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NN31048.1B-1S

s • • ! PRINCIPIOS Y APLICACIONES

DEL DRENAJE

I MATERIAS PRELIMINARES

Publication 16 Vol. I

PRINCIPIOS Y APLICACIONES DEL DRENAJE

I MATERIAS PRELIMINAIRES

II TEORIAS DEL DRENAJE AGRICOLA Y DE LA ESCORRENTIA

III ESTUDIOS E INVESTIGACIONES

IV DISENO Y MANEJO DE LOS SISTEMAS DE DRENAJE

Editado a partir de Apuntes del Curso Internacional de Drenaje Agricola Wageningen

I INTERNATIONAL INSTITUTE FOR LAND RECLAMATION AND IMPROVEMENT

P.O. Box 45 WAGENINGEN HOLANDA 1977

Nuestro Instituto se complace en présentai", sumado a las ediciones en Ingles, esta en Castellano, posibilitada gracias al buen trabajo de traducción llevado a cabo por los colegas:

M. DONEZAR DIEZ DE ULZURRUN, Ing. Agr. (Coordinador) F. ELIAS CASTILLO, Ing. Agr. (Coordinador) J. MARTINEZ BELTRAN, Ing. Agr. L. CA VANILLAS LASALA, Ing. Agr.

La edición original de esta obra ha sido publicada en inglès con el titulo DRAINAGE PRINCIPLES AND APPLICATIONS por el International Institute for Land Reclamation and Improvement, Holanda, 1974.

Edición en castellano: 1977-1978

© International Institute for Land Reclamation and Improvement/ILRI, Wageningen, 1977 The Netherlands This book or any part thereof must not be reproduced in any form without the written permission of ILRI.

Prefacio El International Institute for Land Reclamation and Improvement (Instituto

Internacional de Mejora y Rescate de Tierras) fué fundado en Wageningen en 1956

y le fué encomendada la tarea de reunir y difundir conocimientos en los campos

mencionados en su denominaciôn.

Durante sus primeros anos de existencia, el Instituto recibiô una afluencia pro-

gresivamente creciente de visitantes de otros paîses quienes plantearon una

amplia diversidad de problemas sobre cuestiones de agrohidrologïa en las que es

sabido que los holandeses tienen una considerable experiencia: problemas de

encharcamiento y el proceso de eliminar el exceso de agua. Pronto se hizo evi-

denta que el asesoramiento y ensenanza de estos visitantes requerîa una cantidad

desproporcionada de tiempo del Instituto y este hecho nos Obligo a considerar -

independientemente de nuestro programa de publicaciones - cômo podrîamos satis-

facer de la mejor manera posible el gran interés puesto de manifiesto.

Y asî surgió la idea de organizar un curso que pudiese tratar sistemâticamente el

tema del "drenaje agrîcola" y el conocimiento bâsico fundamental para el mismo.

Se trazaron planes iniciales en 1960 y fué designado un Consejo, consistente en

représentantes de instituciones holandesas afines, para supervisar la programa-

ciôn cientîfica y practica. El Prof.Dr.F.Hellinga fué el primer Presidente de

este Consejo.

Para hacer frente a las cuestiones administrativas, financieras y sociales rela-

cionadas con el curso, se buscö cooperaciôn - y se obtuvo - del International

Agricultural Centre (Centro Agrîcola Internacional) en Wageningen. En 1962 se

llevô a la practica el primer "Curso Internacional sobre Drenaje Agrîcola". Su

idioma fué el inglés, duro tres meses y sus participantes alcanzaron la cifra de

veinticinco.

Lo que originariamente fué considerado como un acontecimiento incidental que

podrîa repetirse en una fecha futura si fuese necesario - résulta un "éxito" que

pedîa repeticiôn y el curso se convirtiô en un acontecimiento anual. Incluyendo

el curso numero diez, en 1971, el numero total de participantes fué de 281,

procedentes de 62 paîses diferentes.

El Instituto esta agradecido por la enorme cooperaciôn que ha recibido siempre

de otras instituciones Holandesas, quienes cedieron sus expertos en investigación

y trabajos de campo para dar conferencias en el curso juntamente con el equipo de

profesores del propio Instituto.

Desde el principio se facilitô a los participantes notas de las conferencias

para que les sirviesen de apoyo a la palabra hablada. Sin embargo, muchos no

participantes estuviaron también interesados en conseguir estas notas, pero

fuimos incapaces de satisfacer sus deseos, porque estimamos que, en general, el

texto no estaba suficientemente "sopesado" ni adecuadamente "cristalizado" para

ser leîdo con independencia de las conferencias. La redacción era a menudo im

perfecta si bien la mayorîa de los textos han mejorado con los anos. Con la

depuraciôn gradual del contenido del tema - cotejado frente a las necesidades de

los estudiantes - y la presión siempre creciente para hacer que las notas estu-

viesen al alcance de un sector mas amplio, el Consejo del Curso decidiô, en

1969, hacer una reedición de todas las notas de las conferencias para después

ser editadas por el Instituto en una unica publicación de cuatro volûmenes.

Una Comisión Editorial consistente en miembros del personal del Instituto fué

creada para acometer la tarea. Los miembros de este grupo fueron:

Mr. P.J.Dieleman, Presidente (1969-71)

Mr. J.G.van Alphen (1969)

Mr. G.P.Kruseman (1969-70)

Mr. P.J.Oosterbaan (1970-71)

Mr. S.J.de Raad (1970-71)

Hacia mediados de 1971, después de dos anos de intenso trabajo, la Comisión des-

graciadamente se disolviô ya que sus miembros, uno por uno, la abandonaron al

ser destinados a otras partes del mundo. Durante la segunda mitad de 1971, so-

1amente un miembro del equipo, Mr.J.H.M.Aalders, continuo el trabajo de preparar

el manuscrito para su publicaciôn. Después que terminô su nombramiento temporal,

se formô un grupo de trabajo con otro equipo cuyo objetivo era terminar la tarea

dentro del marco trazado por la Comisión Editorial originaria. Los miembros de

esta grupo fueron:

Mr. J.Kessler, Presidente,

Mr. T.Beekman,

Mr. M.G.Bos,

Mr. R.H.Messemaeckers van de Graaff,

Mr. N.A.de Ridder,

Mr. J.Stransky,

Mr. Ch.A.P.Takes,

Mrs.M.F.L.Wiersma-Roche.

Habiendo figurado como Director del Instituto durante el perîodo en que el

Curso Internacional sobre Drenaje Agrïcola tomó carta de naturaleza y cuando

se tomó la decision de publicar las notas de las clases, quisiera expresar la

satisfacción que sentï con la aparición del primer volumen de la serie. En los

Ultimos tres anos, una gran proporción de las personas empleadas en el Instituto

ha dedicado mucho tiempo y energîa, incluso sus horas libres, para completar

este trabajo. Quiero dar las gracias a todos los que han participado, y no so-

lamente incluyo a los autores, conferenciantes y miembros del equipo ya mencio-

nados, sino también a los que han trabajado tan magnîficamente en los dibujos,

planificación y composición. Es mi ferviente esperanza que su esfuerzo comuni-

tario ayuda realmente en la ejecución adecuada del drenaje agrïcola en todo el

mundo•

Agadir (Marruecos) J.M.van Staveren

Mayo, 1972 Director (1956-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

Introducción

El drenaje agrîcola consiste en la eliminación, por medios artificiales,del ex-

ceso de agua del suelo o de la superficie del terreno, siendo su objetivo hacer

al suelo rnas idóneo para su uso por el nombre. En agricultura sus objetivos son

aumentar la producción, mantener los rendimientos o reducir los costos de pro-

ducción - todo lo cual ayuda a la empresa agrîcola a maximizar su beneficio neto.

Como tal, el drenaje agrîcola es una practica antigua.

En Holanda, con una gran parte de su suelo llano situado por debajo del nivel del

mar o de los rïos, el drenaje ha sido siempre una necesidad vital. Se desarrolló

partiendo de la construcción de simples compuertas en cauces naturales a través

de los cuales podia ser descargado el exceso de agua por gravedad cuando los

nivelés del mar o del rïo eran bajos, hasta el sofisticado sistema actual de

drenes enterrados, colectores principales y estaciones de bombeo.Este desarrolló

fué acompanado por un conocimiento creciente de los principios del drenaje,

elevândolo desde una practica basada en la experiencia y pericia, hasta una

ciencia basada en las interrelaciones complejas entre las condiciones hidrológi-

cas, pedológicas y agronómicas.

En el siglo diecinueve los hidrölogos franceses Darcy y Dupuit fueron los prime-

ros en foraular las ecuaciones bâsicas para el flujo subsuperficial de agua a

través de medios porosos y aplicarlas al flujo hacia los pozos. A principios

del siglo veinte, Rothe aplicö estas ecuaciones al flujo subsuperficial de agua

hacia los drenes y dedujo la primera formula de drenaje, pero fué Hooghoudt

quién en los anos treinta dió un estlmulo real a un anälisis racional del pro-

blema del drenaje, estudiândolo en el contexto del sistema planta-suelo-agua.

Desde entonces han sido hechas muchas contribuciones hacia un perfeccionamiento

adicional de este anälisis racional por cientîficos de todo el mundo: Childs

en Inglaterra, Donnan, Luthin y Kirkham en los Estados Unidos y Ernst y Wesseling

en Holanda.

Pero cuando las teorîas de drenaje se aplican en la practica todavîa nos enfren-

tamos con un cierto numero de limitaciones.Estas limitaciones son una consecuencia

de la gran variabilidad que encontramos en la naturaleza al tratar con suelos y

plantas. Nos enfrentamos con problemas taies como: icômo caracterizar un perfil

de suelo consistente en un gran numero de capas distintas que cambién en posi-

ciön y magnitud de un sitio a otro?; icômo medir las constantes fîsicas del

suelo?; icómo formular las necesidades agronómicas con respecto al agua en "ex

ceso"?

viii

Todos estos factores contribuyen a una falta de exactitud inevitable que tene-

mos que aceptar al trabajar en el drenaje agrïcola. Por consiguiente es todavïa

valida la aseveración hecha por Clyde Houston en 1961:

"Aunque se ha realizado un gran avance en anos recientes en desarrollar criterios

de drenaje e instrumentos de investigación, todavïa se précisa un buen juicio,

experiencia local y tanteos - junto con un conocimiento a fondo de los princi-

pios basicos - para diseîiar con éxito un sistema de drenaje".

En el Curso Internacional sobre Drenaje Agrîcola se esta realizando un esfuerzo

para cubrir, tan completamente como es posible y dentro de un perîodo de tres

meses, los principios basicos y la aplicación del método racional al drenaje

agrîcola. Alrededor de 30 profesores de varias disciplinas aportan el curso sus

conocimientos especializados y experiencia. Incluso asî, no pueden ser completa

mente discutidos o ni siquiera mencionados todos los aspectos que pueden tener

conexion con un drenaje satisfactorio dentro del limite de tiempo impuesto por

un curso de tres meses. Ha de hacerse una elección, y por ello se ha dado un

énfasis explîcito a los aspectos agrohidrológicos, mientras que se ha concedido

deliberadamente menos atención a la hidraûlica del flujo de agua en cauces abier-

tos y a los aspectos de ingenierîa que son tratados mas extensivamente en los

manuales que los aspectos agrohidrológicos.

El material presentado en los cuatro volûmenes de esta publicación esta basado

en las notas de las clases preparadas por los profesores del Curso de Drenaje.

En muchos casos una materia ha sido presentada por mäs de un profesor durante

los diez anos en los que ha tenido lugar el curso. Como cada profesor ha aportado

sus conocimientos sobre el tema, cada capîtulo debe ser considerado como el re-

sultado de su aportación combinada. Por esta ràzon se da una relación de sus

nombres en cada capîtulo aparte de el del autor(es) real(es).

Por razones prâcticas se decidió no publicar todo el material en un gran volumen,

sino hacer una subdivision logica en cuatro volûmenes. Los temas se han agrupado

de tal manera que cada volumen puede ser consultado con independencia de los

otros. El Volumen I describe los elementos bäsicos, leyes fîsicas y conceptos

del sistema planta-suelo-agua en el que tienen lugar los procesos del drenaje

agrîcola. El Volumen II présenta los teorîas del drenaje y los modelos matemâti-

cos para el flujo subsuperficial y escorrentîa de cuencas, y formula los obje-

tivos del drenaje para el control de salinidad y prevención del encharcamiento.

El Volumen III discute los distintos estudios y técnicas de investigación para

determinar los parâmetros del sistema planta-suelo-agua que han de ser introdu-

cidos en los cälculos de diseno del trabajo. El Volumen IV trata del diseno y

dimensionamiento de los sistemas de drenaje,algunos de los aspectos principales

de ingenierïa y aspectos de operaciôn y mantenimiento. El lector observarâ que

los principios bâsicos del tema han recibido el principal énfasis en esta publi-

cación. Aunque también se ha concedido la debida atención a la aplicación de

estos principios, no han podido presentarse soluciones prefabricadas que servi-

rïan para todas las distintas condiciones bajo las que se aplica el drenaje.

Sin embargo, un conocimiento a fondo de estos principios capacitarä al lector

para introducir las modificaciones y técnicas especiales adaptadas a las condi

ciones especïficas con las que se enfrentea.

Confiamos en que las notas de clase editadas del Curso Internacional sobre Dre

naje Agrïcola como son presentadas ahora en estos cuatro volümenes de "Princi

pios del Drenaje y Aplicaciones", se difundirân por todo el mundo. No solamente

hasta nuestros primeros participantes y hasta aquellos que se unirân al curso

en el futuro, sino también a los que tratan activamente con aspectos prâcticos

y téoricos del drenaje agrïcola. Aunque puedan resultar aparentes un cierto

numero de deficiencias, inhérentes al hecho de que la publicaciön se basa en

notas de clase escritas por muchos autores, confiamos en que el libro demos-

trarâ su utilidad. Seran bien recibidas cualquier critica y sugerencias que

puedan conducir a mejorar las futuras ediciones de este libro.

Los editores

Relación de temas y autores de los volümenes I-IV Volumen I MATERIAS PRELIMINAIRES

Capîtulos

Hidrogeologîa de los diferentes tipos de zonas lianas

Suelos y propiedades de los suelos

Suelos sallnos

Desarrollo de las plantas en relación con el drenaje

Flsica de la humedad del suelo

Hidraullca elemental del agua en la zona saturada

Modelos analógicos: laminas conductoras analógicas

N.A.DE RIDDER

W.F.J.VAN BEERS

B.VERHOEVEN

G.A.W.VAN DE GOOR

P.H.GROENEVELT J.W.KIJNE

P.J.DIELEMAN

W.H.VAN DER MOLEN

Volumen II TEORIAS DEL DRENAJE AGRICOLA Y DE LA ESCORRENTIA

Capîtulos

8

9

10

11

12

13

14

15

16

Flujo subsuperficial de agua hacia los drenes

Balance de sales y necesidades de lavado

Efectos del riego en el drenaje

Criterios de drenaje agrlcola

Flujo de agua hacia pozos

Filtraciones

Drenaje por bombeo de pozos

Relaciones lluvia-escorrentîa y modelos para el cälculo

Anâlisis de hidrogramas para zonas con predominio de escorrentîa subsuperficial

J.WESSELING

W.H.VAN DER MOLEN

J.NUGTEREN

J.KESSLER

J.WESSELING

J.WESSELING

N.A.DE RIDDER

D.A.KRAIJENHOFF VAN DE LEUR

J.W.DE ZEEUW

Volumen III ESTUDIOS E INVESTIGACIONES

Capîtulos

17

18

19

20

21

22

23

24

25

26

Estudios y su secuencia

Anâlisis de datos pluviométricos

Determinación de la evapotranspiración

Estudio hidropedológico

Estudios del agua subsuperficial

Evaluaciôn de balances del agua subterrânea

Medida de la humedad del suelo

Determinación de la conductividad hidrâulica de los suelos

Obtenciön de las caracteristicas de un acuîfero a partir de ensayos por bombeo

Deducción de constantes hidrológicas a partir de pruebas de drenaje en el campo

J.M.VAN STAVEREN

J.KESSLER S.J.DE RAAD

J.W.KIJNE

K.VAN DER MEER R.H.MESSEMAECKERS

VAN DE GRAAFF

N.A.DE RIDDER

J.KESSLER N.A.DE RIDDER

W.P.STAKMAN

J.KESSLER R.J.OOSTERBAAN

J.WESSELING G.P.KRUSEMAN

P.J.DIELEMAN

Volumen IV

Capîtulos

27

28

29

30

31

32

33

34

35

36

37

38

DISENO Y MANEJO DE LOS SISTEMAS DE DRENAJE

Sistemas subsuperficiales de drenaje agrîcola J.C.CAVELAARS

S.RAADSMA F.E.SCHULZE

J.A.VAN DORT M.G.BOS

A.H.DRUIJFF

Sistemas de drenaje agrîcola superficial

Red principal de drenaje

Control de las malas hierbas acuâticas por métodos quîmicos

Mantenimiento mecänico de los desagües H.M.ELEMA

Drenaje de sedimentos arcillosos marinos recién W.A.SEGEREN recuperados, de suelos turbosos y de suelos H.SMITS sulfûricos acidos

