos vecinos. Si los neutrones colisionan con partículas que tienen aproximadamente su mismo tamaño y masa, disminuyen su velocidad y se mueven a la misma velocidad de las partículas. De esta manera, aproximadamente la mitad de la energía original de los neutrones se transmite a la nueva partícula, y ambos se moverán a la misma velocidad, la que será aproximadamente la mitad de la original de!os neutrones. En el suelo, el hidrógeno tiene aproximadamente el mismo tamaño que los neutrones. Dado que el hidrógeno es un componente del agua, este procedimiento permite determinar el contenido volumétrico de agua con base en una curva de calibración que relaciona la velocidad de conteo de neutrones con la concentración del agua en el suelo. El aparato empleado para su uso en el campo consiste en una fuente de neutrones de alta energía (cápsula conteniendo un mg de CO 3 Ra) que es la que produce el flujo de neutrones, y una unidad de conteo que constituye la cámara detectora de neutrones. En el suelo se abre un pozo con el barreno y se coloca un tubo de aluminio de 2 pulgadas de diámetro y de la profundidad deseada en el mismo. Por medio de un cable que comunica con los aparatos registradores, se baja en el tubo la cámara de conteo 12
y la fuente de neutrones. De esta manera se efectúan determinaciones con intervalos de profundidad muy reducidos (5 ó 1 0 cm), para lo cual se ha marcado el cable que compone la sonda. En cada uno de los intervalos de profundidad la lectura debe realizarse una vez transcurridos los primeros 50 s, tiempo éste requerido para que la lectura sea constante. Dado que en las capas superficiales se pierden neutrones, especialmente en suelo arenoso y seco, debe descartarse la lectura de los 15 cm superficiales. Para convertir las lecturas a contenido de agua, debe obtenerse una curva de calibración que es casi independiente del tipo de suelo. Para ello se representa la relación de los conteos en la capa del suelo con respecto a los del agua pura almacenada en un recipiente, en función del contenido de agua edáfica determinada gravimétricamente mediante la extracción de muestras (Fig. 7). En otros casos, la calibración se basa en el conteo directo sin relacionarlo con el estándar en el agua pura. Una ventaja indudable del método es su exactitud, rapidez y la posibilidad de hacer lecturas múltiples en espacio y tiempo, además del hecho de que abarca un volumen significativo de suelo en cada lectura. b).métodos que miden el potencial de agua - Tensiómetros El tensiómetro, Figura I.8 consiste en una membrana semipermeable: permeable al agua y a los solutos e impermeable a las partículas de suelo y al aire. La membrana es en realidad una cápsula de porcelana porosa conectada hidráulicamente a un medidor, que determina la succión con respecto a la presión barométrica. Existen en el comercio distintos tensiómetros, de metal y de material plástico; además con manómetro de mercurio y con manómetro Bourdon Figura I.7: Relación entre el conteo de neutrones y el contenido volumétrico del agua 13
Figura I.8: Tensiómetro Dado que los tensiómetros miden el potencial matriz con que está retenida el agua en el suelo, y éste depende también de la temperatura, se requiere que la determinación no esté afectada por la temperatura de la atmósfera exterior. El empleo de material plástico y las lecturas en la mañana antes de que el sol haya calentado el instrumento, tienden a solucionar este inconveniente. De acuerdo a trabajos realizados por Taylor et al. (1961), todos los tipos de tensiómetro disponibles comercialmente presentan resultados similares y, por lo tanto, no se requiere calibrarlos. La comparación de las curvas de contenido de agua con diferentes presiones de desplazamiento obtenidas en el laboratorio por el procedimiento estándar, muestra que no existe gran acuerdo con las mediciones del tensiómetro. De lo expuesto resulta que este instrumento ofrece una buena medida del potencial matriz, pero sólo puede estimarse groseramente el contenido de humedad del suelo (Taylor et al., 1961). Para la instalación del tensiómetro se hace un agujero en el suelo a la profundidad deseada y