flujo hídrico no saturado en andisolesmente mayor en suelos bajo pradera que bajo bosque....

9Flujo Hídrico no Saturado en Andisoles (9-19)

Flujo Hídrico no Saturado en Andisoles

Juan Nissen M.1 , Cristian Quiroz S.1, Oscar Seguel S.2, Roberto Mac Donald H.1 yAchim Ellies Sch.1 (In Memoriam)

1 Instituto de Ingeniería Agraria y Suelos, Facultad de Ciencias Agrarias, UniversidadAustral de Chile. Casilla 567, Valdivia, Chile.

2 Departamento de Ingeniería y Suelos, Facultad de Ciencias Agronómicas, Universidadde Chile. Casilla 1004, Santiago. Correspondenciua: [email protected]

Non saturated water movement in Andisols

Key words: Non saturated hydraulic conductivity, water movement, Andisols

ABSTRACT

The main aim of this research was to determine the unsaturated hydraulic conductivityin three Andisols under two managements, forest and prairie in the Series Bramadero,Pemehue and Osorno, located in the VIIth, IXth and Xth regions of Chile, respectively.Unsaaturated hydraulic conductivity was determined in undisturbed soils a different depthsusing the methodology of Becher (1970), which combine the measurements of matric potential,continuity law and Darcy´s equation. Measuring the soil matric potential for about 95 daysthe drying process under laboratory conditions was monitored in unaltered soil profileswithout water table. Similar conductivities were found in the three soils, with some exceptionsby the soil managements and depth. Soils with large pores size diameter distribution(diameter >10 µm) tended to be higher in unsaturated hydraulic conductivity under lowmatric potential. However, this values decreased quickly in soils with coarse porosity.Hydraulic conductivity under non saturated condition in the studied Andisols at a matricpotential of pF 2.5 fluctuated between 1.9 x 10-5 and 3.6 x 10-5 cm s-1 in pasture soils andbetween 1.4 x 10-5 and 8.1 x 10-5 cm s-1 in forest soils. A homogenous drying process tookplace when soils were submitted for long period of drought. The drought intensity wasslightly greater in soils under pasture compared with forest soils.

Palabras clave: Conductividad hidráulica no saturada, movimiento de agua, Andisol.

Flujo Hídrico no Saturado en Andisoles (9-19)

Juan Nissen 1, Cristian Quiroz 1 , Oscar Seguel2, Roberto Mac.Donald1 y Achim Ellies1

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RESUMEN

El objetivo principal de esta investigación fue determinar la conductividad hidráulica enfase no saturada en tres Andisoles bajo dos manejos bosque y praderas en s seriesBramadero, Pemehue y Osorno, localizados en la VIIa, IXa y Xa Regiones de Chile, respec-tivamente. En muestras de suelo no alteradas se determinó la conductividad hidráulica enfase no saturada a distintas profundidades, mediante la metodología propuesta por Becher(1970), que combina la medición del potencial mátrico en el suelo y la aplicación de lasecuaciones de continuidad y de Darcy. Mediante mediciones de potencial mátrico, semonitoreó durante 95 días en laboratorio el proceso de secado en perfiles de suelo noalterados y en ausencia de un nivel freático artificial. Paralelamente, se determinó laconductividad hidráulica no saturada. La conductividad hidráulica resultó relativamentesimilar en los tres suelos, con algunas excepciones en cuanto al tipo de uso y profundidaddel suelo. En presencia de mayor porosidad de drenaje (diámetro >10 µm), la conductividadhidráulica en fase no saturada tendió a ser mayor cuando el suelo se encuentra a bajospotenciales mátricos. Sin embargo, ésta cayó rápidamente, debido a una pronta desaturaciónde esta porosidad gruesa. La conductividad hidráulica no saturada de los Andisoles estu-diados a una tensión de pF 2,5 fluctuó en pradera entre 1,9 x 10-5 y 3,6 x 10-5 cm s-1 y enbosque entre 1,4 x 10-5 y 8,1 x 10-5 cm*s-1. Al ser sometidos a un largo periodo de sequía, seprodujo un secado profundo y parejo en los suelos. La intensidad de secado fue ligera-mente mayor en suelos bajo pradera que bajo bosque.