Drenaje de suelos arcillosos pesados

Drenaje de tierras en ladera

Drenaje de arrozales

Procedimientos en estudios de drenaje

Dirección de los proyectos de drenaje

Evaluaciôn econômica de los proyectos hidrâulicos

J.W.VAN HOORN

J.W.VAN HOORN W.H.VAN DER MOLEN

G.A.W.VAN DE GOOR

N.A.DE RIDDER R.VAN AART

F.HELLINGA J.M.STAVEREN

F.P.JANSEN

Xll

I. Materias preliminares

Indice general V Prefacio

VIII Introducción

XI Relaciôn de temas y autores de los volumenes I-IV

1 HIDROGEOLOGIA DE LOS DIFERENTES TIPOS DE ZONAS LLANAS 1

1.1 Hidrogeologîa y drenaje

1.2 Clasificaciön de los acuïferos

1.3 Llanuras fluviales

1.4 Llanuras costeras

1.5 Llanuras lacustres

1.6 Llanuras glaciales

1.7 Llanuras de loess

1.8 Condiciones del agua subterränea en areas afectadas por la disolución

1.9 Influencia de las falias

2 SUELOS Y PROPIEDADES DEL SUELO 35

2.1 Generalidades

2.2 Caracterïsticas bäsicas del suelo

2.3 Propiedades fïsicas de los suelos minérales

2.4 Humedad del suelo

2.5 El aire del suelo

2.6 Temperatura del suelo

2.7 Fertilidad del suelo y productividad

3 SUELOS SALINOS 83

3.1 Origen y ocurrencia

3.2 Tipos de sales y su distribución

3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos

3.4 Clasificación

3.5 Recuperación

4 DESARROLLO DE LAS PLANTAS EN RELACION CON EL DRENAJE 99

4.1 Agricultura y drenaje

4.2 Relaciones suelo-agua-planta

4.3 Drenaje y condiciones fîsicas del suelo

4.4 Drenaje y prâcticas de cultivo

4.5 Drenaje y aporte de nutrientes

4.6 Drenaje y salinidad

4.7 Drenaje y enfermedades o piagas

4.8 Nivel freâtico y producciôn agrîcola

5 FISICA DE LA HUMEDAD DEL SUELO 135

5.1 Presencia del agua en el suelo

5.2 Retención del agua por el suelo

5.3 Fuerzas y potenciales

5.4 Transporte del agua en el suelo

6 HIDRAULICA ELEMENTAL DEL AGUA EN LA ZONA SATURADA 167

6.1 Definición de agua de la zona saturada y de capa freâtica

6.2 Propiedades fîsicas, leyes basicas

6.3 Ley de Darcy

6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy

6.5 Ecuaciones bäsicas del flujo de agua de la zona saturada

6.6 Algunos aspectos del flujo bidimensional

6.7 Condiciones de limite

7 MODELOS ELECTRICOS: LAMINAS CONDUCTORAS ANALOGICAS 217

7.1 Analogîas

7.2 Analogîa entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electri-cidad

7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos

7.4 Lineas de corriente, lîneas equipotenciales: condiciones de frontera

7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos

7.6 Medidas en el modelo

7.7 Ejemplo: determinaciôn de superficie libre del agua en un dique de tierra

Lista de simbolos principales 241

Indice de materias 245

MATERIAS PRELIMINAIRES

1. HIDROGEOLOGIA DE LOS DIFERENTES TIPOS DE ZONAS LLANAS

N. A. DE RIDDER Geohidrólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement

Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola

N. A. de Ridder (1968, 1970-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

G. P. Kruseman (1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement

1. Hidrogeologia de los diferentes tipos de zonas lianas

1.1 Hidrogeologia y drenaje 3

1.2 Clasificación de los acuïferos 3

1.3 Llanuras fluviales 6

1.3.1 Valles y llanuras aluviales 8 1.3.2 Abanicos aluviales 12 1.3.3 Deltas - 16

1.4 Llanuras costeras 18

1.5 Llanuras lacustres 23

1.6 Llanuras glaciales 25

1.7 Llanuras de loess 28

1.8 Condiciones del agua subterrânea en areas afectadas por

la disolución 29

1.9 Influencia de las fallas 30

1.10 Bibliografïa 33

0BJETIV0S DE ESTE CAPITULO

El objetivo de este capitulo consiste en una breve enumeration de las principa

les caraateristiaas geomorfológicas y geogenêticas de los diversos tipos de

llanuras y de sus correspondientes condiciones de la capa fredtica.

1.1 Hidrogeologia y drenaje

Los problemas de una zona de drenaje es tan estrecharaente relacionados con sus

condiciones geomorfológicas y geogenéticas. La presencia o ausencia de capas

con buenas propiedades de transmisividad del agua, de barreras para el flujo de

agua subterrânea, de manantiales, asî como la relación entre agua subterrânea

y agua superficial (sea dulce o salina), afectan directa o indirectamente las

condiciones del agua freatica en o en las proximidades de la zona radicular.

Las condiciones de la capa freatica de regiones geomorfológicamente (y clima-

tológicamente) similares son a menudo comparables. De una forma un tanto simpli-

ficada puede decirse que una vez conocido el tipo de relieve se conocen también

las principales condiciones del drenaje de esa relieve.

El presente anâlisis se limitarâ a zonas lianas, porque es en dichas zonas

donde preferentemente se practica la agricultura. A las zonas lianas, cuando

son suficientemente grandes se las llama llanuras. Pueden haber sido formadas

por agentes formadores tan diferentes como olas, agua superficial, hielo y

viento. Cada agente déjà su marca en las caracterîsticas geomorfolôgicas tîpi-

cas y en las estructuras sedimentarias internas tîpicas, originando condiciones

freâticas mis o menos tîpicas.

De taies caracterîsticas, estructuras y condiciones freâticas tîpicas se tra-

tarâ después con mâs detalle, pero en primer lugar se clasificarân los acuîfe-

ros segûn sus caracterîsticas de transmisibilidad del agua.

1.2 Clasificación de los acuiferos

Todas las llanuras a las que se refiere este capîtulo estân formadas de sedi-

mentos no consolidados o débilmente consolidados, depositados horizontalmente

o simplemente estructurados, en capas mejor o peor definidas. Una caracterîstica

comun de estas capas es la de ser de poco espesor en relación con su extension

horizontal.

Con fines hidrogeológicos estas capas se clasifican en

- permeables

- semi-permeables

- impermeables

Se dice que una capa es permeable cuando sus propiedades transmisoras de agua

son favorables o, al menos favorables en comparación con los estratos superlo

res o inferiores. En una capa tal,la resistencia al flujo vertical es pequena y

puede generalmente ser despreciada, de forma que unicamente deben tenerse en

cuenta las pérdidas de energîa cuasadas por el flujo horizontal.

Una capa se considéra semipermeable si sus propiedades transmisoras de agua son

relativamente desfavorables. El flujo horizontal a lo largo de una distancia

significativa es despreciable, pero el flujo vertical no puede despreciarse ya

que la resistencia hidraûlica de tal flujo es pequena debido al espesor relati

vamente pequeno de las capas. Por consiguiente el flujo de agua en capas semi

permeables se considéra esencialmente vertical.

Una capa se considéra impermeable si sus propiedades transmisoras de agua son tan

desfavorables que solamente fluyen a través de ella, sea vertical u horizontal-

mente, cantidades de agua despreciables. Capas completamente impermeables son

poco frecuentes cerca de la superficie del suelo, pero son comunes a mayores

profundidades, donde han tenido lugar la compactación, cementaciôn y otros pro-

cesos de consolidación. La clasificacion anterior es comparativa, pero también

debe ser tenida en cuenta la magnitud del tipo de flujo. Una cierta capa puede

ser considerada impermeable en un caso de flujo horizontal, superficial, en

cortas distancias, mientras que constituye parte de una capa semi-permeable,

compleja, en un caso de flujo horizontal profundo en grandes distancias en una

capa subyacente permeable.

Las capas que contienen agua subterrânea se combinan en sistemas acuîferos.

Para un tratamiento matemâtico de los problemas del flujo subsuperficial, un

sistema acuifero debe ser relativamente simple y pertenecer a alguno de los

siguientes tipos (Fig.1):

- libre

- confinado

- semi-confinado.

Un acuîfero libre, también llamado acuifero freâtico o capa freâtica, consiste

en la parte saturada de una capa permeable que tiene debajo una capa impermeable

(Fig.1 C). El limite superior esta formado por una capa freâtica libre (super

ficie freâtica). El agua en un acuifero libre se llama agua freâtica o libre.

impermeable

semipermeable

permeable

C libre

k = k

<^&»w»w< sstessssss^ wmmmzm ^ — — — superficie piezométrica

^ — — — . superficie freâtica (capa freâtica)

^ conductividad hidrâulica Fig.1. Ti-pos de aautfevos.

Un acuîfero confinado consiste en una capa permeable completamente saturada

y cuyos limites superior e inferior son capas impermeables (Fig.1 A). Como

capas completamente impermeables se presentan muy rara vez cerca de la super

ficie, los acuîferos confinados rara vez constituyen problemas de drenaje.

El agua en pozos que penetran en taies acuîferos permanece por encima del nivel

superior de las capas permeables. El agua de un acuîfero confinado se denomina

agua confinada.

Un acuîfero semi-confinado (o rezumante) consiste en una capa permeable com

pletamente saturada (Fig.1 B). En la capa superior hay una capa freâtica, cuya

altura difiere a menudo de la carga piezométrica (Cap.6, Vol.1) del agua confi

nada en la capa permeable. Debido a esta diferencia en la carga hidraiîlica,

hay una componente del flujo vertical que tiende a elevar o a bajar la capa

freâtica. Lo ultimo sucede, por ejemplo, cuando se bombea agua del acuîfero.

El agua de un acuîfero semi-confinado se llama agua semi-confinada.

El término agua artesiana esta a menudo, mal definido. Originalmente se utilizô

para referirse al agua de acuîferos cuyo nivel piezométrico esta por encima

de la superficie del terreno. Asi, un pozo que perfora un acuîfero de estas ca-

racterîsticas es un pozo surgente (Fig.2). En la literatura sobre el tema se

puede encontrar ese término utilizado para agua de cualquier acuîfero confinado

o semiconfinado, independientemente de cual sea la elevaciôn de la carga piezo

métrica por encima del nivel freâtico.

Puesto que, por definición, la capa superior de un acuîfero confinado no

transmite agua, taies acuîferos son de poca importancia en problemas de drenaje.

Por consiguiente en este y en los siguientes capîtulos, los acuîferos que se

consideran serân libres o semi-confinados, salvo que se indique lo contrario.

pozo de observación de la capa freatica

^ . ^ agua colgada

capa freatica «

agua freatica

^ ^ j ^ i o e r m e a b l e V///////J7,

agua semiconfinada *•

Fig.2. Seaaiôn transversal de un sistema de aauiferos.

1.3 Llanuras fluviales

Las corrientes de agua son uno de los principales agentes a través de los cuales

se transportan y depositan los sedimentos. Cuando la energîa de las corrientes

de agua aumenta al aumentar los caudales, el agua erosiona y ensancha el cauce,

arrastrando los depósitos adicionales hasta que éstos estan en equilibrio con

la capacidad de transporte de la corriente. Cuando la energîa de la corriente

disminuye, parte de la carga se deposita y el cauce se hace mas superficial.

La corriente disminuye su carga depositando aquellas partîculas que requieren

mayor energîa de transporte y aumenta su carga recogiendo aquellas que requieren

menos energîa. Asî.debido a la capacidad variable de transporte de una corriente,

las partîculas disponibles se clasifican segun su peso y tamano. Consecuente-

mente los depósitos fluviales muestran una estratificaciôn de sedimentos gene-

ralmente bien distribuidos por tamanos.

La energîa de una corriente de agua esta en su punto mas bajo durante el perîodo

de caudal base, es decir, cuando el rîo esté alimentado unicamente por la des-

carga freatica y en su punto mas alto cuando el rîo esta crecido debido a

grandes cantidades de escorrentîa superficial (mäxima descarga). La energîa,

sin embargo, no dépende solamente del volumen de agua, sino también del gra-

diente de la corriente. Toda corriente tiene un perfil longitudinal côncavo,

es decir, el gradiente disminuye desde su cabecera hasta su desembocadura

(Fig.3).

nivel base final * nivRl dal mar

perfiide«.qu.nbno — = * — ^ " ~ Fi9 •3- Seoaiôn longitudinal

de un rîo.

Evidentemente, al descargar en una gran masa de agua estancada (mar, lago), la

energîa de la corriente se reduce râpidamente a cero. Por ello una corriente

no puede causar ninguna erosion significativa por debajo del nivel del mar.

Consecuentemente, cerca de su desembocadura el perfil de los rîos es tangente

al nivel del mar. El nivel del mar se llama por eso el ultimo nivel base de

erosión o simplemente nivel base. Los nivelés de los lagos y otras masas de

agua estâticas situadas aguas arriba, constituyen nivelés base locales. Desa-

parecen cuando el lago se colmata completamente o desaparece por cualquier

otro medio.

En estado de equilibrio el perfil longitudinal de un rîo forma una curva suave

(Fig.3). El gradiente de la curva disminuye hacia el mar y se llega a un

estado de baja energîa en el que la elevación del terreno es baja, las pendien-

tes son suaves y la carga sólida del rîo se reduce. Sin embargo, el nivel del

mar, considerando largos perîodos de tiempo, no permanece estable, debido a

causas naturales tales como cambios climatológicos (por ejemplo glaciaciones)

o movimientos tectónicos del fondo de los océanos. Tales sucesos tienen una

gran influencia en los procesos de erosion y sedimentaciôn de un rîo (Fig.4).

A lo largo de un rîo desde su cabecera en las montaîias hasta su desembocadura

en el mar, se encuentran los siguientes tipos de formas fisiogrâficas:

- valles y llanuras aluviales

- abanicos aluviales

- deltas

que serân discutidas separadaraente en los apartados siguientes.

terraza de relleno terraza da erosion

t^S mm aluvrón antrguo 1 aluvión moderno

Fig.4. Nivelés de Hanuvas de volle.

1.3.1 Valles y llanuras de inundación

En las regiones montanosas los valles de los rîos son estrechos y con sección

transversal en forma de V. Los rîos ocupan el fondo entero del valle y no hay

espacio para actividades agrïcolas en gran escala. El rîo esta afin en su fase

excavadora. En las partes media y baja, donde el perfil longitudinal del rîo

ha alcanzado ya casi su forma de equilibrio, el tipo de erosion cambia de ver

tical a horizontal y se desarrollan valles anchos. Segun el régimen hidrológico

los rîos pueden clasificarse como rîos de meandros o rîos anaStornosados (Fig.5).

lago en forma de yugo

punto de barrera barra

A. ârea de erosion vertical

B. area de erosion horizontal

rio de meandros rio anastomosado

Fig. 5. Tipos de rio.

Rîos de meandros

Cuando la diferencia entre el caudal base y el de descarga mâxima de un r£o no

es demasiado grande y cuando el lecho del rîo se aproxima a su perfil de equi-

librio, el rîo desarrolla una forma sinusoidal constituîda por un gran numero

de curvas que se Haitian meandros. El lado exterior de las curvas se erosiona

y el material erosionado se deposita en los lados inferiores, formando puntos

de barrera. Como resultado de ello el meandro se mueve lentamente hacia fuera

y aguas abajo desarrollando un fondo de valle piano.

Durante los perîodos de descarga maxima el agua desborda sus bancos e inunda

todo el fondo del valle, que se llama por eso llanura de inundaciôn (aluvial).

Cuando sucede ésto la velocidad y la turbulencia del agua decrece râpidamente.

Las partes mâs gruesas del material en suspension (grava y arena) se depositan

cerca del cauce del rîo, formando una elevación natural (banco). Las partîculas

mis finas se depositan mâs lejos del cauce y las partîculas de arcillas se de

positan en depresiones superficiales conocidas como cubetas. Durante la historia

de un valle se desarrollan regularmente nuevos cauces. Los cauces abandonados

(lagos en forma de yugo) se rellenan y junto con los bancos forman una lorna

fluvial. Puesto que estas lomas estân elevadas y contienen normalmente material

arenoso, estân bien drenadas. Las cubetas situadas en las zonas bajas estân

formadas normalmente con arcillas poco permeables. Como consecuencia de ello,

se forman zonas pantanosas en las que condiciones son favorables para la forma-

ción de turba. Consecuentemente los depósitos de las llanuras aluviales se ca-

racterizan por constituir zonas extensas, de relativamente gran espesor y bastan-

te heterogéneas, predominantemente con depósitos de grano fino, con intercalacio-

nes de turba y depósitos de lomas fluviales enterrados (Fig.6A).

loma fluvial enterrada

|SlV"*r°°;3 grava K>'.::ÏW-:"| »'«"» t -_ " 3 limo y arcilla

Fig.6. Seoaiones transversales de valles. A: Rio de meandros.