de diámetro coincidente con el mismo. Se agrega luego un puñado de tierra suelta y se coloca el tensiómetro a presión a fin de que apoye sobre ella; el resto del volumen del agujero se rellena con tierra hasta la superficie, presionándola para asegurar un buen contacto del aparato con el suelo. El límite de funcionamiento del tensiómetro es de 0,8 bares de succión; a valores mayores los gases disueltos en el agua se liberan y causan el rompimiento de la columna. Dado que los suelos de textura gruesa se caracterizan por tener la mayor parte de la humedad disponible dentro de dicho límite, el tensiómetro se presta especialmente para suelos arenosos, para cultivos de raíz superficial que requieren una frecuente reposición de humedad, y a cortas distancias del plano freático donde prevalecen succiones bajas. 5.2. Método conductométrico El método conductométrico se basa en la medida de la variación de las propiedades eléctricas de un medio poroso, por efecto del contenido de humedad. Estando dicho material en equilibrio con la humedad del suelo, la conductancia o resistencia entre dos electrodos es una expresión del nivel de la humedad del suelo, y resulta prácticamente la misma para todos los suelos a igual succión de humedad. Se usan comúnmente como medio poroso bloques construidos de muy diversas formas, tamaño y materiales, aun cuando afectan la conductividad, por lo que deben ser estándar. Los electrodos son comúnmente de malla de acero y el material poroso de yeso ("bloques Bouyoucos"). Cuando la humedad aumenta, a su vez se incrementa la cantidad de yeso disuelta y, como consecuencia, decrece la resistencia entre los electrodos. El problema de las unidades a base de yeso radica en que generalmente miden tensiones de más de 1 atm, esto es, el método se presta para condiciones 14
exactamente opuestas al rango de humedad que puede ser medido con el tensiómetro. La Figura I.9 representa el tipo de curva que relaciona la resistencia en ohm y el contenido de agua del suelo, W. En el rango de suelo húmedo se produce una importante caída de W con el mínimo incremento de la resistencia, mientras que al pasar al rango de suelo seco, una inflexión en la curva muestra lo contrario. De lo expuesto se deduce que en la región de los valores altos de humedad aprovechable la precisión del método es baja, mientras que es muy alta para bajos contenidos de humedad aprovechable. Figura I.9: Curva que relaciona la resistencia eléctrica con la disponibilidad de agua A fin de ampliar el rango de aplicación del método conductométrico se han ensayado otros materiales; así, la lana de vidrio y el nylon mostraron ser más sensibles a altos contenidos de humedad, ampliando por lo tanto su rango de uso y la duración del bloque en el suelo. La presencia de sales afecta la conductancia y, en consecuencia, el método no se presta para tales condiciones. Sin embargo, las unidades de yeso responden mejor que los de fibra de vidrio y nylon, dado la concentración de yeso soluble en el agua del medio. Las unidades de nylon son más sensibles a las sales disueltas en la solución del suelo. El método no es recomendable para suelos que se contraen al secarse y para suelos arenosos (Zylstra, 1969). Los bloques se instalan a la profundidad o profundidades deseadas, con la técnica y cuidados que ya fueron expuestos al tratar el tensiómetro. La diferencia radica en que en una sola perforación se instalan uno o más bloques. El extremo de los cables de las diferentes unidades llegan a la superficie del terreno, de tal manera que un solo medidor es suficiente para atender un número elevado de unidades distribuidas en el campo. En el comercio existen aparatos con escalas de resistencia en ohm y en porcentaje de la humedad disponible. Sin embargo, según Taylor et al. (1961), dicho instrumento da una medida del potencial de agua y no ofrece una buena estimación del contenido de agua en el suelo. Cabe finalmente destacar que los métodos neutrométrico, tensiométrico y conductométrico se aplican sin alterar el suelo, de manera tal que otras medidas pueden ser realizadas secuencialmente en el mismo punto. Como el tensiómetro sirve para altos niveles de humedad y los bloques de conductividad para bajos niveles, en algunos casos se utilizan ambos, pues éstos comienzan a ser sensibles cuando aquellos dejan de funcionar. 15