INTRODUCCIÓN

La conductividad hidráulica del suelo esuna propiedad que se relaciona con el mo-vimiento del agua hacia las raíces de las plan-tas, la entrada de agua al suelo y el flujo deagua de drenaje, entre otras situaciones(Dirksen, 1999). Las características del sue-lo que afectan a la conductividad hidráulicason la porosidad total, la distribución deporos, su tamaño y geometría. También afec-tan las propieaddes del fluido tales comoviscosidad y la densidad, además delgradiente hidráulico (Baver y Gardner, 1973).La conductividad hidráulica es una propie-dad que caracteriza a los suelos, pero queno siempre constituye una constante, yaque es dependiente de propiedades talescomo la agregación y estructura del suelo(Hillel, 1998; Hartge y Horn, 1999). La deter-minación de la conductividad hidráulica nosaturada in situ refleja de mejor forma lascondiciones de campo (Dirksen, 1999).

Tanto los Andisoles (trumaos) como lossuelos aluviales arenosos, a diferencia delos Ultisoles (rojo arcillosos), tienen una alta

conductividad hidráulica a bajas tensiones,debido a su mayor cantidad de macroporos(> 10µm) (Ellies y Vyhmeister, 1981). Lo mis-mo ocurre en los suelos Placaquand (Ñadis)del sur de Chile (Janssen et al., 2004). A al-tas tensiones, la conductividad hidráulicade los suelos aluviales arenosos decrecebruscamente y queda por debajo de losUltisoles y de los Andisoles. Los suelos detexturas medias, como los trumaos, mantie-nen, aún a altas tensiones, una altaconductividad hidráulica (Ellies yVyhmeister, 1981). El gradiente hidráulicoen los suelos derivados de cenizas volcáni-cas es pequeño y la conductividad hidráuli-ca en fase no saturada es alta (Ellies yVyhmeister, 1981). Ellies (1975), citado porVyhmeister (1980), señala que esta altaconductividad se explica por la gran porosi-dad de estos suelos y la distribución uni-forme de sus poros. También se ha sugeri-do que la geometría y forma de los poros enestos suelos puede favorecer laconductividad hidráulica. A su vez, esta ca-racterística explicaría el por qué estos sue-los pierden tan rápidamente el agua y su-


fren un secado uniforme en profundidad(Vyhmeister, 1980). Según Ellies yVyhmeister (1981), al comparar dos suelos,(un trumao reciente y un trumao evolucio-nado), determinaron un gradiente hidráuli-co muy pequeño, lo que se puede deber a laalta conductividad hidráulica en fase no sa-turada y al alto porcentaje de poros media-nos que presentaron esto suelos.Vyhmeister (1980) encontró valores de2 x 10-5 cm s-1 para Andisoles a pF 2,5. Alcomparar los valores de conductividad hi-dráulica de suelos trumaos y rojo arcillososcon otros suelos de textura similar, se ob-servó que los primeros son marcadamentesuperiores (Ellies y Vyhmeister, 1981). Losdistintos usos y manejos del suelo modifi-can su estructura; junto con ello, deberíacambiar también la conductividad hidráuli-ca saturada y no saturada. La magnitud deestos cambios estructurales depende: i) dela oportunidad y frecuencia de las opera-ciones de labranza superficial y sub-super-ficial del suelo y b) del efecto compactadorproducido por el tránsito de la maquinariaagrícola y/o tránsito de animales (Hartge yEllies, 1990).

El objetivo de la presente investigaciónfue estudiar la dinámica del agua en fase nosaturada en tres Andisoles de las Regiones

VIIa, IXa y Xa de Chile, sujetos a un manejode bosque y pradera. Para esto se evaluó elpotencial mátrico durante el proceso de se-cado de los suelos, como asimismo se ca-racterizó la conductividad hidráulica en faseno saturada a distintas profundidades en elperfil.

MATERIALES Y MÉTODOS

El estudio se realizó en el Laboratorio deFísica de Suelos del Instituto de IngenieríaAgraria y Suelos de la Universidad Australde Chile entre el mes de septiembre de 2003y el mes de enero de 2004. Se emplearon tresAndisoles (trumaos), sometidos cada uno adistintos manejos: bosque nativo y praderapermanente.