Fig.6. Seaaiones transversales de valles. B: Rio anastomosado.

Rîos anastomosados

Si hay una gran diferencia entre el caudal base y la descarga maxima y el rîo

se carga durante la descarga maxima con material grueso, no se forman meandros.

Taies condiciones prevalecieron, por ejemplo, al final de las glaciaciones del

Pleistoceno cuando fueron transportadas grandes cantidades de residuos por el

agua de deshielo de los glaciares en recesión y de las capas de hielo. Condici

ones similares se dan en regiones con un clima semi-ârido, donde se encuentran

rîos con descargas muy variables. Durante las inundaciones el rîo erosiona las

paredes del valle en lîneas mas o menos paralelas y cuando el caudal disminuye

la carga del material grueso quedarâ formando barras e islotes obligando al rîo

a dividirse en un numero de cauces pequenos. Tal rîo se dice que esta anastomo

sado. Los cauces cambian frecuentemente, con el resultado de que los depósitos

muestran un socavado caracterîstico y estructuras de relleno. Debido a la di-

ferente capacidad de transporte de cada avenida, el sedimento en su conjunto, es

muy heterogéneo, pero es predominantemente de textura gruesa (Fig.6 B). Por eso

los sedimentos de rîos anastomosados representan generalmente excelentes acuî-

f eros.

Condiciones del agua subterranea

Debido a los cambios climâticos que tuvieron lugar al final del Pleistoceno,

muchas llanuras de inundación recientes estân sobre sedimentos de tipo fluvial

anastomosado. Concuentemente, los depósitos fluviales de taies llanuras muestran

a menudo una distribución gradual de abajo arriba de material grueso a material

fino. Los sedimentos finos de la parte superior, depositados por un rîo de

meandros, constituye frecuentemente una capa poco permeable, confinando el

agua existente en los depósitos subyacentes del tipo de rîo anastomosado y

10

permeables (aculfero semi-confinado). Estas ultimas estän generalmente en con

tacte) hidrâulico con el rîo, cuyo nivel mînimo esta a menudo, por encima del

estrato grueso. Por ello el agua en estos estratos esta bajo presión. En zonas

hûmedas la capa freâtica se encontrarâ normalmente superficial y corresponde

al nivel medio del rîo.

Durante el periodo de crecida del rîo, la superficie piezométrica (Cap.6,Vol.I)

del agua en el acuîfero subyacente subira por encima de la capa freâtica y habrâ

un flujo ascendente de las capas de gravas y arena a los depôsitos de arcilla

superiores (Fig.7 A). Este flujo ascendente contribuye a la elevada capa freâ

tica dando lugar al anegamiento de los pantanos y otras depresiones locales

de la llanura de inundación. Cerca de los grandes rios de meandros, como el

Rin, Po, Danubio, Hwang Ho, y muchos otros, estos fenômenos de filtración

pueden ser vistos claramente durante la mayor parte del ano.

A. ESTADO ALTO B ESTADO BAJO

. superficie freâtica

' superficie piezométrica

Fig.7. Influenaia de un r-io en el rêgimen del agua subtevvànea de una llanura aluvial.

Durante los estiajes del rîo la superficie piezométrica descenderâ por debajo

de la capa freâtica y se producirâ un flujo de drenaje natural de la capa semi

permeable a través de las capas subyacentes de material grueso hacia el rîo

(Fig.7 B). Este drenaje natural, sin embargo, es a menudo insuficiente para

resolver el problema del exceso de agua debido a filtraciones y precipitaciones.

En zonas âridas la capa freâtica esta a menudo a mayores profundidades. Sin

embargo las pérdidas del rîo (filtración afluyente Cap.10, Vol.II) pueden origi

när un montîculo en la capa de agua (Cap.21, Vol.III). Cuando el nivel freâtico

se éleva hasta cerca de la superficie del suelo, puede ocurrir la salinizaciôn

del mismo, lo que hace necesario el lavado y drenaje.

11

1.3.2 Abanicos aluviales

Algunas veces la transición entre el area montariosa y el ârea de topografïa mäs

suave es gradual; otras veces es abrupta: por ejemplo,cuando esta originada por

falias. Con una transición tan brusca la capacidad de transporte de los rïos

disminuye repentinamente, porque diverge en numerosos cauces en la llanura, al

pie de las montanas.La deposición resultante de los aluviones se concentra prin-

cipalmente al pie de las montanas en forma de abanico (Fig.8).

mèmmm. contacto de fuerre buzamiento

Fig.8. Estructura de un abanieo aluvial.

La distribución por tamanos del material depositado es relativamente mala pero

existe la tendencia de que los materiales mis gruesos (a menudo de tamano hasta

de canto rodado) se depositen cerca del punto mas alto (o äpice) del abanico,

mientras que el limo y la arcilla se depositan en su base. En cauces de mayor

descarga, sin embargo, los materiales de textura gruesa pueden ser transportados

lejos, aguas abajo. Los abanicos aluviales varîan considerablemente de tamano.

Su radio puede ser de hasta 50 km. El ängulo de los bordes del abanico rara vez

excède de 10 y hay muchos abanicos con un ängulo menor de 5 ó 6 .

12

Los abanicos aluviales se encuentran cerca de areas de relieve accidentado y su

desarrollo es mis ostensible en condiciones moderadamenCe âridas o semi-âridas.

Caracterîsticas de taies condiciones climâticas son perîodos breves y poco fre-

cuentes de fuertes precipitaciones. Los abanicos aluviales se desarrollan tam-

bién en condiciones hûmedas: por ejemplo a lo largo de los Alpes y del Himalaya.

Estos son mas pianos que los abanicos de las regiones âridas, debido a la abun-

dancia de corrientes de agua que favorecen el desarrollo de pendientes mas suaves.

Cuando un gran numero de rîos descargan a lo largo de un frente montanoso con

mucha pendiente, los abanicos de las corrientes individuales a menudo se juntan

una llanura de pie de monte (o "bajada"). Después de una fuerte lluvia, un rîo

que emerge de valles montanosos profundus se carga con material detrîtico. Este

material rellena los cauces existentes y origina la formaciôn de nuevos cauces

en otra secciôn baja del abanico. Este proceso se repite continuamente hasta que

el arroyo de la montana y el abanico aluvial alcanzan su estado de equilibrio.

Tres agentes deposicionales pueden distinguirse en los abanicos aluviales:

- inundaciones en lamina

- inundaciones en torrente

- arroyos.

Las inundaciones en lamina ocurren cuando grandes cantidades de agua o detritus

proceden de un valle montanoso. Este material viscoso tiende a extenderse en

forma de una lamina que cubre todas las partes del abanico.

Las inundaciones de torrentes se limitan a cauces determinados y se refieren

a inundaciones causadas por menores cantidades de agua. Su caracter impetuoso

y espasmódico es tal que se aplica el término "inundaciôn de torrente" mejor

que "arroyo". Los depósitos de inundaciones torrenciales violentas tienden

a ser idénticas a los de las inundaciones laminares, excepto que carecen de

extension lateral.

Los arroyos requieren un aporte constante, mâs que abundante, de agua de las

montanas. Puesto que un aporte constante no se da en las regiones âridas y

semi-âridas, la acción de los arroyos en tales areas es insignificante. En re-

giones mâs hûmedas, sin embargo, los depósitos de los arroyos son de conside

rable importancia.

13

La distribución textural de los depósitos de los abanicos varia grandemente y

es función de

- El campo de variación del tamario de las partîculas de los detritus

originales.

- El tipo del agente de transporte y deposición. Las inundaciones laminares

forman depósitos, con un grado muy bajo de graduación., Los depósitos

de arroyos muestran una graduación de regular a buena, mientras que los

depósitos de inundaciones de torrentes ocupan una posición intermedia.

- La distancia a que es transportado el material. El material transportado

a distancias cortas esta mal distribuîdo por tamanos. Por eso los depó

sitos cerca del âpice tienen comûnmente una conductividad hidräulica

menor de la que podrîa esperarse del tamano de sus partîculas. Los depó

sitos de la parte central del abanico, aunque menos gruesos que los del

âpice, estân mejor clasificados y pueden tener una conductividad hidräu

lica relativamente alta. Los sedimentos mejor graduados se presentan

cerca de la base del abanico; debido a su fina textura, la conductividad

hidrâulica es relativamente baja.

Los depósitos de abanicos aluviales se depositan en lechos aproximadamente pa-

ralelos a la superficie del abanico. Podrîa por consiguiente, esperarse una

aceptable estratificación, pero de hecho el desarrollo bastante corrtplicado de

la mayorîa de los abanicos aluviales origina una estructura interna compleja.

Capas de un tamano de grano concreto varîan ampliamente en espesor y en exten

sion superficial. Materiales arenosos a menudo representan depósitos de arroyo

lenticulares, mientras que depósitos de caudales fangosos se depositan en lami

nas mas continuas.

Interdigitación de capas de texturas gruesas y finas es también una caracte-

rîstica frecuente, formando a menudo curia las capas de arena gruesa en dirección

aguas abajo.

Condiciones del agua subterrânea

En términos hidrológicos un abanico aluvial puede dividirse en tres zonas

(Fig.9):

14

zona de recarga

zona de transmisión

zona de descarga.

P L T O ^ piedra« l ^o°° ï ' ^ 9,ava fcwv^;l *,ena b-------~-3arcilla

Fig.9. Sección transversal de un àbanioo aluvial.

La zona de recarga comprende âreas de grava permeable en la cabeza del abanico

aluvial. Debido a los depósitos, que son generalmente de grano grueso, el agua

subsuperficial en esta zona es libre. La capa freâtica esta, en general, relati-

vamente profunda y mas bien plana, debido a la alta permeabilidad de las gravas

y arenas gruesas. El acuîfero se recarga por infiltraciôn de lluvia, escorren-

tîa del frente de la montana, pérdidas de los cauces del rio, percolación de

las aguas de inundación y flujo subterrâneo a través del relleno de grava de

la desembocadura del valle.

La zona de transmisión empieza donde aparecen capas de arcilla en el subsuelo;

como consecuencia de ello, las capas permeables mis profundas constituyen

acuîferos semiconfinados.

Las capas superficiales presentan un acuîfero freâtico que se recarga por agua

de inundación, lluvias, pérdidas de los cauces, etc. Debido a la influencia de

las diferencias en carga hidraulica entre las diferentes capas permeables, el

15

agua ascenderâ y recargarâ los embalses freâticos. La pendiente topogrâfica

es generalmente mayor que las de la capa freâtica y superficie piezométrica.

Esto significa que en dirección aguas abajo la capa freâtica esta cada vez mâs

cerca de la superficie del terreno aunque rara vez se encuentra a nivelés

peligrosamente elevados tanto en la zona de recarga como en la de transmisiôn.

Los nivelés piezomëtricos se hacen mâs altos y pueden incluso subir por encima

de la superficie del terreno, de forma que pozos profundus pueden dar agua

surgente.

La zona de descarga se encuentra en la parte baja del abanico,donde la pendiente

topogrâfica es suave y la capa freâtica superficial. Aquî también el agua en

las capas mâs profundas esta bajo presión y existe un flujo vertical. Al pie

del abanico aparecen a menudo manantiales, que dan agua de mejor calidad que la

de la capa freâtica superficial, que, especialmente en regiones âridas, puede

ser totalmente salina debido a la gran intensidad de la evaporación. Los pro-

blemas de drenaje se limitan generalmente a esta parte del abanico.

1.3.3 Deltas

Un fenômeno comparable a la formaciôn de abanicos aluviales es el de una cor-

riente que fluye hacia una masa de agua estâtica (un lago o un mar) y forma un

delta. El flujo de la corriente se frena por fricciön cuando la corriente de

agua se difunde en el agua estâtica. La corriente pierde energîa y deposita

su carga. Este proceso de sedimentacion se acentûa cuando el agua estâtica es

una masa de agua salada. Las sales disueltas en el agua de mar tienden a coagular

o flocular las partîculas finas en suspension en agregados lo suficientemente

grandes para que se depositen prontamente en el fondo.

En un delta tîpico pueden reconocerse tres tipos de depósitos (Fig.10):

- capas superiores

- capas frontales

- capas inferiores.

La parte mayor del material aportado, que es principalmente arenoso, se depo

sita bajo el agua en capas inclinadas, regularmente estratificadas (depósitos

frontales). El lodo es transportado mâs adelante y se deposita en capas mâs o

menos horizontales (depósitos de fondo). Como consecuencia del alargamiento de

16

su cauce, este tiene que elevarse para mantener su perfil de equilibrio.Durante

este proceso se acumulan capas horizontales (depósitos superficiales) en la

parte aguas arriba del delta y en la desembocadura primitiva del valle. Conse-

cuentemente el delta se éleva lentamente sobre el nivel del mar.

C;-~-~-~-d arciila r

J \ t zona del flujo de salida

Fig.10. Seeciôn transversal de un delta, mostrando la superficie de separaaión de agua dulae y salada y la zona del flujo de salida en la oosta.

Muchas de las caracterîsticas de los depósitos de valle se pueden reconocer

en los depósitos superiores del delta: bancos naturales de material relativamente

grueso a lo largo de los cauces del r£o y material relativamente fino en las zo

nas lianas entre los cauces. Sin embargo no todos los rîos forman deltas. En la

desembocadura de muchos rîos, el material llevado al mar es barrido por corrientes

marinas y se deposita en algun lugar en el fondo del mismo.


Las capas superiores de un delta son mas finas que las de las capas frontales

subyacentes; de ahî que a menudo se presentan condiciones de acuïfero semicon-

finado. Debido a la influencia de las mareas en las capas de agua profundas, los

nivelés piezométricos cerca del mar reflejan también los movimientos de las

mareas (Cap.13, Vol.II).

Como el grueso de los sedimentos deltaicos se ha depositado en un entorno mari-

no, el agua de las capas mâs profundas es inicialmente agua de mar. Bajo la

influencia del flujo de agua dulce del valle hacia el mar, el agua subterrânea

17

salada es reemplazada lentamente por agua dulce (Fig.10). Esta substituciön

se produce en todo el delta, excepto en la zona costera, donde se introduce el

agua de mar y aquî habrä una capa de agua dulce sobre agua salada. La masa de

agua dulce se mueve hacia el mar porque su nivel freâtico esta por encima

del nivel del mar, desagiia en una estrecha zona en la costa. La superficie de

separación, inicialmente abrupta, entre las masas de agua dulce y salada, debido

a fenomenos de diffusion y dispersion se transforma gradualmente en una capa sa-

lobre de transición. La velocidad a la que se desarrolla esta capa dépende de

varios factores, uno de los cuales es la permeabilidad del material del acuî-

f ero.

Si los sedimentos deltaicos consisten en dos capas de textura gruesa, separadas

por un deposito de arcilla impermeable a una profundidad ligeramente por debajo

del nivel del mar, el acuîfero superior puede contener ünicamente agua dulce

mientras que el acuîfero inferior contendrâ agua dulce sobre agua salada cerca

de la costa. La superficie de separación en las dos masas de agua es tal como

se indica en la Figura 11.

acuifero confinado agua dulce

E-------I] arcilla

Fig.11. Secaiân de un delta, mostvando una capa superior de arcilla cortando la superficie de separación de agua dulce y salada. La masa de agua salada en el acuifero confinado tiene forma de auna.

1.4 Llanuras costeras

Una llanura costera es una parte emergida de la plataforma continental. Puede ser

una franja muy estrecha e incluso fragmentaria, del primitivo fondo del mar

expuesto a lo largo del borde de una zona vieja de tierra, o puede ser una

18

llanura casi sin caracterizar, bordeando cientos de kilóraetros de costa.

El fondo del mar emerge porque es levantado por movimientos de la corteza ter

restre o a causa de un descenso general del nivel del mar debido, por ejemplo,

a las glaciaciones. Hay llanuras costeras jóvenes que han emergido recientemente

y otras formadas en perïodos geológicos anteriores y que ahora se encuentran,

tierra adentro, muy alejadas del mar. En general la elevación del fondo del mar

no es un suceso aislado o repentino, ni tampoco continuo. Normalmente es inter-

mitente y a menudo es interrumpido por nueva sumersión. Este fenómeno tiene

una gran influencia en la estructura interna de una llanura costera, es decir,

en la distribuciôn vertical y horizontal de los materiales de texturas finas

y gruesas. Los sedimentos arenosos de las proximidades de la costa pasan late-

ralmente a sedimentos mäs arcillosos lejos de la misma (Fig.12). Cuando el

nivel del mar se éleva, las diversas zonas de deposición migran hacia tierra.