6.- INFILTRACION, ASCENSO CAPILAR Y REDISTRIBUCION DEL AGUA EN EL SUELO 6.1 Infiltración La infiltración del agua en el suelo constituye un proceso de directo interés en riego y drenaje. Puede decirse que la infiltración es unidimensional en riego por aspersión y por melgas, bidimensional en riego por surco, tridimensional en riego por goteo. Cada uno de tales métodos de aplicación de agua define un patrón de humedecimiento que se aproxima a la distribución de las raíces del cultivo. La intensidad de aplicación de agua puede ser superior a lo que el suelo permite: capacidad de infiltración o infiltrabilidad o, contrariamente, inferior a la misma. La capacidad del suelo para recibir el agua define el tiempo de infiltración en sí; además, tiene directa relación con las pérdidas y desperdicios de agua por escurrimiento y percolación. La velocidad de infiltración, o su sinónimo, la velocidad de entrada al suelo, se puede definir como la velocidad de penetración del agua en el perfil del suelo, cuando la superficie del terreno está cubierta por una capa de agua de reducido espesor. La infiltración tiene dimensión de velocidad (L T -1 ), como la lámina de agua (L) admitida por el suelo en una unidad de tiempo (T) o, como la cantidad de agua absorbida por la unidad de superficie del terreno en la unidad de tiempo (L 3 T 1 L -3. Cuando se administra agua a un área de terreno, con el fin de restituir el contenido de agua al suelo, puede ocurrir que la cantidad absorbida aumente con el tiempo menos que proporcionalmente. Al representar gráficamente la lámina acumulada de agua infiltrada, lcum, contra el tiempo t, resulta un tipo de curva como la que se muestra en la Figura I.10. Por otra parte, si la velocidad de infiltración, I, se representa gráficamente contra el tiempo, t, la curva tendrá la forma dada igualmente en la Figura I.10. Ambas curvas evidencian una disminución con el tiempo de la velocidad de infiltración. Muchos suelos llegan a una velocidad constante de infiltración después de cierto período, que se denomina infiltración básica, I b. Si el agua está almacenada en la superficie, es el suelo el que determina la capacidad de infiltración, mientras que si el agua se aplica a una determinada velocidad, como ocurre con el riego por aspersión, Figura I.11, la capacidad de infiltración dependerá de la precipitación más que de las características del perfil del suelo. 16
Figura I.10: Representación gráfica de la infiltración instantánea y de la infiltración acumulada en escala aritmética y logarítmica 17
Figura I.11: Velocidad de infiltración, I, que se produce con una lluvia de cierta intensidad, comparativamente con la que ocurre cuando el agua permanece almacenada en la superficie. Ecuaciones de infiltración Ecuación de Phillips La solución dada por Phillips (1957) al proceso de infiltración está basada en series de potencia infinita para los valores acumulados. Con fines prácticos se consideran suficientes los dos primeros términos de la serie para el movimiento descendente. 1/ 2 Icum = S.t + C. t Los coeficientes de ambos términos son función de la difusividad y el contenido inicial y superficial de agua. El coeficiente S tiene un significado especial en el comienzo del período de infiltración ya que representa la capacidad inicial del suelo par almacenar y liberar agua. El coeficiente C está relacionado con la capacidad del suelo para transmitir agua, y es importante en períodos avanzados del proceso de infiltración. De acuerdo con las recomendaciones de Phillips, los valores de S y C pueden ser aproximados por los valores obtenidos en campo de Icum a t = 1000 s y t = 10000 s, respectivamente. Phillips (1957) señaló que el uso del término gravitacional, definitivamente se requiere más allá de t = 10.000 s, mientras que entre t = 1.000 s y t = 10.000 s su contribución puede ser insignificante. Por diferenciación de la ecuación anterior con respecto al tiempo, se obtiene la ecuación de velocidad de infiltración. di cum = dt I 18