Se extrajeron muestras de sueloinalterado en cilindros de PVC de 30 cm dediámetro por 75 cm de longitud (~53 L) sinvegetación. Los cilindros fueron transpor-tados al laboratorio lo más rápidamente po-sible. Dado el volumen y el peso de cadamuestra, no fue posible considerar repeti-ciones. En un mismo suelo, la distancia máxi-ma entre puntos de extracción para los dosdiferentes usos fue de 200 m. En el Cuadro 1,se señala su procedencia y clasificacióntaxonómica.


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En campo para cada suelo se determi-nó la distribución del espacio poroso a dosprofundidades: 0-15 cm y 15-40 cm, segúnmetodología de Hartge y Horn (1992), usan-do cilindros de 365 cm3. Para lo anterior seconsideraron diez repeticiones, extraídassobre una superficie de 1 m2.

Los potenciales mátricos que se ge-neraron en los suelos de las columnas semidieron por sensores instalados a diferen-tes de profundidades. Se utilizarontensiómetros (marca SDEC, France), provis-tos de un tubo de PVC tapados con unamembrana de silicona. Para la medición, eltensiómetro se conectó a un lector electró-nico (sensor de aguja para registrar gradode vacío). El funcionamiento está basadoen el uso de una aguja hipodérmica, la quese introduce a través del tapón de silicona yque mide la succión al interior del tubo. Parala preparación de cada tensiómetro, el llena-do con agua se hizo de tal forma que quedóun espacio libre entre el nivel de agua en eltubo y el punto inferior del tapón de silicona,para que la aguja esté en contacto con elmedio gaseoso. Por otra parte, el potencialmátrico también fue medido con sensoresWatermark (Modelo SEN-W5SS) y el medi-dor electrónico Watermark (Modelo 30-KTCD, Spectrum Technologies Inc., USA),que posee lectura digital entre 5 y 200 kPa. Para medir los potenciales mátricos enlas muestras de suelo, se procedió a ubicarlos tensiómetros con membrana de siliconaa 10, 15, 20, 30 y 40 cm de profundidad, entanto que los sensores Watermark fueronubicados a 10 y 15 cm de profundidad.

Previo al experimento, los cilindros conmuestras fueron colocadas en recipientescon agua, simulando un nivel freático a 60cm, de tal forma que se mantuvieran lo me-nos alteradas y conservaran su estado ini-cial.

Con el equipo descrito, se monitoreó eldesarrollo del potencial mátrico durante unperíodo de secado de 95 días, partiendo deun contenido de agua cercano a saturación.Paralelamente, se determinó la variación de

la conductividad hidráulica no saturadadurante el período de secado de 95 días.Las mediciones se realizaron a intervalos detiempo de 2, 8, 15, 35, 45, 75 y 95 días, to-mando también una medida de la condicióninicial. Para el cálculo teórico de laconductividad hidráulica en fase no satura-da (K

ns), se utilizó la metodología descrita

por Becher (1970), bajo condiciones de flu-jo no estacionario, y que corresponde a unacombinación de la ecuación de Darcy con laecuación de continuidad de flujo y cuyaexpresión final es:

donde Kns

= Conductividad hidráulica en

fase no saturada (cm s-1) ; ∆L = espacio arecorrer por el agua entre tensiómetros (cm);

∆t = variación de tiempo (s); ∆θ = varia-ción promedio del contenido de agua (cm3

cm-3) en intervalos de tiempo t1 y t

2 y

RESULTADOS Y DISCUSIÓN

Distribución de poros y retención de aguade los suelos estudiados

En el Cuadro 2, se presenta la distribu-ción del espacio poroso para cada suelo,manejo y profundidad (0-15cm y 15-40cm).Es posible observar, que los sitios bajo bos-que presentaron mayor porosidad de dre-naje (>10 µm). Este mayor espacio porosodebería estar ligado a un mayor grado deestructuración del suelo (Baver y Gardner1973). El pisoteo superficial en la praderadebería ser la causa de la disminución de laporosidad en comparación con las mues-tras sub-superficiales. Tanto bajo praderacomo bosque, fue posible observar una ten-dencia a la disminución del espacio porosoen relación con el grado de evolución delsuelo.

Kns=∆L

∆ t

∆θgradΨ.

gradψ = gradiente hidráulico (cm cm-1)(Becher, 1970).