Sedimentos de zonas de aguas mäs profundas cubren areas del fondo del mar donde

primitivamente solo se acumularon sedimentos de aguas superficiales. Asî, las

capas alternantes de arcilla y arena bajo la superficie de llanuras costeras

reflejan entornos emigrados de deposición debidos a cambios del nivel del mar.

sedimentos arcillosos lejos de la costa

^m>

B

Fig.12. Deposición de sedimentos a lo largo de la costa. A: El nivel del mar es constante. Los sedimentos arenosos estdn cerca de la costa y los sedimentos arcillosos lejos de la costa en cinturones paralelos. B: Elevación en el nivel del mar has ta un nuevo nivel constante. Los sedimentos se depositan como en A. Los nuevos sedimentos cubren a los viejos.

19

El material sedimentado esta constituïdo por restos.sea transportados de tierra

por arroyos o formados por erosion marina de las costas, próximas y remotas.

Los sedimentos se distribuyen en lechos extensos y variados debido a las co-

rrientes marinas. Mientras la sedimentación esta en progreso.la acción clasifi-

cadora del agua es notablemente delicada. Las capas de sedimentos muestran co-

mûnmente una gran perfección en la estratificación. Tal como se depositan, las

capas de una llanura costera tienen una pendiente suave hacia el mar, que co

rresponde a la pendiente del fondo del mar. Las capas mâs profundas muestran a

menudo un borde mâs pendiente, debido al doblamiento hacia abajo del fondo del

mar, cuando se depositaron las capas. Si las pendientes lejos de la costa son

suaves, las olas no podrân atacar con fuerzas la linea costera porque las mayores

de ellas romperän lejos de la misma. Allî se desarrollarä una barra de arena

submarina que con el tiempo émergera como una isla barrera o una cadena barrera

con un lagön detrâs. Numerosas aberturas en la barrera permaneceran como entra-

da para las mareas, especialmente en el lado opuesto a las bocas de los rîos.

Asî, las partes mâs bajas de taies rîos son, fundamentalmente, a veces, rîos

con mareas. Se forman lagunas en los lugares donde se deposita el material fino.

Durante la marea baja, extensas llanuras de marea pueden quedar expuestas en las

zonas lagunares, detrâs de las cadenas barrera.

La superficie de una llanura costera recien emergida es mâs bien plana y con

suave pendiente hacia el mar. Puede ser también ligeramente ondulada con grandes

depresiones, conteniendo zonas pantanosas y lagos. Los rîos, pequenos y cortos,

que se originan en las llanuras costeras recién levantadas se conocen como rîos

consecuentes. Su origen y posiciôn se determinan por la pendiente inicial del

relieve recién formado. En general adoptan un curso, aproximadamente perpendicular

a la linea de la costa, corriendo paralelos uno a otro. Si los rîos se elevan

hasta el relieve antiguo y extienden sus cursos a través de la llanura se llaman

rîos consecuentes extendidos.

Con el tiempo los rîos consecuentes pueden desarrollar bancos naturales. Si mâs

adelante se présenta a lo largo de la costa una barra o una cadena de dunas, el

area entre dos de taies rîos es una cuenca cerrada en la que el agua permanece

durante un cierto periodo de tiempo. En estos entornos tan quietos se depositan

sedimentos muy finos que dan lugar a la formaciôn de zonas pantanosas compuestas

de suelos arcillosos pesados con un drenaje interno muy déficiente (Cap.2,Vol.I).

Taies condiciones se dan, por ejemplo, en las llanuras costeras del sur de

Turquîa.

20

Mientras que la mayor parte de los sedimentos de las llanuras costeras se de-

positan en entornos tnarinos, las capas superiores pueden ser de origen fluvial,

al menos en las areas que bordean el relieve antiguo. Muy a menudo se puede

distinguir una transición desde sedimentos fluviales a sedimentos marinos en un

relieve antiguo de procedencia marina. Nivelés cambiantes del mar dan lugar

a menudo a la formación de terrazas. Cuando las llanuras costeras se levantan

por encima del nivel del mar son bisectadas cada vez mâs por la erosion fluvial

y puede desarrollarse una red tîpica de cursos naturales de drenaje. Esta ero

sion finalmente da lugar a los paisajes caracterîsticos conocidos como paisajes

cuesta, de los cuales un ejemplo es la cuenca de Paris. El desarrollo de taies

paisajes no sera tratado aquî.

Formaciones de playa , barras de arena y montaîïas de dunas incluyen, a menudo,

las partes mas jóvenes de las llanuras costeras. Ejemplos espléndidos de llanu

ras costeras se encuentran a lo largo de las costas del Atläntico y del Çolfo

en los Estados Unidos y en el Sudeste de Inglaterra.


Las caracterîsticas de la capa freâtica de las llanuras costeras son complejas,

como résulta obvio de la descripciôn anterior. En la parte mis exterior de

las tierras bajas de una llanura costera, recién emergida, la capa freâtica es

superficial y el drenaje natural es déficiente. Montanas de dunas a lo largo

de la costa y los bancos mâs altos de los rîos de los rîos consecuentes pueden

encerrar vastas depresiones sin una salida visible, formando asî extensos

pantanos. La parte mâs interior de las tierras bajas, que bordean el relieve

antiguo, tiene capas freâticas mâs profundas y estân mejor drenadas porque los

suelos son mâs permeables debido a sus texturas mâs gruesas. Aquî se encuentran

los afloramientos y areas de recarga de los acuîferos que aparecen a mayores

profundidades en la parte final de las tierras bajas de la llanura costera

(Fig.13).

1 N.del T: recïbe el nombre de playa la depresiân en el fondo de un lago,

aubierta con sal debido al asoenso oapilar y a la evapovaciôn.

21

zona de recarga

^ '

zona pentanosa dunas

superficie piezométnca

Fig.13. Condioiones del agua fredtiaa en una llanura oostera. En la zona de reoarga hay agua fredtiaa libre. Haaia el mar el agua subterrânea en los sedimentos arenosos mds profundus esta aonfinada. Detvâs de las lomas de dunas hay pantanos: oapas fredtioas altas y filtraaiôn asoendente desde las oapas arenosas oonfinadas mds profundas.

El agua subterrânea en las capas mäs profundas de partes mäs bajas de llanuras

costeras esta normalmente semiconfinada y consecuentemente puede haber una

filtración ascendente. Las principales razones para ésto son:

- Los acuxferos buzan hacia el mar y estân a menudo limitados por arriba

y por abajo por capas impermeables o poco permeables.

- Una caracterïstica comün de la mayorïa de las llanuras costeras es que

cuanto mäs cerca estân del mar, mas finamente texturado y mäs impermeable se

hace el material del acuîfero (sedimentos de fuera de la costa).

- Muchos acuîferos, que pueden ser inicialmente de gran espesor se adentran

en forma de cuîia hacia el mar en capas impermeables o poco permeables.

Puesto que los depósitos de las llanuras costeras se depositan en diferentes

entornos, cabe esperar diferentes calidades del agua subterrânea. Agua con bajo

contenido salino se encuentra generalmente en la salida de los acuîferos, tanto

cerca de la superficie como a mayor profundidad. Cerca de la costa el agua

subterrânea se hace salobre y en las capas mas profundas puede encontrarse agua

salina aprisionada.

22

1.5 Llanuras lacustres

En lo que se refiere a su origen, hay muchos tipos diferentes de lagos: glacia-

res, de rîo, volcânicos, de cuenca de falla y de corrimiento de tierras. Todos

ellos pueden ser considerados como caracterfstica de paisaje joven. La mayor

parte de ellos desaparecen con el tierapo: porque se rellenan con sedimentos de-

positados por los rïos que entran en ellos o porque se drenan cuando se forma

una salida de profundidad suficiente. Cuando ésto sucede el fondo del lago emerge

y puede ser utilizado en agricultura o para otras actividades.

Los fondos de los lagos se caracterizan por:

- Horizontalidad. Los sedimentos de texturas finas, tanto de origen fluvial

como glaciar han suavizado el suelo de tal manera que este se ha quedado com-

pletamente piano.

- Configuraciones costeras "fósiles". En las grandes masas de agua estan-

cada, la accion de las olas produce caracterîsticas morfológicas taies como

playas, acantilados y mesetón1, en tanto que la acción combinada de olas y co-

rrientes puede producir bancos de arena y lenguas de tierra. Los bancos de

arena son lomas de arena formadas debajo del agua y en dirección paralela a la

costa. El material grueso requerido para su formación se obtiene por la erosion

causada por las olas martilleando las rocas alrededor del lago. Estas playas

fósiles, escarpes y terrazas limitando la antigua extension del lago, son las

pruebas mas significativas de la presencia de un antiguo lago.

- Estructuras deltaicas se presentan cuando existieron rios que desagiiaban

en el primitivo lago. Los sedimentos son de texturas gruesas, aunque los supe-

riores pueden ser de texturas mas finas. Son a veces exclusivamente de origen

fluvial y,por éso.totalmente diferentes de los sedimentos del fondo del actual

lago.

- Sedimentos generalmente constituidos de arcillas finamente laminadas.

Las corrientes que entran en el lago transportan grandes cantidades de mate-

'riales de los cuales el material grueso se deposita cerca de la desembocadura

del rîo y las partîculas mis finas, taies como el limo y la arcilla, se trans

portan hasta mas adentro. Hacia el interior del lago, por ëso, los sedimentos

varîan de texturas gruesas a texturas progrèsivamente cada vez mâs finas.

1 N.del T.: mesa o mesetón: se denomina ast a la "terraza" a lo largo del borde de un lago formada por la aaaiân de las olas sobre una roaa dura (por ejemplo granito). El nombre inglés es: "wave eut platform".

23

- Drenaje deficiënte. Si el fondo del lago recién emergido no tiene salida

visible, los rîos que entran, pueden inundar grandes areas,especialmente duran

te el perîodo lluvioso. El agua se concentra en depresiones localizadas, donde

pueden formarse zonas pantanosas y donde - en climas câlidos - el agua se éva

pora, dejando los sedimentos en suspension mezclados con finos cristales de sal.

Los depósitos de taies masas temporales de agua originan comûnmente llanuras

de superficie arcillosa, extraordinärlamente planas, llamadas playas.


Puesto que hay una variedad tan grande de lagos, hay también una gran variedad

en las caracterîsticas del agua subterrânea de las llanuras lacustre. En general,

sus sedimentos son de texturas finas y por éso no transmiten grandes cantidades

de agua subterrânea. Sin embargo hay excepciones, por ejemplo en aquellos lu-

gares donde sedimentos gruesos depositados a lo largo del borde del lago han

sido recubiertos posteriormente por sedimentos finos. Aquî, pozos profundus

pueden dar grandes cantidades de agua, incluso surgente.

En regiones humedas, las llanuras lacustres constituyen a menudo el emplazaniiento

de fertiles tierras agrîcolas, aunque se requière normalmente drenaje artificial.

No existen problemas de calidad de agua, puesto que el agua subterrânea es dul-

ce y no esta sujeta a mineralizacion. En regiones âridas y semiâridas la situa-

ción puede ser muy diferente. Las capas freäticas superficiales que se encuen-

tran a lo largo de los rîos que entran, originan a menudo un fuerte movimiento

capilar, salinizando los suelos. El lavado de estas sales por la lluvia o agua

de riego puede causar un aumento del contenido salino del agua subterrânea.

El lavado de los depósitos de playa enterrados, si existen, pueden aumentar la

mineralizacion del agua subterrânea mâs profunda.

En las llanuras lacustres planas, podrîa esperarse que la capa freâtica fuese

ademâs bastante horizontal. Localmente, sin embargo, puede haber grandes gra-

dientes de la capa de agua. En las zonas de recarga la capa de agua puede

estar muy alta mientras que en otras partes de la llanura, donde no haya rîos,

dicha capa puede estar muy profunda. Pesé a estos elevados gradientes de la

capa de agua, la baja transmisividad de los sedimentos lacustres impide un

flujo râpido del agua freâtica a las zonas de baja carga hidrâulica.

24

1.6 Llanuras glaciales

Durante los Ultimos uno o dos millones de aîîos, la mayor parte del hemisferio

norte ha estado repetidamente bajo la influencia de glaciares avanzando y retro-

cediendo y de capas de hielo continentales. La erosion causada por estas masas

de hielo en las duras rocas subyacentes fué muy intensa y suavizó los relieves

preglaciares. Debido al bajo nivel del mar durante los perîodos glaciares,

las aguas de deshielo erosionaron localmente profundus valles y cauces en las

zonas donde se habîan depositado grandes espesores de sedimentos.

La capacidad de transporte de los glaciares y de las capas de hielo es extremada-

mente grande, pero su capacidad de clasificación de los materiales es casi cero.

Por ello los depositos de morrena que resultan directamente del hielo (es decir

till glaciar o morrenas terminales formadas en el frente de hielo) no estän

distribuïdos por tamanos.

Cuando el hielo avanza, pénétra en primer lugar en los valles existentes, con lo

que résulta que la descarga de los rîos queda impedida y el agua se ve forzada

a tomar otro curso hacia el mar. El lento movimiento del hielo ejerce una gran

fuerza en las paredes de los valles, que son levantadas. Bajo la influencia

del bajo nivel del mar el agua de deshielo de las capas de hielo erosiona

profundas carcavas y canales (durante la glaciación del Saale se formaron cauces

de hasta 100 m por debajo del nivel actual del mar). El curso de estos cauces

difiere grandemente de los cursos de agua preglaciares en lo que a su dirección

se refiere. Cuando la capa de hielo rétrocède estos cauces de agua de deshielo

de los glaciares se rellenan con depósitos fluvioglaciares gruesos y muy gruesos.

Estos cauces son incluso algunas veces "sobrellenados" y hay grandes âreas en el

frente de las capas de hielo y en las morrenas terminales donde se han depositado

gruesas capas de material fluvioglaciar dando lugar a amplias y descarnadas

llanuras. Las partîculas mas finas se depositan en lagos glaciares donde

forman las bien conocidos varvas (llâminas alternantes de limo y arcilla).

Las llanuras glaciares que quedan después de la recesiôn de las capas de hielo

son en general suavemente onduladas, con numerosas depresiones localizadas en las

que el agua esta estancada (lagos glaciares).En el siguiente perîodo interglaciar,

con su clima mâs câlido, se produce incluso formación de turba en taies depre

siones. El tipo de drenaje de una llanura glaciar esta al principio sin desa-

rrollar; gradualmente comienza a aparecer un nuevo sistema de cauces y cursos

de agua que es, a menudo, diferente en capacidad y dirección de los cauces

25

glaciares enterrados subyaceiites.

Durante perîodos glaciares, prevalecen en las regiones situadas frente a las

capas de hielo condiciones climâticas periglaciares (frios y secos). En tales

regiones con suelos permanentemente helados (permafrost) el agente principal

de deposición es el viento. Transporta arena de la tierra desnuda y la deposita

por todas partes levantando capas mas o menos gruesas de arena eólica que puede

cubrir extensas areas. Mas lejos, y a sotavento de las montanas, pueden llegar

a depositarse partîculas mäs finas de limo en gruesas capas de loess.


Las llanuras glaciares recientes se caracterizan por presentar condiciones de dre-

naje déficientes. Esto es debido principalmente a la baja permeabilidad de los

depósitos glaciares no distribufdos por tamanos tales como arcilla con bloques

till glacial, etc. Las amplias llanuras de materiales de la morrena de fondo

(de till glacial), no cortadas por la erosion, tienen generalmente una capa

de agua plana y superficial. Las precipitaciones pueden causar inundaciones y

una posterior elevación de la capa de agua (Fig.l4A).

Cuando tales llanuras son divididas por corrientes (Fig.lAB) o cuando prevalece

un paisaje mas ondulado (Fig.l4C), las condiciones de drenaje en las zonas altas

pueden ser mejores. El agua excedente (principalmente escorrentîa superficial)

se concentrarâ en las depresiones y en los fondos de los valles bajos, dando

a menudo lugar a inundaciones y capas de agua altas.

La erosion de capas de hielo y el agua de deshielo causa a veces la formaciön

de cauces glaciares profundus entre loraas de roca madre o de tili glacial. Los

cauces pueden ser rellenados por depósitos de arrastre grueso (o fluvioglaciar)

o till. Cuando estan rellenos con depósitos de arrastre, los cauces glaciares

enterrados pueden servir como buenos cauces subsuperficiales de drenaje. En tal

tipo de paisaje de topografîa ondulada, hay un flujo de agua desde las loraas

altos hacia las tierras bajas que se encuentran entre ellos. Al pie de estas

lomas se pueden encontrar zonas de descarga, suelos hûmedos y capas de agua

altas. A menudo las lomas altas estân compuestos de materiales gruesos en los

que prédomina un flujo râpido del agua subsuperficial. En general no se encuen

tran problemas de drenaje en estas zonas altas. Cuando los depósitos de arrastre

de material grueso se introducen en rellenos menos permeables (Fig.15), el agua

subterrânea puede estar confinada o semiconfinada.