entonces: I = S 2 t 1/ 2 + C Ecuación de Kostiakov Se han propuesto varias ecuaciones empíricas para expresar la velocidad de infiltración como una función del tiempo, que pueden ser representadas por una curva de forma hiperbólica. La ecuación de Kostiakov (1932) expresa la velocidad de infiltración en un punto: b I = a. t (1) donde: I : es la velocidad de infiltración (L T ) en mm min -1 o mm h -1 t : es el tiempo de infiltración (T) en min o en h a : es un coeficiente, el cual representa la velocidad de infiltración a t = 1,0 expresado en mm min (1+b) p mm h (1+b) b : es un exponente sin dimensión, siempre es negativo con valores que van de 0 a 1,0 Al integrar la ecuación entre límites t = 0 y t, se obtiene la infiltración acumulada; I cum Esta ecuación también puede expresarse así: cum = a b + 1 I = A. t B. t b+ 1 (2) (3) Generalmente, las ecuaciones 1 y 2 se ajustan muy bien a la mayoría de las condiciones de la práctica del riego por superficie. Sin embargo, hay algunos casos en los cuales la velocidad de entrada alcanza un valor constante dentro del período de infiltración; si es así, la 1 se convierte en: b + I = a. t c (4) donde: c : es la velocidad de infiltración, constante para t = La infiltración acumulada I cum, será por lo tanto: I cum a =. t b + 1 b+ 1 cc. t (5) donde; b = 0,50 (la ecuación 5 es equivalente a la ecuación de Phillip) Ecuación del Servicio de Conservación de Suelos El Servicio de Conservación de Suelos de los Estados Unidos ha obtenido en pruebas de cmpo una gran cantidad de curvas representativas de muy diversas condiciones edáficas, que han sido agrupadas en familias de curvas, las que responden a la siguiente ecuación: Icum = A t + C (6) La Tabla I.3. incluye los parámetros de la ecuación para diferentes familias de infiltración y la Figura I.10 las curvas respectivas. Los datos de una prueba de campo se representan en la Figura I.10, lo que permite identificar la curva que más se aproxime a los puntos respectivos y, por lo tanto, la ecuación para Icum = 1(t) B 19
Tabla I.3: Coeficiente de las familias de infiltración. Procedimiento del SCS Familia de infiltración A B C 0,05 0,10 0,15 0,20 0,25 0,30 0,35 0,40 0,45 0,50 0,60 0,70 0,80 0,90 1,00 1,50 2,00 0,5334 0,6198 0,7110 0,7772 0,8534 0,9246 0,9957 1,0640 1,1300 1,1960 1.3210 1.4430 1,5600 1,6740 1,7860 2,2840 2,7530 0,168 0,661 0,683 0,699 0,711 0,720 0,729 0,736 0,742 0,748 0,757 0,766 0,773 0,779 0,785 0,799 0,808 La ecuación de Kostiakov ha sido usada en suelos y riego, principalmente por resultar práctica. En la actualidad, distintas ecuaciones usadas para proyectar los métodos de riego por superficie involucran los parámetros de la ecuación de Kostiakov, especialmente el exponente b o B Figura I.12: Familias de curvas de infiltración acumulada, según el procedimiento del Servicio de Conservación de Suelos (1974) Infiltración promedio 20
La velocidad de infiltración promedio Ip, es la relación entre la infiltración acumulada y el tiempo de entrada. I p = I cum t Por sustitución que surge de integrar la ecuación de Kostiacov entre límites t = 0 y t. se obtiene la ecuación de infiltración promedio en un punto determinado. I p a = t b + 1 entonces Ip es la velocidad de entrada de agua en el suelo en un período t. b Infiltración básica La infiltración básica I b, es otro parámetro que merece consideración debido a su importancia al proyectar el riego a nivel de predio. De acuerdo con el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos, Servicio de Conservación de Suelos, la velocidad de entrada básica es el valor instantáneo cuando la velocidad de cambio de entrada, para un período estándar es 10% o menos de su valor. El tiempo en el cual I = I b, se encuentra igualando la primera derivada de la ecuación I = a t b multiplicada por 0,1: entonces y dl = 0,1 I dt b 1 a b t = 0,1 a t b =10 b t b Si la ecuación de arriba se sustituye en la ecuación I = a tb se obtiene Ib: I b b = a( 10 b) Las dos últimas ecuaciones son válidas si se emplean unidades consistentes, por ejemplo si está expresada en mm h-1, Ib = a (-600b)b Método de riego y manejo