(1)

∆ψ∆L


El Cuadro 2 permite ver que los suelosbajo manejo de bosque, tanto en superficiecomo en profundidad, retuvieron mayorescontenidos de agua a bajas tensiones, sien-do levemente superiores en las muestras debosque superficial (0–15 cm). En relación alos diferentes suelos, Osorno presentó elmayor contenido de porosidad de drenajeen el bosque a los 0-15 cm, seguido por lossuelos Pemehue y Bramadero bajo el mismomanejo.

En los suelos bajo pradera ocurrió locontrario, ya que en todos los suelos elmayor contenido de poros de drenaje co-rrespondió a las muestras sub-superficial.Al comparar los valores de pradera con losde bosque, tanto en superficie como pro-fundidad (15-40 cm), se observó un menorcontenido de porosidad de drenaje en lossuelos de pradera.

El menor contenido de espacio poroso

en los sitios bajo pradera estaría relaciona-do con la intensidad, frecuencia y edad dela pradera, que generalmente es más inten-so y/o degradante en las capas superficia-les (Hartge y Ellies, 1990). En el Cuadro 2 seaprecia que en los tres sitios con manejo depradera, tanto en superficie como en pro-fundidad, dominaron los poros de un diá-metro inferior a 10 µm. Con respecto a losporos < 0,2 µm, para todas las series de sue-lo y sus respectivos manejos, su contenidofue alto. En general, los suelos presentaronuna distribución homogénea para todos losgrupos de poros. Según la distribución deporos en los suelos de bosque, tanto ensuperficie como en profundidad se podríaesperar una mayor conductividad hidráuli-ca no saturada a tensiones bajas (cercana asaturación), comparado con los suelos depradera, debido al efecto de su porosidadde drenaje.


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El manejo agropecuario puede producirun cambio estructural en el suelo, el cual asu vez debería cambiar la magnitud y direc-ción de los flujos de agua y aire (Ellies et al.,1997). Al comparar las praderas estudiadas,se podría esperar una mayor velocidad deinfiltración en aquellas que presentan unmayor contenido de porosidad de drenaje,mientras que la ascensión capilar deberíaser mayor en los suelos que poseen unamayor proporción de poros finos.

Variación del potencial mátrico del sueloal secarse sin nivel freático

Las columnas de suelo fueron almace-nadas en una sala de secado a 25 oC conuna humedad relativa cercana al 70%. Engeneral, el secado del suelo bajo estas con-diciones fue más lento que el esperado paracondiciones naturales, debido a la falta deventilación y ausencia de consumo vege-tal. Una posible explicación adicional al len-to secado de estos suelos podría ser queestas muestras pasaron mucho tiempo conun nivel freático y no alcanzaron altos nive-les térmicos internamente.

A continuación, se analizará en formaseparada los resultados obtenidos para sue-los bajo manejo bosque y pradera en lasdistintas series de suelos.

Suelos bajo bosque

En las Figuras 1, 2 y 3 es posible obser-var el desarrollo del proceso de secado enlos suelos bajo el manejo de bosque sin pre-sencia de un nivel freático, al ser afectadopor un período extenso de sequía de 95 días.Los tres suelos bajo manejo de bosque ex-perimentaron un secado en profundidad le-vemente diferente. En la serie Osorno-bos-que (Figura 1), el secado fue menos conti-nuo a lo largo del perfil, con quiebre a los 15cm de profundidad. En cambio las seriesPemehue y Bramadero (Figuras 2 y 3) expe-rimentaron un secado en profundidad conuna mayor continuidad, específicamente apartir del día 8.

Un factor importante en estos suelosfue que en ellos no se formó un colchónanti-evaporante que impidiera un secado enprofundidad. Ellies y Vhymeister (1981), altrabajar con suelos Andisoles, señalan queuna variación en los valores máximos y mí-nimos de tensión alcanzados para estossuelos puede deberse a las variaciones dela distribución de poros que sufren los sue-

Figura 1.Variación del potencial mátrico duran-te el secado del suelo Osorno-bosque, sin pre-sencia de nivel freático.Figure 1. Matric potentials during drying ofOsorno forest soil, without water table.

Figura 2. Variación del potencial mátricodurante el secado del suelo pemehue-bosque, sinpresencia de nivel freático.