26

morrena sobre roca madre; superficie del terreno liana v no erosionada; capa

freàtica plana y superficial

morrena sobre roca madre; superficie del terreno erosionada

leyenda

superficie del terreno

— capa freàtica

materia les de la morrena de fondo

»_. roca madre

Mm morrena sobre roca madre; superficie del terreno segùn la topografia de la

cauce glaciar rellenado por morrena

superficie del terreno gobernada por la roca madre y la morrena; tierras bajas rellenas con aluvión reciente; cauce glaciar enterrado retleno con till glaciar

Fig,14. Condioiones del agua subtervânea en relieves glaoiares.

recarga

J I 1 piezométrica original

pozo surgente

llanura de morrena de fondo

Fig.15. Depôsitos de arrastre introduaiéndose en forma de euna en una morrena de fondo glaciar. Capa de agua libre en la parte izquierda de los arrastres. Agua subterrdnea confinada en la cuna de los depôsitos bajo la llanura de morrena a la dereaha.

27

1.7 Llanuras de loess

En las regiones desérticas y en tierras agrîcolas desnudas, en regiones semiâri-

das, la deflaciôn, es decir, la captación y arrastre de partîculas sueltas

por el viento puede causar una séria erosion. En unos pocos anos extremadamente

secos se registraron pérdidas de mas de un metro en USA.

Las partîculas arrastradas por el viento son transportadas en dos capas separadas:

- La capa nias baja consta de granos de arena y se éleva menos de 1 metro

por encima de la superficie del terreno. La arena no se transporta muy lejos

y se deposita como dunas u ondas.

- La capa superior consiste en nubes de limo (y algo de arcilla) que pueden

elevarse en altitudes superando los 3.000 m y pueden ser transportados a grandes

distancias. Cuando se depositan se llaman loess, y se reconocen, en ausencia

de formas sedimentarias mas caracterîsticas, por el tamario uniforme de sus

granos (10 - 15 micras). Han sido encontradas capas de loess de mas de 30 m

de espesor; al alejarse de la fuente de origen se hacen mâs delgadas.

Los depositos de loess cuaternarios son de dos tipos:

- Loess glaciares, encontrados principalmente en el Norte de Europa y en la

parte norte de USA. Estos depositos consisten en material fino levantado de las

areas desnudas situadas frente a las capas de hielo, con un clima periglacial

(frio y seco).

- Loess del desierto, encontrados, por ejemplo, en el oeste de China. Estos

depositos que tienen a veces mâs de 60 m de espesor, consisten en material

arrastrado por el viento procedente de las cuencas desérticas del Asia Central.

Otro tipo, los llamados "depositos similares al loess", se encuentran en ciertas

areas, por ejemplo en la gran llanura de Hungrîa. Taies sedimentos son loess re-

depositados que fueron erosionados por rîos y depositados bajo el agua en alguna

parte. Estos sedimentos difieren de los verdaderos loess por su contenido lige-

ramente superior de arcilla.

28


Los depósitos de loess tienen normalmente una buena permeabilidad. Constituyen

acuîferos libres profundos que.cuando estân surcados por rîos drenan fâcilmente

hacia los valles. Depresiones locales pueden tener capas delgadas de material

arcilloso, que dificultan la infiltración, causando asî, a menudo, problemas

de drenaje superficial. Sin embargo pueden desarrollarse delgadas capas de

caliza formando concreciones mas bien impermeables, y dando lugar a capas

freäticas colgadas (Fig.16).

Fig.16. Condiciones del agua subterrânea en los depósitos de loess.

1.8 Condiciones del agua subterrânea en areas afectadas por la disolución

Un proceso que tiene lugar principalmente bajo la superficie es la disolución de

la caliza por agua de percolación, dando lugar a grandes agujeros, cavernas y

canales através de los cuales puede fluir el agua fâcilmente. Se forma a menudo

una topografîa tîpica (topografîa kârstica), consistente en valles secos,

cubetas, arroyos que desaparecen y grandes manantiales. No se presentan problemas

de drenaje cuando la caliza soluble esta cerca de la superficie y si la super

ficie tiene una posición topogrâfica relativamente alta. Los valles secos (Fig.

17) llevan agua solamente después de fuertes precipitaciones y las pérdidas hacia

los canales subterraneos en la caliza son extremadamente altas.

29

mu aluvión permeable ^ < ; r'_L ' j caliza kârstica

Fig.17. Condiaiones del agua subterränea en una region k&rstiaa.

Cuando la caliza kârstica buza debajo de valles profundamente cortados o 11a-

nuras aluviales, pueden aparecer localmente manantiales enterrados, causando

resaltos de la capa de agua en la cubierta aluvial. El agua de las fuentes

kârsticas contiene bicarbonato câlcico y su calidad biológica es a menudo pobre

por causa del râpido transporte desde las âreas de recarga a las âreas de des-

carga. Ejemplos de llanuras donde el régimen hîdrico esta influîdo por fenó-

menos kärsticos son:

- La llanura de inundaciôn del Danubio (Rumania) donde los problemas de

drenaje son parcialmente causados por una alimentación intensa de la capa de

agua en el aluvión del r£o desde calizas kârsticas subyacentes.

- La llanura de Konya (Turquia), que esta situada sobre una espesa caliza

cavernosa que aflora a lo largo del borde de la llanura. La caliza kârstica es

un excelente acuîfero y esta recargada por precipitaciones y escorrentîas de las

montanas que la rodean. Buza bajo los sedimentos lacustres de baja permeabilidad,

que componen el grueso del relleno de la cuenca. Desde el borde de la llanura

hacia dentro, el agua en este acuîfero calizo fluye libremente.

1.9 Influencia de las fallas

Debido a las fuerzas ascendentes o descendentes en el interior de la tierra,

las capas de la corteza estân sometidas a grandes tensiones. Como consecuencia de

30

ello pueden desarrollarse fracturas (fallas) a lo largo de las cuales pueden

moverse bloques de la corteza. Las fallas pueden ser debidas sea a esfuerzos

cortantes bajo compresión o a desgarramiento bajo extension.Las fallas causadas

por compresión tienden a estar estrechamente cerradas y generalmente actflan como

barreras del agua subterrânea. Las fallas causadas por extension son mis irregu

läres, abruptas y abiertas y el agua subterrânea puede moverse hacia arriba a

lo largo de ellas, a veces desde gran profundidad. Ambos tipos de fallas pueden

hacer a los acuîferos entrar en contacto con una roca impermeable y hacer que se

detenga bruscamente el flujo normal del agua subterrânea. Como consecuencia

de ello pueden formarse manantiales. Si capas de arena gruesa se desalinean

por una falla, las capas en la zona de la falla quedan dobladas hacia abajo y

pueden adoptar una posición casi vertical. Las capas de arcilla o lentejones

dentro de los sedimentos gruesos causarân una elevada resistencia al movimiento

horizontal del agua subterrânea. Como resultado de ello aparecen grandes dife-

rencias en la elevación de la capa de agua a ambos lados de la falla que aflora.

Estas diferencias pueden ser del orden de varios métros, hasta 20 ô 30 métros,

como se sabe sucede en los bloques tectônicos de Ville en Alemania Occidental.

Las tierras mas elevadas pueden estar anegadas (Fig.18) y pueden aparecer ma

nantiales y zonas pantanosas. Los suelos mâs bajos, aguas abajo de la falla,

tienen una capa de agua profunda y estân secos.


b----~----J «'cilla | ] arena

Fig.IB. Efeato de la formación de fallas en la elevaaiôn de la capa de agua. La falla esta parcialmente sellada por oapas delgadas de arcilla dobladas hacia abajo y actûa ast como una barrera al flujo subsuperficial que va de izquierda a dereaha. Las tierras elevadas tienen una capa de agua superficial. Las tierras hundidas tienen una capa de agua mâs profunda. Si la falla se sella completamente, el agua subsuperficial descarga a través de manantiales que aparecen a lo largo de la falla.

31

Cuando un bloque de la corteza de la tierra se hunde entre dos fallas paralelas

se forma un "graben" o fosa tectónica (Fig.19). Las paredes del valle consisten

en montanas (horst) y pueden ser muy pendientes. A menudo se producen manantia-

les en las fallas, surgiendo desde grandes profundidades un agua a veces

caliente y mineralizada.

Fig.19. Valle de origen teotôniao.

Ejemplos de valles tectónicos son los valles del r£o Jordan, en el proximo

Oriente, el rïo Owens en California, los rïos Menderes y Gediz en Turquïa.

Actualmente estän siendo rellenados con depósitos aluviales. Bajo estos

depósitos, dependiendo de la historia geológica de la region se puede encon-

trar material marino, eólico, lacustre, volcânico e incluso glaciar, con un

espesor que puede excéder los 1000 m. El Valle Central en California esta

relleno con mâs de 7.000 m de sedimentos, la mayorîa de los cuales son de origen

marino y contienen agua salina. Estos estân recubiertos por sedimentos no

marinos de 200 a 1000 m de espesor que contienen agua dulce.

32

1.10 Bibliografia

Sugerenaias 'para leaturas ediaionales

ALLEN, J.R.L. 1963. A review of the origin and characteristics of recent

alluvial sediments. Sedimentology 5:89-191.

DAVIS, S.N., DE WIEST, R.J.M. 1966. Hydrogeology. John Wiley & Sons,

New York. 463 pp.

HOLMES, A. 1965. Principles of physical geology. Nelson, London. 1288 pp.

LONGWELL, CR., FLINT, R.F. 1963. Introduction to physical geology.

2nd Ed. John Wiley & Sons, New York, 503 pp.

33

MATERIAS PRELIMINARES

2. SUELOS Y PROPIEDADES DEL SUELO

W. F. J. VAN BEERS Edafólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement


F. E. Schulze (1964-1965) International Institute for Land Reclamation and Improvement

J. G. van Alphen (1966-1968) International Institute for Land Reclamation and Improvement

R. J. Oosterbaan (1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement

W. F. J. van Beers (1970) International Institute for Land Reclamation and Improvement

R. H. Messemaeckers van de Graaff (1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

2. Suelos y propiedades del suelo 2.1 Generalidades 37

2.1.1 Suelo y tierra 37 2.1.2 Funciones y componentes principales del suelo en

relación con el desarrollo de las plantas 38 2.1.3 Factores de formación del suelo 39 2.1.4 El perfil del suelo 40 2.1.5 Esquema de las investigaciones normales del suelo 41 2.1.6 Relaciones entre las caracterïsticas bäsicas, propieda

des fîsicas y las cualidades agrïcolas del suelo 44

2.2 Caracterfsticas bäsicas del suelo 47

2.2.1 Textura del suelo 47 2.2.2 Composición mineralógica 52 2.2.3 Caracterïsticas fîsico-quîmicas de las arcillas 54 2.2.4 Materia orgânica y fauna del suelo 57

2.3 Propiedades fîsicas de los suelos minérales 58

2.3.1 Porosidad del suelo 59 2.3.2 Estructura del suelo 61 2.3.3 Consistencia del suelo 66 2.3.4 Color del suelo 68

2.4 Humedad del suelo 70

2.4.1 Propiedades relacionadas con la transmisión del agua en el suelo 70

2.4.2 Humedad total fâcilmente disponible 71

2.5 El aire del suelo 73

2.5.1 Composición del aire del suelo 73 2.5.2 Volumen del aire del suelo 74 2.5.3 Cómo se produce el suministro de oxïgeno 74 2.5.4 Necesidades de las plantas 75 2.5.5 Condiciones de aireación y procesos del suelo 75 2.5.6 Aireación del suelo y drenaje 76

2.6 Temperatura del suelo 76

2.6.1 Temperatura del suelo y crecimiento de las plantas 76 2.6.2 Temperatura del suelo y drenaje 77

2.7 Fertilidad del suelo y productividad 77

2.7.1 Definiciones 77 2.7.2 El aporte de nutrientes 78


OBJETIVOS DE ESTE CAPIWLO

Se diluoidan oievtas caracterïsticas fîsicas y quimioas de los suelos y aspec-

tos relaaionados, que tienen una relación directa con el manejo del agua en la

agricultura y en el crecimiento de las plantas.

36

2.1 Generalidades

2.1.1 Suelo y tierra

A menudo se usa el término "suelo" de una forma vaga y significa cosas diferen-

tes segün la gente que lo emplea, incluyendo los cientïficos del suelo.

Para los ingenieros civiles représenta la parte no consolidada del material

terrestre, para distinguirlo de la roca.

El fîsico de suelos lo considéra corao un medio poroso, apropiado para estudiar-

lo matemâticamente.

Para el quîmico de suelos, el suelo es como un material pulvurulento, general-

mente coloreado, de grano fino o grueso, con un limite superior de 2 mm (tierra

fina), y que tiene complicadas propiedades fîsicas y quîmicas.

El edafólogo considéra al suelo como un ente natural y, principalmente, esta

interesado en el resultado de la meteorización bioquîmica del material original

del suelo: el perfil del suelo con sus diferentes capas llamadas horizontes.

El edafólogo examina y clasifica los suelos tal y como se hallan en su ambiente

natural, poniendo poco énfasis en su utilización practica. Sin embargo, sus

hallazgos pueden ser tan utiles a los ingenieros constructores y a los inge

nieros encargados de autopistas, como a los agricultures y agrónomos.

Para el que hace cartografîa de suelos, el suelo es una colección de conjuntos

naturales que ocupan porciones de la superficie terrestre. El suelo sirve de

soporte a las plantas y tiene propiedades debidas al efecto conjunto del

clima y la materia viva que actûan sobre el material original del suelo, con-

dicionado por el relieve, durante perîodos de tiempo. En este sentido, los

suelos son tanto paisajes como perfiles (secciones verticales compuestas de

diferentes capas). Para el agrônomo, el suelo es un medio para el crecimiento

de las plantas y esta especialmente interesado en las condiciones de la parte

superior del mismo.

Pinalmente, el especialista en drenaje, que puede considerarse como una combi-

naciôn de ingeniero civil, hidrólogo, fîsico d« suelos y agrônomo, esta princi

palmente interesado en las propiedades del suelo que afectan al movimiento de agua en y a través del suelo.

37

El término "tierra" es mâs amplio que el tërmino suelo. Existen muchas defini-

ciones de tierra. En las clasificaciones agrîcolas de tierras, se le considéra

como un complejo de todos los factores existentes por encima, en y por debajo

de la superficie terrestre, que afectan a las actividades agrîcolas, forestales

y de pastoreo del nombre.

El suelo es, solamente, uno de los factores que determinan el uso de la tierra

o la vegetación natural. Otros son el clima y las propiedades asociadas con

el suelo, taies como topografîa e hidrologîa.

2.1.2 Funciones y componentes principales del suelo

en relación con el desarrollo de las plantas

Se puede considerar al suelo como un medio poroso, es decir, como un sistema

material en el que estân présentes componentes sôlidos, lîquidos y/o gaseosos.

En un suelo minerai, los materiales minérales ocupan una fracciôn en volumen

muy importante, de hasta el 50-60%. El contenido en materia orgânica de un

suelo minerai es generalmente muy bajo, corrientemente menor que el 3%.

Los suelos orgânicos tienen un contenido en materia orgânica mayor que el

20% en peso. Dentro de esta denominación estân incluidos suelos de turba o tur-

bosos (materia orgânica poco descompuesta) y suelos de turba eutrófica (materia

orgânica muy descompuesta).

El suelo proporciona a los cultivos nutrientes esenciales para las plantas,

ademâs del agua y del oxïgeno necesario para la respiración de las raîces. Si

no se mantiene el suministro de agua y oxïgeno, la velocidad de asimilacion

de nutrientes se reduce.

Otros aspectos del suelo que tienen relación con el desarrollo de las plantas

son (Cap.4, Vol.1):

- su temperatura debe ser favorable para el desarrollo de las plantas,

- su resistencia mecânica a los movimientos de las raîces y brotes no debe ser demasiado alta,

- debe suministrar un medio ambiente libre de condiciones quîmicas o biológicas perjudiciales al desarrollo de las plantas tales como una acidez extremada, un exceso de sales solubles, sustancias tôxicas, organismos patógenos.

38

2.1.3 Factores de formación del suelo

El suelo es el producto de la acción del clima sobre la roca madré sltuada

en la superficie de la corteza terrestre que, modificado por el paisaje (topo-

grafïa e hidrologxa) y vegetación, su resultado final dépende grandemente del

factor tiempo. La amplia variación de cada uno de estos factores a través del

mundo ha dado lugar a los muchos diferentes suelos que se presentan (ver, por

ejemplo BUTING, 1965 6 PAPADAKIS, 1969).

Material original

Localmente, el material original puede ser el factor prédominante que détermina

el tipo de suelo. Tal material puede ser âcido o bäsico, calizo o no, etc.

(Comparar: granito, basalto, esquisto, arenisca, caliza, loess, depósitos

aluviales, etc.).

La composición mineralógica y granular del material original (roca o sedimentos

no-consolidados) determinarä grandemente la naturaleza del suelo resultante

de su meteorización. Por ejemplo, existen suelos arcillosos formados a partir

de basalto, que es una roca de grano fino, con poco cuarzo, y que esta cons-

tituîda casi enteramente por silicatos fâcilmente alterables, que pueden dar

lugar a arcilla como consecuencia de su alteración.