del agua En riego por aspersión y por goteo el agua penetra en el suelo inmediatamente al llegar a la superficie el terreno. En riego por superficie, el agua fluye sobre el terreno en láminas de espesores delgados por cauces de diferente ancho y forma, y por lo tanto, con diferente área efectiva para la infiltración. Una distinción importante entre los patrones del flujo de agua en melgas y en surcos, es la que existe con relación al área mojada. En riego por melgas prácticamente se cubre toda la superficie con una delgada lámina de agua, mientras que en riego por surcos ello ocurre parcialmente. Debido a que el área mojada es menor en riego por surcos que en los métodos donde se cubre toda el área, se requiere un mayor tiempo de contacto entre el agua y el suelo para que se infiltre una misma lámina. Las condiciones hidráulicas del surco, las cuales dependen del caudal, tamaño del surco, pendiente, forma y rugosidad del cauce, determinan el perímetro mojado y por ende, el área de entrada de agua. La unión de las áreas humedecidas en surcos adyacentes, debido al movimiento lateral del frente húmedo, puede también afectar la velocidad de infiltración. Otros factores 21
Es de esperar que la temperatura influya en la velocidad de infiltración, ya que afecta la viscosidad y la tensión superficial. El efecto de la temperatura en la infiltración no ha sido comprobado hasta ahora, pero se supone que es prácticamente reducido. Otro factor importante que debe tenerse en cuenta es el aire atrapado cuando se riega por inundación. El aire permanece en el espacio vacío del suelo y no puede escapar. En riego por surco, donde la superficie del terreno está parcialmente cubierta con agua, el efecto del aire atrapado es menor importante en l mayor parte de los suelos. Medición de la infiltración Las mediciones de la velocidad de infiltración se realizan con infiltrómetros, entre los cuales cabe distinguir el de cilindro, el de cubeta y el de riego por aspersión, siendo ellos métodos de campo donde el suelo está en su estructura original. Existen otros métodos basados en las condiciones reales de operación del riego en el campo, Infiltrómetro de anillo En éste el aparato más comúnmente empleado en estudio de irrigación, el infiltrómetro estandarizado por el Departamento de Agricultura de los Estados Unidos, cuya descripción obra en la publicación Cylinder Infiltrometers, USDA, ARS 41.7, mayo 1956 El aparato (Figura I.13). consta de un cilindro infiltrómetro propiamente dicho, de 22 a 30 cm de diámetro y de unos 30 cm de longitud, que se hinca a golpes en el terreno a un profundidad variable entre 10 y 15 cm. Alrededor se instala un aro, también metálico, que oficia de regulador o buffer, cuyo diámetro es por lo menos 30 cm mayor que el diámetro del cilindro y unos 18 cm de alto. Dicho aro se entierra uno 5 a 10 cm empleando para ello un placa metálica y martillo. Completan el aparato una regla graduada fija y una varilla corrediza que termina en un gancho, cuyo extremo se hace coincidir con el nivel del agua. La altura del agua infiltrada se mide por diferencia de posición en la escala, de un índica solidario a la varilla. Figura I.13: Infiltrómetro de doble anillo Las lecturas en una prueba de infiltración se efectúa al comienzo con un intervalo de 5 a 10 minutos; luego de efectuadas las 2 o 3 primeras lecturas, se aumenta el intervalo a unos 1 minutos, y transcurrida la primera hora puede ser suficiente un intervalo de 30 a 60 minutos. La profundidad del agua dentro del cilindro debe mantenerse entre los 7 y 12 cm. Se agrega agua para retornar al nivel original, cada vez que la superficie libre de la misma ha descendido de 3 a 5 cm. Dado la variabilidad que se observa en los valores de infiltración, se requiere trabajar simultáneamente con 4 o 5 infiltrómetros, que integran una serie de cilindros de diferentes diámetros, a fin de facilitar su transporte. Infiltrómetro de cubeta Ha sido definido por Grassi (1972) como un infiltrómetro cuadrado de marco de madera de 1,50 m por 1,50 m. Se ensamblan cuatro tablas de 20 cm de ancho que se sostienen en posición vertical por un pequeño terraplén. 22