Figure 2. Matric potentials during dryingof pemehue forest soil, without water table

Figura 3. Variación del potencial mátrico duran-te el secado del suelo bramadero-bosque, sin pre-sencia nivel freático.Figure 3. Matric potentials during drying ofbramadero forest soil, without water table.


los con el humedecimiento y el secado con-tinuo. Según Ellies y Vhymeister (1981), seespera que el suelo que posea el mayor por-centaje de poros medios sufra un mayorsecado en profundidad, debido a una ma-yor conductividad hidráulica no saturada.A partir del Cuadro 2 se puede deducir que,en el suelo Osorno bajo bosque, en prome-dio para ambas profundidades un 51 % dela porosidad total correspondió a porosmenores de 10 µm, mientras que para lossuelos Pemehue y Bramadero fue de 61 %.Por lo tanto, la mayor proporción de porosmedios y finos en el suelo Bramadero expli-caría el secado más homogéneo y más in-tenso en profundidad que los otros suelos.

Al apreciar el suelo de Osorno bajo bos-que (Figura 1), los gradientes en la capasuperficial fueron más pronunciados que losde los suelos Pemehue y Bramadero. Ellies(1975), citado por Vyhmeister (1980), señalaque esto puede ocurrir por la mayor canti-dad de poros gruesos y por la alta hidrofobíadel suelo que afectaría a la conductividadhidráulica, especialmente a medida que lastensiones van en aumento. El efecto estruc-tural del horizonte superficial en este casofuncionaría como un colchón anti-evaporante.

El secado parejo en profundidad de es-tos suelos es especialmente probable cuan-do estos no tienen nivel freático. Como po-demos observar en las Figuras 1, 2 y 3, losgradientes superficiales de los suelos fue-ron más notorios, principalmente para elsuelo Osorno bajo bosque. Esto se explica-ría, debido a que no hubo una constantereposición del contenido de agua a partir deun nivel freático.

Vyhmeister (1980), señala que un factorque podría favorecer el rápido y constantesecado de estos suelos en profundidad esla pérdida por movimiento de vapor de agua.Este tipo de movimiento de agua se ve fa-vorecido por el alto volumen de poros enestos suelos. Estos suelos son muy ‘suel-tos’, lo que permitiría un fácil intercambiogaseoso entre el suelo y la atmósfera.

Suelos bajo pradera

En las Figuras 4, 5 y 6 podemos apreciarcómo varió el potencial mátrico en el perfildel suelo bajo pradera. Al igual que el casoanterior, se apreció que el secado superfi-cial fue un poco más intenso respecto a lasestratas sub-superficiales, especialmentepara Pemehue (Figura 5), donde se aprecióuna diferencia un poco mayor de gradienteentre las estratas superiores y las inferio-res. Para los suelos Osorno y Bramaderoesta diferencia de gradiente fue menos no-toria. La alta proporción de microporos <0,1 µm en las series Bramadero y Osorno(un promedio de 72 % y 67% de la porosi-dad total, respectivamente), aseguraría unamayor conductividad hidráulica no satura-da, lo que favorecería un secado más uni-forme en profundidad. Por otro lado, las ten-siones máximas alcanzadas en la seriePemehue fueron de menor magnitud respec-to a los otros suelos. Podemos ver ademásque el suelo Osorno fue el que alcanzó losvalores más altos de tensión al final del pe-ríodo en estudio (Figura 4).

Figura 4. Variación del potencial mátrico duran-te el secado del suelo osorno- pradera, sin pre-sencia de nivel freático.Figure 4. Matric potentials during drying ofosorno pasture soil, without water table.


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Como se mencionó anteriormente, el se-cado uniforme en profundidad en estos sue-los es especialmente probable cuando estosno tienen nivel freático. El gradiente superfi-cial más notorio en el suelo Pemehue podríaexplicarse porque no existió una constantereposición del contenido de agua desde lasestratas inferiores. Otro factor que pudo afec-tar que no se produzca un rápido y constan-te secado de este suelo en profundidad pudoser la escasa pérdida por movimiento de va-por de agua. La pradera de la serie Pemehuepresenta una baja proporción de poros dedrenaje en superficie en comparación a losotros suelos (29 % con poros >10µm), lo queperjudicaría la conducción de vapor. Otro fac-tor que pudo haber favorecido el lento seca-do de este suelo es que no haya alcanzadoaltos niveles térmicos, por poseer un altocontenido de agua. Como sabemos, estos

suelos son muy ‘sueltos’ y deberían per-mitir un fácil intercambio gaseoso entre elsuelo y la atmósfera. En general, al realizaruna comparación entre los dos manejosconsiderados en el presente estudio y sintomar en cuenta el consumo de agua porparte de la vegetación, la intensidad de se-cado de los suelos fue levemente mayor enpradera que en bosque.