Topografîa o relieve

El relieve, la pendiente y la posición fisiogrâfica afectan al suelo ya que

controlan la cantidad de agua de lluvia que percola y la cantidad e intensidad

de la escorrentîa superficial. Estos factores influyen, por lo tanto, en la

erosion, la deposición y en el nivel freâtico. La topografîa es, en parte,

responsable de la sequedad o humedad de las diferentes areas dentro de una region

que tenga esencialmente el mismo clima general. Si prédomina el factor topo-

grâfico, se producen los llamados (por este motivo) suelos azonales: ejemplos:

suelos hidromorfos en zonas pantanosas o en zonas de filtraciôn, suelos halo-

norfos (salinos) en regiones mal drenadas.

Agentes biológicos

Las plantas y los animales tienen una gran influencia en el desarrollo del suelo.

La descomposición de hojas y raîces muertas de ârboles, arbustos y plantas her-

39

bâceas da lugar a coloides orgânicos (humus) y a âcidos humicos, que ejercen su

influencia sobre el proceso de lavado del suelo, especialmente en climas mode-

radamente frîos (podzolización). La acción de animales que escavan galerîas

(perros de las praderas, marmotas, lombrices y termitas), puede mezclar el suelo

impidiendo la formación de horizontes del mismo diferenciados por un proceso de

transporte vertical de sus componentes.

Tiempo

El factor tiempo es de importancia dominante en la formación de suelos solamente

en areas con ligera pendiente situadas en regiones de clima tropical humedo: en

estas zonas, las altas precipitación y temperatura producen una meteorización

y un lavado intensos. Por tanto, los suelos de bosque tropical suelen ser qu£-

micamente pobres. En depósitos aluviales recientes, la influencia de los fac

tures clima y tiempo no es tan notable y, en consecuencia, no existe un de-

sarrollo del perfil del suelo. No obstante, el tiempo es un factor pasivo; so

lamente es importante en presencia de un material original susceptible de ser

alterado y si existe agua disponible que mantenga activo el proceso de meteori

zación.

2.1.4 El perfil del suelo

Se llama perfil del suelo a su secciôn vertical. Sin embargo, este perfil es

mirado desde diferentes puntos de vista segûn se träte del edafólogo.el agrónomo

o del hidrólogo. Como consecuencia, también serân diferentes las investigaciones

que cada uno de ellos llevarâ a cabo en el citado perfil del suelo.

Perfil pedológico del suelo

El perfil pedológico del suelo puede subdividirse en capas que son, aproximada-

mente, paralelas a la superficie del suelo. A las capas pedogenéticas del suelo

se les denomina horizontes. No todas las capas diferentes del suelo son hori

zontes ya que las capas del mismo también pueden ser geogenéticas como, por

ejemplo, los depósitos del agua o del viento. La morfologïa del suelo, expre-

sada en el perfil pedogenético, refleja el efecto combinado de las intensidades

relativas de los diferentes factores formadores del suelo, que son los respon

sables de su desarrollo.

40

La parte superior del perfil pedológico, que es la parte mas meteorizada del

mismo, comprende los horizontes A y B y recibe el nombre de "solum". Su espesor

varia desde medio hasta varios métros (Fig.1).

El perfil agrológico del suelo

El perfil agrológico del suelo coincide con la zona radicular de los cultivos

que, para cultivos normales, esta limitada generalmente a los 1,20 métros supe-

riores. Por ello, los estudios del suelo, en este caso, llegan generalmente hasta

dicha profundidad. El perfil agrológico del suelo consta de dos capas principa

les: el suelo (llamada también superficie del suelo o capa arable) y el subsuelo.

La primera capa coincide, generalmente, con el horizonte pedológico A. El sub

suelo, en sentido agronómico, es la parte de la zona radicular que esta por

debajo de la capa arable. Obsérvese que cuando los especialistas en drenaje

usan el término "subsuelo", se refieren a las capas del suelo situadas por de

bajo del nivel de drenes. Los ingenieros en riego y drenaje estän interesados

en la velocidad con que el agua penetra en la capa superficial del suelo, mien-

tras que al agrónomo le interesa su posibilidad de laboreo (facilidad para el

cultivo), su estabilidad estructural (formación de costras, riegos de ero

sion), y, en particular, su fertilidad. Al contrario del subsuelo, las cualida-

des agrïcolas de la capa arable pueden ser muy modificadas por las condiciones

de manejo del suelo y por el clima. En relación con el riego, debe conocerse

la capacidad de almacenamiento de agua referida a la profundidad efectiva del

suelo (ver Apt.2.4.2) mientras que para el drenaje lo que es importante es

conocer las propiedades de transmisión de agua que tiene el subsuelo.

El perfil hidrolôgico del suelo

Comprende la zona radicular del perfil agrológico mâs el substrato hasta una

capa impermeable. Las propiedades de transmisión de agua de estos substratos

son de gran importancia para el especialista en drenaje.

2.1.5 Esquema de las investigaciones normales del suelo

En cada capa del suelo, o en muestras elegidas del mismo.se llevan a cabo ciertas

investigaciones de campo,laboratório o ambas; la finalidad de ellas es obtener

información sobre las siguientes caracterîsticas principales del suelo:

41

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42

a) Fïsicas

Investigaaiones morfolôgiaas o de oampo:

color, incluyendo el moteado; textura (estimada); estructura (forma, tamanos y

estabilidad de los agregados); compacidad; cementación; condiciones reales de

humedad; consistencia (saturado: plasticidad y adherencia; en humedo: friabili-

dad; en seco: dureza); concreciones (de carbonato, hierro, manganeso)• sales

visibles; otras caracterîsticas especiales como costras superficiales, grietas

revestimientos, caras de deslizamiento (slicken sides), revestimiento de las

arcillas (clay skins), grado de evolución, variabilidad del perfil del suelo en

distancias relativamente cortas, etc.

Investigaaiones de laboratório:

anälisis mecânico (textura); densidad aparente y densidad real; curva de

retención de humedad, permeabilidad, estabilidad de los agregados.

b) Qulmicas

Investigaaiones de aampo:

Carbonatos l ibres (efervescencia con C1H), pH (prueba de campo con indicadores).


Contenido en nutrientes (N, P, K, Ca, Mg, e t c , oligoelementos). pH, anäl is is

completo de sales solubles, y yeso.

c) F l s i c o - q u î m i c a s


Capacidad de intercambio catiônico, cationes intercambiables, saturación por

bases, fijaciôn de potasio y fôsforo.

d) M i n e r a l ó g i c a s


Identificación mineral de las a r c i l l a s , réserva de nutrientes minérales.

43

e) Biolögicas

Investigaaiones de aampo:

Materia orgänica (naturaleza y distribución), distribución de las raïces, macro

fauna y micro-organismos (bacterias, hongos, etc.). Condiciones aerobias y

anaerobias.


Contenido en materia orgänica, relación C/N.

Los siguientes apartados pueden proporcionar cierta logica y cierta ordenación

a este esquema.

2.1.6 Relaciones entre las caracterlsticas bSsicas, propiedades

flsicas y las cualidades agrlcolas del suelo

Como las caracterlsticas bäsicas del suelo son el resultado de las interacciones

entre los factores formadores del mismo, un edafólogo con experiencia puede

predecir estas caracterlsticas una vez que conozca suficientemente bien dichos

factores (Fig.2). A estas caracterlsticas bäsicas se les denominarân factores-A

del suelo. En ellos estân incluidos:

- textura del suelo, especialmente el contenido en arcilla,

- composición mineralógica de la fracción arcilla: relación entre alumino-silicatos y sesquióxidos, relación entre los tipos de arcillas hinchables y no-hinchables,

- caracterlsticas fîsico-quîmicas de la fracción arcilla: clase y cantidad de iones adsorbidos,

- materia orgänica: clase y cantidad,

- contenido en carbonato libre de la capa arable del suelo.

A su vez, estos factores-A actuan recîprocamente y encuentran su expresión en

otro conjunto de propiedades fîsicas del suelo, de acuerdo con los procesos

que tienen lugar en los suelos y las leyes de comportamiento de los materiales

del mismo. Cuando a este segundo conjunto de propiedades fîsicas del suelo

(derivadas inmediatas de las anteriores) se les llama factores-B, queda claro

que un buen edafólogo puede inferirlas, en mayor o menor grado, a partir de

44

una combinación de los factores-A o, incluso, directamente a partir de datos de

los cinco factores formadores del suelo.

Como se puede considerar a los factores-B como directamente derivados de los

factores-A, se deben catalogar como propiedades fîsicas primarias del suelo.

Los factores-B son (ver Fig.2):

- estructura del suelo, que comprende:

• formaciôn de agregados (tamano, forma, diferenciaciôn),

• porosidad (porosidad total y distribución de los poros por tamanos)

• estabilidad estructural,

• perfil estructural,

- consistencia del suelo cuando saturado, hûmedo y seco,

- color del suelo

Existe una estrecha relaciôn entre estos tres factores-B. Por ejemplo, un

suelo de color oscuro o grisâceo con una estructura prismätica gruesa o una

estructura laminar es, generalmente, duro en seco y adhérente cuando saturado;

y un suelo tropical rojo con una estructura granular o una estructura en bloques

subangulares es, corrientemente, friable cuando seco y solo ligeramente adhé

rente cuando saturado de humedad.

El tercer conjunto de propiedades del suelo son las cualidades agrîcolas fîsi

cas de los suelos (factores-C), que pueden ser consideradas como propiedades

derivadas de los factores-B, o también como derivadas en segundo grado de los

factores-A. Por analogîa con lo anterior, se les puede denominar propiedades

secundarias de los suelos. Estos factores-C son (ver también el Aptd.2.1.5):

a) referentes a la capa arable:

• posibilidad de laboreo.

• resistencia al desmenuzamiento (destrucción de agregados).

• cierre superficial o formaciôn de costras en el suelo.

• erosionabilidad del suelo.

• capacidad de almacenamiento de agua.

45

Se pueden esquematizar las relaciones importantes citadas de la siguiente manera:

suelo

—poslbilidad de laboreo —resistencia al desmenuzamiento —erosionabilidad del suelo —velocidad de infiltración —capacidad de almacenamiento de

agua

subsuelo

I—profundidad efectiva del suelo —capacidad de almacenamiento de agua

drenaje interno

PROPIEDADES AGRTCOLAS (C)

T ï ESTRUCTURA

FACTURES FORMADORES

-clima -material de partida -topografîa (hidrologîa) -agentes biológicos -tiempo

(B) PROPIEDADES FISICAS DEL SlitLO PRINCIPALES

CONSISTENCIA <h

i

COLOR

T TEMPERATURA CAPA DE AGUA

_$_ CARACTERISTICAS BASICAS (A)

—textura del suelo (contenido en arcilla) —naturaleza mineralógica de la fracción arcilla

-naturaleza quïmica de la fracción arcilla -materia orgânica -CaCO, libre en la parte superior del suelo

Fig.2. Relaaiones entre las oavaateristioas bâsicas, las pvopiedades ftsiaas y las eualidades agriaolas del suelo.

b) referentes a la capa arable:

• profundidad efectiva del suelo o profundidad de la zona radicular.

• capacidad de almacenamiento de agua.

• drenaje interno.

Estas eualidades agrîcolas pueden medirse en pequenas parcelas en el campo o en

muestras de suelo que las representen. Para asegurar que las areas elegidas para

el muestreo son representativas de la zona, se debe usar, en combinaciôn con un

estudio de suelos, un conocimiento mâs amplio de los factores-A y conocer como

46

estän relacionados entre s î .

2.2 Caracteristicas bâsicas del suelo

2.2.1 Textura del suelo

Los elementos minérales del suelo se pueden clasificar de acuerdo con su tamano.

A la distribución por tamanos de las partîculas elementales del suelo se le de-

nomina textura. Se puede estimar en el campo o determinar en laboratório.

Limites que déterminai! el tamano de las partîculas

Existen varias clasificaciones texturales aunque la mas usada para fines agro-

nômicos es la del Departamento de Agricultura de USA. En la Tabla 1 se dan los

principales limites que definen el tipo de partîculas.

TABLA 1. Tamanos limites de las partîculas del suelo

Suelo

ARENA

LIMO

ARCILLA

Particula

muy gruesa

gruesa

media

f ina

muy fina

grueso

f ino

2

0

<

Diametro

,00-0,050

,050-0,002

0,002

Limites

2,00 - 1,00

1,00 - 0,50

0,50 - 0,25

0,25 - 0,10

1,000- 0,050

0,050 - 0,020

0,020 - 0,002

Generalmente se llama piedras al material de diametro mayor de 7,5 cm. Recibe

el nombre de grava al material cuyo diametro esta comprendido entre 7,5 cm

y 2 mm; cuando el diametro de las partîculas es inferior a 2 mm, el material

se denomina tierra fina.

47

TABLA 2. TamaSo de los tamices

U.S.Standard

Tamiz No.

10

18

20

35

60

70

140

200

300

400

Diametro (mm) de la abertura

2,00

1,00

0,84

0,50

0,25

0,20

0,105

0,074

0,050

0,037

TABLA 3. Limites de tamaîios de las partîculas (criterio francés)

Suelo clases Diametro Limites (micras)

ARENA

LIMON (limo)

arena gruesa

arena fina

limo grueso o arena muy fina

2000 -

50 -

50

20

2000 - 200

200 - 50

50 - 20

20 - 2 limo fino

ARCILLA < 2

se denominan "elementos gruesos" al material > 2 mm

Las partîculas mâs gruesas se separan por tamizado, Los tamices standard vienen

indicados por un numero que es la cantidad de agujeros que tiene el tamiz por

pulgada (LAMBE, 1951); ésto se muestra en la Tabla 2. En la Tabla 3 se da la

clasificación textural Francesa.

La proporción relativa de arena, limo y arcilla en un suelo détermina su clase

textural: obviamente, el numero de posibles combinaciones es infinito.

Sin embargo, por motivos prâcticos se han hecho ciertas divisiones arbitrarias,

y a todas las combinaciones de partîculas incluîdas en cada una de las divi

siones se les da el mismo nombre descriptivo. La Figura 3 muestra la clasifi-

cación textural comünmente empleada por el USDA con la clasificación Holandesa

superpuesta.

48

clasificación holandesa

arcillosa pesada {mas del 40% de arcilla)

- / \ • ' i ' ' \ • / \ / \ /

arcillosa ligera (entre 25 y 40% de arcilla) 3 0 / - - — — r \ frai

" \ ! franca pesada (entre 18 y 25% de arcilla) n~ / . '

franca ligera (entre 10 y 18 % de arcilla

areno-arcillosa (entre 6 y 10% de arcilla)

% de arena

| depósitos eólicos (bajo contemdo en arctlla)

depósitos fluvio-marinos

I' •.'.'•.'.'•.'.-"I depósitos lacustres tropicales o terrazas antiguas de rio

(bajo contemdo en limo)

Fig. 3. Clasificación textural.

También se indica en la figura la variación textural en areas aluviales re

gentes, en Holanda.

t n trabajos de estudios de suelos, la clase textural se estima en el campo.

"ara ello, se estruja una pequetia muestra del suelo entre el pulgar y los

dedos de la mano apreciândose, al tacto, su textura aproximada. Se pueden

distinguir las siguientes clases texturales:

ARENA

FRANCO AREN0SA

âspera, suelta, sin cohesion tanto en hflmedo como

en seco

muy âspera, alguna cohesion debida al material

coloidal

49

FRANCA

FRANCO LIMOSA

FRANCO ARCILLOSA

FRANCO ARCILLO LIMOSA

ARCILLAS

predominio de la aspereza, pero existen partîculas

adhérentes

suave y harinosa

poco âspera, plastica, con tendencia a presentar

cierto brillo al estrujarla entre los dedos cuando

humeda o al cortarla cuando seca. Trozos secos se

aplastan con cierta dificultad

suave y harinosa, poco äspera, muy plastica, présenta

brillo al estrujarla en hümedo o al cortarla cuando

seca. Se pueden aplastar trozos secos con los dedos,

pero con dificultad

fuerte, plastica, no es âspera, incluso cuando se

toma una pequena muestra entre los dientes; tenden

cia a brillar mucho al frotarla. Al cortar un trozo

seco, se présenta una cara pulida y no se puede

estrujar entre los dedos (SOIL SURVEY MANUAL,1951)

Grupos texturales

La textura del suelo superficial es una caracterïstica que va fuertemente unida

a la posibilidad de trabajar el suelo (laboreo, preparación de la sementera).

Tiene también conexión con su disposición a la erosion, con la velocidad con

que entra el agua en el suelo y sobre la formación de costras y grietas. Para

fines de planificación agrfcola de una granja, conservación de suelos, etc., se

pueden agrupar las 15 o mâs clases texturales diferenciadas en 7, o en incluso

menos grupos.

Comûnmente, se suelen usar los siguientes términos y grupos:

Término textural Otro término empleado Clases texturales incluidas

1. muy pesada

2. pesada

3. moderadamente pesada

textura muy fina

textura fina

muy arcillosa (mâs que el 60% de arcilla)

arcilla, arc.limoso, arc.arenosa

textura moderadamente f.arc.limosa, f.arcillosa, fina f.arc.arenosa

50

Término textural

4. media

5. moderadamente ligera

6. 1 ïgera

7. muy ligera

Otro término empleado

textura media

textura moder.gruesa

textura gruesa

textura muy gruesa

Clases texturales incluïdas

f.limosa, limosa, f.aren. muy fina

f.aren.fina, f.arenosa

arenoso franco fina, aren. franca

arena, arena gruesa

Dependiendo de los fines en los que se va a emplear y de las condiciones locales

prédominantes, puede ser conveniente usar una agrupación de clases texturales

que sea mâs amplia que la anterior, como por ejemplo la siguiente:

(1 + 2), 3, 4, 5, (6 + 7), o bien (1 + 2 ) , (3 + 4 + 5), (6 + 7).

Suelos ligeros y pesados

l-uando prédomina la arena, se présenta un suelo de textura gruesa llamado

arenoso" o "ligero", ya que se puede trabajar fâcilmente. Por otro lado,

en un suelo de textura fina predominan los componentes limo y arcilla; el suelo

présenta plasticidad y adherencia, lo cual implica que es probable que sea di-

ficil de trabajar o "pesado". Por tanto, los términos "ligero" y "pesado" no

estan referidos al peso especxfico del suelo sino a la facilidad con que se

trabajan dichos suelos.

extura, permeabilidad del suelo y retención de agua

xiste una fuerte relación entre permeabilidad, retención de agua y textura.

Cuanto mâs pesado sea el suelo, menor sera la permeabilidad y mayor su capacidad

de retención de agua (Fig.4). Sin embargo, esta relación esta modificada por ta

les factores como la naturaleza de la fracción arcilla, lo gruesa que sea la

fracciôn arena y por la estructura del suelo. Ademâs y, especialmente en suelos

aluviales, tiene cierta influencia sobre la permeabilidad el tipo de formación

(fluvial o lacustre); suelos muy arcillosos de origen lacustre pueden tener mayor

permeabilidad que suelos de textura arenosa gruesa debida a los procesos

especîficos de desarrollo de la estructura que tienen lugar una vez que se

drenan dichos suelos (ver Cap.32, Vol.IV).

51

tamo por ciento en volumen

arenosa franca

franco arenosa

franca

franco arcillosa

arcillo limosa

arcillosa

tanto por ciento en volumen

6 0 8 0 1 0 0 4 2 1.55

4 4 1 5 0

aire I humedad , utilizable no utilizable

particulas del suelo

- 4 6 1 4 0

- 4 9 1 3 5

5 2 1.30

5 3 1 2 5

6 1 4 B

9 2 1 12

14 3 0 16

17 36 19

21 4 1 21

23 4 3 2 0

valores normales màs o menos 15%

Nota: % en peso x densidad aparente -+% en volumen

Fig.4. Valores f-tsiaos y textuvales medios.

2.2.2 Composición mineralögica

A lo largo de este apartado, es util distinguir dos importantes grupos de miné

rales, de acuerdo con su tamano: los minérales de las fracciones limo y arena

y los de la fracción arcilla.

Fracciones limo y arena

Estas dos fracciones tienen, aproximadamente la misma composición mineralógica.

La identificación de estos componentes minérales posibilita el estudio del origen

del suelo, asî como de su grado de meteorización y su réserva mineral de nu-

trientes para las plantas. Con este fin, se divide la fracción arena en dos

sub-fracciones: la llamada fracción ligera (densidad < 2.9) y la fracción pesada

(densidad > 2,9). La fracción ligera esta constitulda, principalmente, por

cuarzo no alterable (SiC^) y por feldespatos alterables (silicatos alumînicos

de Na K Ca). Los suelos muy meteorizados no contienen, o contienen muy pocos,

feldespatos.

La fracción pesada constituye, generalmente, el 1-2% de la fracción arena.

Los minérales alterables son silicatos de Fe, Mg, Ca (augita, hornblenda, mosco-

vita biotita), óxidos de Fe (ilmenita, magnetita), carbonato câlcico (calcita),

etc. Ademâs esta fracción esta también constituida por minérales no alterables

52

tales como zircon, turmalina, etc., que son de gran utilidad para hacer dia

gnostics.

Por tanto, las fracciones limo y arena de la mayorîa de los suelos, Consta prin-

cipalmente de minérales de color claro, la mayor parte cuarzo y feldespatos,

y de muy pocos minérales de color oscuro (de Fe y Mg).

La fracciôn arcilla

Las propiedades de esta importante fracciôn varîan de un suelo a otro dependiendo

de los porcentajes con que se presentan los diferentes componentes, principalmente

inorgânicos, cuya naturaleza y tamano varîan para cada uno de ellos. En la mayor

parte de los suelos, estos componentes minérales estân formados, principalmente,

por silicatos alumînicos hidratados; sin embargo, en suelos tropicales rojizos

muy alterados, un porcentaje muy alto de esta fracciôn arcilla esta constituîda

por óxidos e hidröxidos (sesquiôxidos), cristalinos y no-cristalinos, de hierro

y aluminio.

El esquema estructural general (red) de las capas de silicatos alumînicos, esta

producido por la combinaciôn de dos tipos de unidades estructurales o capas.

- capas de ôxido de silicio: un âtomo de silicio rodeado por cuatro de

oxîgeno.

- capas de ôxido e hidrôxido de aluminio: seis oxîgenos, o grupos OH,

rodean a un âtomo mayor, como el del aluminio.

La combinaciôn de una capa silîcea con una alumînica da lugar a una arcilla tipo

1:1; son ejemplos de este tipo la caolinita, haloisita, etc. Cuando se anade

una segunda capa silîcea, se obtiene una arcilla tipo 2:1. En esta disposiciôn,

la capa alumînica esta situada entre dos siliceas.

Dentro de las arcillas tipo 2:1, se pueden distinguir dos grupos importantes

con sus correspondientes diferencias en lo que a propiedades fisicas y fîsico-

quîmicas se refiere:

53

- minérales de la arcilla que se expanden al humedecerse: grupo de la

esmectita o montmorillonita y el grupo de la vermiculita. Estos silicatos con

tienen Mg, Ca y Fe, aunque entre las laminas de espesor unidad pueden también

entrar agua y ciertas moléculas orgänicas, causando la expansion de la estructu-

ra y dando lugar a grandes presiones de hinchamiento. Por el contrario, cuando

sale el agua se produce una considerable contracción.

- minérales de la arcilla no expandibles. Los principales grupos son:

illita, micas y clorita. El potasio es en este caso el que mantiene los paquetes

unidos.

Las arcillas que contienen minérales con formas alargadas o fibrosas, taies como

la haloisita (1:1) y la atapulgita (2:1), son mäs permeables que las arcillas

compuestas principalmente por minérales laminares.

Las esmectitas van, generalmente, asociadas con las arcillas mâs plâsticas y

menos permeables; las illitas son intermedias y las caolinitas son las que

confieren propiedades de menor plasticidad y mayor permeabilidad.

Condiciones âcidas, lo cual se traduce en la eliminación de silice y de bases,

combinadas con un buen drenaje interno, favorecen la formación de caolinita;

un buen ejemplo es el de los suelos tropicales muy alterados. Un enriquecimiento

en Ca, Mg y Si debido a aportes laterales, combinado con un drenaje pobre y una

estación seca muy marcada son, generalmente, favorables a la formación de

montmorillonita. Las condiciones que favorecen la formaciön de arcillas tipo

mica (illitas) son menos definidas. Corrientemente, las illitas son productos

de alteración intermedios provenientes de minérales muy similares présentes

en la roca madré. En muchas partes del mundo, los minérales de arcilla de suelos

"recientes" son casi idénticos a los del material original, no reflejando las

condiciones del medio ambiente externo.

2.2.3 Caracterlsticas fîsico-quîmicas de las arcillas

Para fines prâcticos, se puede considerar que la fracción arcilla es la fracción

coloidal minerai. Las propiedades que dicha fracción coloide confiere al suelo

son: contracción, floculación y dispersion,plasticidad y cohesion. Las arcillas

tienen propiedades fîsico-quîmicas muy marcadas debidas al efecto combinado

de dos factores: la alta superficie especîfica y la carga electrica existente

54

en la estructura silicatada bäsica de los minérales de arcilla. Se define la

superficie especîfica como el area superficial por unidad de peso; varia entre 2 2

15 m /g para las arcillas mas gruesas, no expansivas, y 800 m /g para las mas

finas, expansivas. La alta superficie especîfica esta producida por el pequeno

tamano de las partîculas y por la morfologîa laminar o alargado-fibrosa de los

minérales. La carga electrica es el resultado de sustituciones iônicas en la

estructura del cristal (Si por al ; Al por Mg , Fe ) o de la ionización

de grupos OH a partir del agua. La carga electrica dominante asociada con la

superficie plana de la estructura cristalina es la negativa, aunque se pueden

presentar algunas cargas positivas, especialmente en los bordes de los cristales.

Capacidad de intercambio catiónico

Las partîculas de arcilla se caracterizan por la Hamada capa doble iónica: la

sólida, formada por partîculas de arcilla cargadas negativamente, esta rodeada

por una capa difusa, en fase liquida, de cationes cargados positivamente (Ca ,

Mg , Na , K , NH,, H , Al ). La concentración de estos cationes cerca de

las partîculas de arcilla, es mucho mayor que la existente en la soluciôn del

suelo (Teoria de Gouy-Chapman de la doble capa difusa). Ademâs, aunque taies

cationes pueden ser reemplazados por otros, no pueden ser eliminados por lavado

tan fâcilmente como los de la soluciôn del suelo. Por tanto, la capacidad de

intercambio catiónico actöa como un almacén temporal de las bases que, o bien

provienen de los minérales primarios por alteración o bien de los fertilizantes

aportados. Asociadas con la capa difusa de cationes adsorbidos, existe un gran

numero de moléculas de agua. Conforme mas se alteran las arcillas y se hacen

mas inertes, la capacidad de adsorción catiônica disminuye, y aumenta la de

adsorción aniónica (fosfatos, etc.).

La capacidad de intercambio catiónico (CEC) de los suelos no varia solamente

con el tipo y porcentaje de arcilla sino también con el contenido en humus.

La arcilla y el humus juntos constituyen el llamado complejo de cambio del suelo.

El valor de CEC se expresa en miliequivalentes por 100 gramos de suelo (meq.o

me/100 g). En la Tabla 4 se da el orden de magnitud de la CEC para el humus y las

arcillas mas importantes.

En la Tabla 4 se observa claramente que la capacidad de cambio de los coloides

orgânicos es mucho mayor que la de los inorgânicos.

55

TABLA 4. Capacidad de intercambio catiónico de

algunos componentes del suelo

Componente del suelo CEC (me/100 g)

humus 200

vermiculita 150

montraorillonita 100

illita 30

caolinita 10

cuarzo (tamano limo) < 0,01

Proporción de los diferentes cationes intercambiables

La fuerza quîmica con que las bases son retenidas disminuye segûn el siguiente

orden: Ca > Mg > K > Na; por tanto, en un suelo soraetido a lavado, los cationes + 2

tienden a acumularse de acuerdo con la citada secuencia. El Ca constituye, en

la mayorîa de los suelos, aproximadamente el 80% del total de bases intercambia-+2

bles. En areas costeras puede predominar el Mg . En zonas tropicales altamente

meteorizadas, los cationes que dominan son el H y el Al . Algunos suelos sali-

nos de zonas äridas o los suelos inundados con agua de mar tienen una alta can-

tidad de sodio intercambiable. Si estos suelos contienen pocas sales solubles,

los iones de sodio producen la dispersion de las arcillas, los suelos se hacen

fangosos y adquieren baja permeabilidad. Por otro lado, los iones Ca causan

la floculación de la arcilla y, por ello, dan lugar a una buena estructura y

permeabilidad.

Si 100 gramos de suelo tienen una CEC de 20 meq y 12 meq de bases intercambia-

bles, se dice que el suelo tiene una saturación por bases del 60%.

El pH indica la cantidad relativa de H y OH en la solución y también refleja

el porcentaje de saturación por bases. El pH de los suelos de regiones humedas,

mäs o menos lavados, es menor que el de los de regiones âridas. Si el porcentaje

de saturación por bases es del 90%, el pH es aproximadamente de 7, o mâs elevado

cuando estän présentes en ella los carbonatos, especialmente de sodio.

56

2.2.4 Materia orgânica y fauna del suelo

Clases de materia orgânica y cantidad

Cuando se incorpora al suelo materia orgânica fresca, parte de ella es descom-

puesta rapidamente por la acción de los microorganismos. Permanece un residuo

lentamente descomponible, llamado humus, compuesto de una mezcla de sustancias

parduzcas u obscuras amorfas y coloidales. Se emplea el término micro-organismo,

o microbios, para denominar a la microflora (por ejemplo.bacterias y hongos) y a

la vida animal microscópica (ejemplos: protozoos y nematodos). La velocidad de

descomposición y el tipo y cantidad de los productos finales obtenidos, dependen

de la temperatura, aireaciôn, condiciones quîmicas del suelo y del tipo de micro

organismos. El contenido en materia orgânica de los suelos varia grandemente. La

mayoria de los suelos tienen un contenido en materia orgânica comprendido entre 2

y 4 por ciento; se considéra nivel bajo al inferior al 1% (regiones äridas).

En suelos bajo cultivo, las principales fuentes de materia orgânica son:

- residuos orgânicos de los cultivos: rastrojos y, especialmente, residuos de las raices,

- estiércol (excrementos de animales),

- compost,

- abonos verdes (cultivos enterrados en un momento en el que la planta esta inmadura y présenta suculencia; se emplean especialmente con legumbres).

Importancia de la materia orgânica

La influencia de la materia orgânica en las propiedades fîsicas y quîmicas de los

suelos es grande, incluso cuando esta presente en pequenas cantidades.La funciôn

beneficiosa de la materia orgânica, se puede resumir de la forma siguiente.

Desde un punto de vista de fîsica del suelo, la materia orgânica, mâs que ningun

otro factor, potencia la formación y la estabilidad de los agregados. En parti

cular, la descomposición de materia orgânica fresca, produce gérmenes y micelios

de organismos.que son los mâs efectivos en el proceso de formación de los agrega

dos.La agregación lleva consigo un incremento de la porosidad.lo cual significa

una mayor aireaciôn, una mejor infiltración y percolación y una reducción del

peligro de escorrentîa y erosion. Ademâs, la alta capacidad de adsorciôn de

agua del humus, junto con la mayor estructura del suelo, da lugar a un aumento

57

de la capacidad de retención de humedad del suelo. Desde el punto de vista quî-

mico, la descomposición de la materia orgânica produce N,P y S;por medio de la

formación de âcidos orgânicos e inorgânicos, dicha descomposición potencia

la extracción de nutrientes de las plantas a partir de minérales. También,

puede existir una considerable fijacion de N del aire por medio de bacterias

no simbióticas que obtienen su energîa de la descomposición de tejidos muertos

de las plantas; esta fijación también pueden hacerla bacterias simbióticas que

toman la energîa del jugo celular de las leguminosas como la alfalfa, el trébol,

guisantes y judîas. Finalmente, el componente hûmico de la materia orgânica

aumenta significativamente el valor de la CEC del suelo al ser la CEC del com

ponente humus dos o tres veces superior a la de los coloides minérales. Para

mâs detalle, se remite al lector a los capftulos correspondientes de RUSSELL

(1954) y BEAR (1964).

La microfauna del suelo

Ademâs de los diferentes microorganismos, el suelo (especialmente el que con

tiene abundante materia orgânica fresca) contiene un gran numero de animales

tales como roedores, insectîvoros, insectos, miriâpodos, âcaros, aranas y

lombrices de tierra. La mayorîa de estos animales se alimentan de tejidos vé

gétales mâs o menos descompuestos (provenientes de hojas caïdas y raices muertas)

De esta forma, sirven para incorporar mucha materia orgânica a los suelos y para

iniciar los procesos de descomposición que continuarän los microorganismos.

Ademâs, especialmente por medio de las lombrices, se mezcla, transporta y granula

grandes cantidades de suelo; los agujeros dejados por los diferentes animales

sirven para aumentar la aireación y el drenaje interno del suelo.

2.3 Propiedades fisicas de los auelos minérales

La influencia combinada de los componentes orgânicos e inorgânicos, sumada

a las condiciones quîmicas mâs importantes del suelo (factures A), determinan

la porosidad y la estructura del suelo (ver Fig.2). Los factores A en combinaciór

con la cantidad de agua presente determinan la consistencia del suelo, mientras

que junto con los regimenes prédominantes de aireación y temperatura del suelo

determinan el color del mismo.

58

2.3.1 Porosidad del suelo

En este apartado solo se considerarâ el espacio poroso total; la distribución

de los poros por tamario se discutirâ en el Apt.2.3.2. Para calcular el espacio

poroso de los suelos es necesario conocer la densidad real y la densidad apa-

rente del suelo.