Conductividad hidráulica en fase nosaturada

En las Figuras 7a y 7b se presenta laconductividad hidráulica en fase no satu-rada para los suelos estudiados (pradera ybosque en el suelo superficial). Laconductividad hidráulica en fase no satu-rada a una misma tensión varió ligeramen-te en suelos de bosque, no presentandodiferencias para suelos bajo pradera. A me-dida que las tensiones aumentaron, pode-mos apreciar que la conductividad hidráu-lica en el suelo superficial bajo pradera fuebastante similar, no observándose diferen-cias entre ellos (Figura 7a).

Figura 5.Variación del potencial mátrico duranteel secado del suelo pemehue-pradera, sin presen-cia de nivel freático.Figure 5. Matric potentials during drying ofpemehue pasture soil, without water table.

Figura 6. Variación del potencial mátrico duranteel secado del suelobramadero-pradera, sin presencia de nivel freático.Figure 6. Matric potentials during drying ofbramadero pasture soil, withoutwater table.

Figura 7. Conductividad hidráulica en fase nosaturada (kns) bajo uso de a) pradera y b)bosque. suelo superficial (0 - 15 cm).Figure 7. Non saturated hydraulic conductivity(kns) under: a) pasture and b) forest use. su-perficial soil (0-15 cm).


La serie Osorno bajo pradera a un pF 2,0presentó una ligera mayor conductividad,posiblemente por la presencia de ciertosrangos de tamaño de poros. El suelo de bos-que Osorno (Figura 7b), debido a su mayorcantidad de poros de drenaje, presentó unamayor conductividad hidráulica a bajas ten-siones, pero esta cayó rápidamente al se-carse el suelo. Ellies (1975), citado porVyhmeister (1980), señala que en aquellosrangos de tensiones en los cuales laconductividad hidráulica disminuye o au-menta fuertemente, se estaría indicando laausencia o presencia, respectivamente dedeterminados tamaños de poros. En estecaso, la conductividad hidráulica de la serieOsorno decreció en mayor medida que losotros suelos, quedando por debajo de lossuelos Pemehue y Bramadero. A medida quese secan los suelos y aumentó la fuerza deretención de agua, la conductividad hidráu-lica descendió bruscamente, cosa que noocurrió en los suelos de porosidad más fina.

En suelos que presentaron mayor poro-sidad gruesa (> 10µm), a tensiones bajas, lasección media de los poros conductores fuealta, en comparación con suelos que pre-sentaron menor porosidad de este tipo. Amedida que estos suelos se secaron los po-ros más grandes dejaron de conducir elagua. Como los suelos de textura más finastienen una gran cantidad de poros peque-ños, la sección conductora, a tensiones al-tas es más mayor (Ellies y Vyhmeister, 1981).

Los suelos de textura medias, como enel caso de los Andisoles, mantienen aún aaltas tensiones, una alta conductividad hi-dráulica. Esta alta conductividad se reflejaen el secado profundo y parejo en estossuelos en períodos secos (Vyhmeister 1980).

En las Figuras 8a y 8b, se presenta laconductividad hidráulica en fase no satura-da de los suelos bajo distinto manejo, paraprofundidades mayores a 15 cm. Al igualque el caso anterior, se puede apreciar quela conductividad hidráulica en fase no satu-rada para una misma tensión varió ligera-mente entre los suelos.

Para el rango de tensiones analizadas, laserie Bramadero presentó la mayorconductividad hidráulica en fase no satura-da, tanto en pradera como en bosque. Estopodría explicarse porque, a medida que sesecan los suelos, los poros más grandesdejan de conducir el agua, sólo la conducenlos más pequeños, lo que concuerda con lamayor proporción de poros finos en la serieBramadero. La alta porosidad de estos sue-los y la distribución uniforme de sus porosexplican el comportamiento más regular dela conductividad hidráulica en fase no satu-rada, aunque también se ha sugerido quelas formas de los poros en estos suelos pue-de favorecer la alta conductividad (Ellies yVyhmeister, 1981).

Al comparar los suelos en superficie conaquellos en profundidad (Figuras 9a, 9b y9c) se observó, sólo en suelos bajo bosque,la tendencia de una conductividad hidráuli-ca menor en superficie. En los suelos bajopradera los valores de conductividad hi-dráulica no saturada también fueron muy

Figura 8. Conductividad hidráulica en fase nosaturada (kns) bajo manejo de (a) pradera y (b)bosque. suelo sub-superficial (15 – 40 cm).Figure 8. Non saturated hydraulic conductivity(kns) under a) pasture and b) forest use. sub-superficial soil (15-40 cm).


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similares en superficie y en profundidad.Sólo el suelo Bramadero bajo pradera pre-sentó una menor conductividad en superfi-cie, lo que concuerda con los valores bajosde porosidad de drenaje.

La conductividad hidráulica para lospresentes Andisoles a la tensión de pF 2,5fluctuó en pradera entre 1,9 x 10-5 y 3,6 x10-5

cm s-1 y para bosque entre 1,4 x 10-5 y8,1x10-5cm s-1. Estos valores deconductividad hidráulica fueron similares alos detectados por Vyhmeister (1980), quiénobtuvo a igual pF valores de 2 x 10-5 cm s-1

con muestras de Andisol.

CONCLUSIONES

De los resultados del presente estudiose concluyó lo siguiente: Como se espera-ba, bajo una vegetación arbórea el espacioporoso del suelo fue mayor que en praderay dominaron las fracciones de poros de dre-naje.

Producto de una conductividad hidráu-lica relativamente similar en las tres seriesde suelos estudiadas y sus respectivos ma-nejos (bosque y pradera), se manifestó unsecado profundo y parejo en todos los sue-los, cuando fueron sometidos a un largo pe-ríodo de sequía por 95 días. Sin considerarel consumo de agua por parte de vegeta-ción original, la intensidad de secado fuelevemente mayor en suelos bajo pradera,que aquellos bajo bosque.

Para los distintos suelos y manejos, enpresencia de una mayor porosidad de dre-naje (>10 µm), la conductividad hidráulicaen fase no saturada tendió a aumentar cuan-do el suelo se encontró a bajos potencialesmátricos. Sin embargo, ésta decayó rápida-mente, debido a la temprana desaturaciónde esta porosidad gruesa.

Los gradientes hidráulicos (diferenciasde potencial entre estratas superiores e in-feriores) fueron más notorios en aquellossuelos que presentaron una distribución me-nos uniforme de su porosidad en el perfil, loque explicaría el comportamiento más irre-gular de su conductividad.

Las conductividades hidráulicas no sa-turadas de los Andisoles estudiados a unatensión de pF 2,5 fluctuaron en pradera en-

Figura 9. Conductividad hidráulica en fase nosaturada (kns) para los suelos (a) bramadero, (b)pemehue y (c) osorno.Figure 9. Non saturated hydraulic conductivity(kns) of : a) bramadero, (b) pemehue and c)osorno soil.

Al existir una mayor conservación de laestructura en los suelos, se está favorecien-do la conservación del sistema poroso. Elmantenimiento de la estructura provoca unaconservación de la porosidad secundaria yprimaria, las que favorecen los movimien-tos en fase saturada y no saturada, respec-tivamente (Ellies et al., 1996). Las afirmacio-nes de los autores anteriores no se refleja-ron claramente en los resultados del pre-sente estudio.


tre 1,9 x 10-5 y 3,6 x 10-5 cm s-1 y para bosqueentre 1,4 x 10-5 y 8,1 x 10-5 cm s-1.

El suelo Bramadero presentó una mayorconductividad hidráulica en muestrassubsuperficiales, tanto en bosque como enpradera.

AGRADECIMIENTOS

Agradecemos al Profesor FranciscoMatus, de la Universidad de la Frontera porfacilitar los contactos para el muestreo desuelos de la Serie Bramadero en la VIIa Re-gión.

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flujo hídrico no saturado en andisolesmente mayor en suelos bajo pradera que bajo bosque....

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