Densidad real (densidad especîfica relativa)

La densidad real es la masa por unidad de volumen de las partîculas del suelo. 3

Generalmente se expresa en gramos por cm de suelo. También se suele encontrar

expresada en libras por pie cûbico (pfc). Obsérvese que por 100 pfc corresponden 3

a 1,6 g/cm . A menudo se usa el término densidad especîfica relativa en vez

del de densidad real. Se define como la relación entre el peso de una partîcula

elemental de suelo y el de un volumen de agua igual al volumen de la partîcula. 3

Es un valor adimensional. Como a temperatura normal un cm de agua pesa un gramo, ambos conceptos toman el mismo valor numérico.

La densidad especîfica relativa media de algunos componentes del suelo es:

materia orgânica 1,47; arena 2,66; arcilla 2,75. Generalmente, la densidad

especîfica relativa de los suelos minérales varia entre 2,6 y 2,9; se suele tomar

2,65 como valor medio aceptable.

Densidad aparente

Se llama asî al peso en seco por unidad de volumen de suelo en sus condiciones

naturales o, con otras palabras, a la masa de suelo seco por unidad de volumen

habiéndose determinado este ultimo antes del secado. Se expresa en gramos por 3 . . . . .

cm . Tiene el mismo valor numérico que la densidad especîfica aparente defmida

como la relación entre el peso de una unidad de volumen de suelo y el de igual

volumen de agua. Generalmente, la densidad aparente de los suelos no cultivados

varia entre 1,0 y 1.6; las capas compactas pueden tener una densidad aparente

de hasta 1,7 a 1,8. Generalmente, cuanto mâs fina sea la textura y mayor sea

el contenido en materia orgânica, menor sera la densidad aparente.

NOTA: contenido de humedad del suelo por unidad de masa x densidad aparente =

contenido de humedad por unidad de volumen.

59

El espacio poroso de un suelo es la parte del mismo que en su estado natural

esta ocupado por aire y/o agua (volumen de huecos). El volumen del espacio

poroso dépende mucho de la disposición de las partîculas sólidas. La porosidad

n es el porcentaje por unidad de volumen de suelo en su estado natural no

ocupado por las partîculas sólidas, es decir

„„ ., densidad aparente. n ' 10° ° - densidad real )

Ejemplo: Si la densidad aparente es 1,4 y la densidad real 2,65, la porosidad

sera igual a 100

(. - 1£) - 47%

Generalmente, la porosidad de los suelos minérales varia entre el 35% para los

suelos compactos y el 60% para las capas superficiales sueltas del suelo.

El volumen especîfico de la fase sólida es el volumen ocupado por un gramo de

sólidos; por tanto, es el valor recîproco de la densidad real. Un valor medio es

1/2,65 - 0,38 cm3/gr.

El volumen especîfico del suelo es el volumen que en su estado natural ocupa

1 gramo de suelo; por tanto, es el valor recîproco de la densidad aparente.

A menudo se llama a este valor, abreviando, volumen especîfico.

A partir del volumen especîfico se puede calcular directamente la contracciân

de los suelos. Por ejemplo, un sedimento que tenga originariamente un volumen 3

especîfico de 0,95 cm /gramo y que después de drenarlo lo tenga de 0,72, se

habrä contraîdo un 23 por ciento o, con otras palabras, una capa de 10 cm

se reducira a una de 7,7 cm después de drenarla.

En mecânica del suelo se emplea, a menudo, la relación de huecos en vez de la

porosidad. Se define como la relación entre el volumen de huecos y el volumen

de sólidos V

V e = V =

s

V V

1 - V V

Observése que el denominador de esta expresión permanece constante aun cuando el

volumen del suelo varîe, considerando el suelo como un conjunto.

60

Una porosidad de un 35% corresponde a un porcentaje de huecos de e = 0,35/0,65

- 0,54.

Una porosidad de un 60% corresponde a un porcentaje de huecos de 1,5. Las tur-

bas y los estiércoles pueden tener unos valores de e de hasta 4 a 5.

Se llama consolidación a la reducción del valor de e cuando el agua sale de los

poros del suelo. Si esta reducción se debe a que se fuerza al aire a salir del

suelo por medios mecänicos, recibe el nombre de compactación.

2.3.2 Estructura del suelo

Se refiere este término a la disposición tridimensional de las partîculas prima-

rias del suelo (arena, limo, arcilla) y/o de las partîculas secundarias del mismo

(microagregados), dentro de un cierto esquema estructural (macroagregados). Los

agregados de elementos texturales se mantienen unidos debido a los coloides

(minérales y orgânicos) y separados unos de otros por grietas y grandes poros.

En un suelo sin estructura, las partîculas primarias del suelo se dispondrân

mas o menos al azar, aproximândose a un denso empaquetado semejante al que

pudiera presentarse en una mezcla de esferas de diferentes tamanos. No habrîa

ningûn esquema sistemâtico de planos o zonas débiles a lo largo de los cuales

se pudiera romper para dar lugar a diferentes elementos de estructura.

La estructura es una importante caracterîstica morfológica del suelo. Como

tal no es un factor que influya en el desarrollo de las plantas; sin embargo

tiene influencia sobre casi todos los factores de crecimiento de las plantas

taies como retenciôn de agua, movimiento del agua, aireación del suelo, pene-

tración de las raîces, actividades microbiolôgicas, resistencia a la erosion,etc.

En un suelo estructurado, el esquema y espaciamiento de grietas y macroporos,

incluyendo la superficie total de los agregados, vienen gobernados por el tamano

y forma de los agregados. El movimiento del agua tiene lugar principalmente a

través de las grietas mâs importantes y de los poros grandes y, ademâs, la mayor

parte del agua fâcilmente disponible para las plantas se almacena en los macro

poros que existen entre y en los agregados. Estos espacios son también los que

las raîces de las plantas exploran mâs intensamente para encontrar agua y nu-

trientes.

61

Existen cuatro aspectos importantes de la estructura del suelo:

- La raacroestructura visible, estudiada durante las investigaciones

de campo y que se describe por medio de la forma y tamano de los agregados junto

con el grado de estructuración (diferenciación de los agregados individuales).

- Los espacios existentes entre y dentro de los macro y microagregados o

espacio poroso total y la distribución por tamano de los poros.

- Estabilidad estructural, especialmente en la capa superficial o capa

arable.

- El perfil estructural que indica el tipo, espesor y secuencia de los

diferentes horizontes estructurales o capas del suelo.

Macroestructuras

Se pueden dividir las macroestructuras en:

- Estructuras simples, cohérentes o no cohérentes, en las que no existen

pianos naturales de division o son vagos y confusos (sin estructura):

• granos sueltos, comün en arenas y limos sueltos con bajo contenido en

materia orgänica (ejemplos, arenas de playa, ceniza volcânica

reciente), y

• masiva, comün en suelos con textura franco arenosa, arenosa franca,

franco limosa, etc.

El suelo se mantiene unido debido a las pequenas cantidades de arcilla y de ma

teria organica, aunque no présenta ninguna lînea de ruptura preferente y pre

ëxistente.

- Agregados estructurales en los que se distinguen pianos de ruptura.

A un agregado individual se le denomina elemento de estructura (en contraposiciôn

con un "terrón", producido por la alteración debida al laboreo o a excavación, y

con un "fragmento",debido a la ruptura del suelo por las superficies naturales).

62

Existen cuatro tipos principales de estructura definidos de acuerdo con la

longitud relativa de los ejes vertical y horizontal y por el contorno de los

bordes (Fig.5):

- Laminar: Las dimensiones horizontales son mayores que las verticales.

Dominan los planos de ruptura horizontales (clase media 2 - 1 0 mm)

- Prismâtica: Agregados alargados en sentido vertical y en forma de

prismas. Se llama columnar cuando la cara superior del prisma es redondeada

(tipo medio 20 - 55 mm)

- En bloques: Aproximadamente la misma dimension horizontal que vertical

(tipo medio 1 0 - 2 0 mm)

En bloques angulares: caras planas y bordes agudos.

En bloques subangulares: se encuentran mezcladas caras de estructuras

redondeadas y planas y algunos bordes son redondeados.

- Granular: Los granulös son mas o menos redondeados y uniformes en forma

y tamano. Se emplea el termino de "migajosa" cuando la agregaciôn granular

es mas porosa y mas irregular en forma y tamano (tipo medio 2 - 5 mm).

Se pueden encontrar detalles adicionales e ilustraciones en el SOIL SURVEY

MANUAL (1951).

En la literatura sobre suelos se suelen encontrar términos taies como "débilmente

estructurado", "suelo bien estrurado", "estructura del suelo muy desarrollada",

"buena estructura" o "mala estructura", etc. Los tres primeros términos se

refieren al grado de desarrollo de la estructura e indican si los agregados estân

diferenciados y mantienen su tamano y forma tras mover el suelo. Los dos

Ultimos términos estân referidos a las cualidades aplicables a los cultivos.

Buena estructura significa que existen muchos agregados pequenos y estables

que optimizan el movimiento y almacenamiento de agua, la aireación y aumentan

el ârea superficial de los agregados sobre la que tiene lugar el cambio

y la entrada de nutrientes. Por ejemplo, una estructura granular fina y débil

indica un riesgo de que la estructura se destruirâ al cultivar el suelo. Una

estructura prismâtica gruesa y fuerte es agrîcolamente mala. Por otro lado,

una estructura migajosa fina y bien desarrollada es muy favorable para los

cultivos.

63

v* « #

^1 ^«D*J <»

Fig.5. Dibujos mostrando algunos tlpos de estvuotura del suelo: A. prismâtioa, B. columnar. C. en bloques angulares. D. en bloques subangulares, E. laminar, F. granular. (Soil Survey Manual, 19S1).

Distribución de los poros por tamanos

AI considerar las propiedades de transmisión y retención del agua en el suelo,

es mas importante la distribución de los poros por tamanos que el espacio poroso

total.

Se distinguen dos tipos genéticos importantes de poros del suelo: en primer

lugar existen los espacios entre agregados que son los poros que resultan de

la agregación de las partîculas del suelo; en segundo lugar, existen los bio-

poros que son el resultado del desarrollo de las plantas (raicillas y pelos

radiculares) y debidos también a la fauna del suelo (lombrices, insectos, etc.)

En consecuencia, los poros varian en cantidad, tamano, forma y continuidad.

64

Respecto del tamaîio y la funciôn que cumplen los poros, se puede hacer las

siguientes distinciones:

Nombre descriptivo Tamano Principal funciôn

macroporos

mesoporos

microporos

100 micras

30-100 micras

30-3 micras

aireaciôn y drenaje (flujo de gravedad)

conducciôn de agua (flujo capilar râpido)

retención de agua (flujo capilar lento)

Los macroporos son visibles a simple vista. También se les suele llamar poros

de aireaciôn y poros no capilares.

Los mesoporos son visibles con lentes de 10 aumentos.

Los microporos no son visibles aunque se puede conocer su presencia observando

las caras de los agregados. Si los agregados presentan superficies asperas,

existirân muchos microporos.

El agua esta presente no solo en los poros sino también en la superficie de las

partîculas del suelo (agua higroscôpica y pelîcula de agua).

Estabilidad estructural

Existen agregados muy diferentes segûn sea su capacidad para resistir el impacto

de las gotas de lluvia, el flujo de agua de riego o de escorrentîa y las con-

diciones de encharcamiento. La estabilidad estructural de la capa superficial

del suelo influye grandemente sobre el desarrollo de las plantas (salida de las

plantas jôvenes y mantenimiento posterior), aireaciôn, escorrentîa y erosion.

Dicha estabilidad viene determinada principalmente por los siguientes factores:

contenido en materia orgânica (cantidad y calidad de la misma), relación entre

el contenido de limo y arena muy fina respecto del de arcilla, componentes qui-

micos asociados con la arcilla (Ca , Na ) y materiales cémentantes (hierro,

aluminio, óxidos de silicio e hidrôxidos).

Es probable que un suelo sea estructuralmente inestable cuando tenga un bajo

contenido en materia orgânica, un alto contenido de limo y arena fina y un

contenido en arcilla moderadamente alto. El color de estos suelos suele ser,

65

a menudo, grisâceo o amarillento.El proceso por el cual una tnasa de suelo seco

se désintégra al mojarlo se denomina "desleimiento" o se dice que el suelo "se

desplaza en masa".Al secarse se conduce a la formación de una costra superfi

cial ("sellado superficial"). Si fuerzas mecänicas (gotas de lluvia.pisoteo del

ganado, laboreo de suelos mojados) producen el desmoronamiento de los agregados

se dice que el suelo se "enloda". Generalmente, los campos de arroz se enlodan

deliberadamente; ésto destruye los macroporos y créa una densa capa,mas o menos

impermeable, que évita excesivas pérdidas de agua.

El perfil estructural

Se denomina asï al tipo, espesor y secuencia de las diferentes estructuras del

suelo a lo largo del perfil. Las propiedades de retención y transmisión de agua

son muy diferentes si el suelo esta constituîdo por una capa de arena sobre

otra de arcilla o viceversa. En relación con la percolación de agua, aireación

y penetración de las raïces, es muy importante la posición de la capa densa

(densidad aparente 1,6 a 1,8) dentro del perfil. Tales capas, o un cambio ab

rupto en textura y estructura (estratificación prounciada), determinan gra'nde-

mente la profundidad efectiva del suelo, llamada también profundidad de la

zona radicular.

2.3.3 Consistencia del suelo

Se llama asî a la manifestación de las fuerzas fïsicas de cohesion y adherencia

de un suelo a diferentes estados de humedad (seco, hümedo, empapado), como

respuesta a su comportamiento frente a fuerzas mecänicas o fuerzas de gravedad.

La consistencia del suelo determinarâ la duración del perîodo apropiado para

el laboreo, la fuerza de tracción necesaria y si es fäcil o difïcil el preparar

una buena sementera.

Indirectamente, el edafólogo experimentado Ie puede ser de gran utilidad para

obtener información sobre la textura, estructura y permeabilidad del suelo.

Los fenómenos de la consistencia del suelo son: friabilidad, plasticidad y

adherencia, as£ como la resistencia a la compresión (conveniencia para cimenta-

ción) y al esfuerzo cortante. Los dos Ultimos fenómenos pertenecen al campo

de la mecânica de suelos y no se tratarân en este trabajo.

66

La friabilidad indica la facilidad con que los suelos hûmedos se desmenuzan. Se

describe con los siguientes términos: suelto,blando,ligeramente duro,duro,muy

duro, extremadamente duro.

Por plasticidad se entiende la capacidad de un suelo mojado.dentro de unos cier-

tos limites de humedad, para cambiar su forma al someterlo a fuerzas externas

y a mantener su nueva forma (capacidad de moldeo). En general, son suelos no

plâsticos aquellos que contienen menos de un 15% al 20% de arcilla. La clasifi-

caciôn de un suelo para fines de ingenierîa esta basada en la textura (grano

grueso, grano fino) y en la plasticidad.

Para esta clasificación se han definido dos limites de consistencia (limites de

Atterberg): limite lîquido y limite plâstico.

Se llama limite lîquido al mînimo contenido en agua al que la mezcla suelo-agua

cambia de ser un lîquido viscoso a un solido plâstico. Tiene aproximadamente la

misma consistencia que la pasta saturada empleada para estudios de salinidad.

Se détermina el limite lîquido colocando la muestra en una mâquina standard y

separândola en dos mitades por medio de un acanalador también standard. Si la

hendidura hecha en la mezcla suelo-agua se cierra con el impacto de 25 golpes

ya definidos, tal mezcla es la correspondiente al limite lîquido.

Se define el limite plâstico como el mînimo contenido en agua dentro de los limi

tes en los que el suelo présenta plasticidad. Se ha definido arbitrariamente

en el laboratório como el mînimo contenido en agua para el que el suelo puede

modelarse en cilindros de 3 mm de diametro sin que éstos se rompan o desmoronen.

El indice de plasticidad o numero plâstico (limite lîquido menos limite plâstico)

define el intervalo en contenido de humedad para el que el suelo tiene propie-

dades de un sólido plâstico.

A un contenido de humedad superior al del limite plâstico, el suelo se enlodarâ

al manejarlo o al trabajar con él; ésto significa que se debe trabajar los

suelos cuando su contenido de humedad es inferior al limite plâstico (LAMBE,

1961).

Se llama adherencia al grado con que un suelo mojado se adhiere a otros objetos.

Se détermina observando la adherencia que a la piel présenta la pelicula que se

obtiene al apretar el suelo entre los dedos.

67

Los términos con que se describe esta propiedad son: no adhérente, ligeramente

adhérente, adhérente y muy adhérente.

La compactación es otro aspecto de la consistencia del suelo; indica una combi-

nación de una consistencia firme o fuerte y un espeso empaquetado de las partï-

culas del suelo dando por resultado una baja porosidad. Se mide por la resisten-

cia que présenta el suelo a la penetración de la humedad. Esta en contraposición

con la cementación que indica una consistencia fuerte, quebradiza, que no se

reblandece apreciablemente bajo un prolongado humedecimiento.

La consistencia y la estructura estân fuertemente relacionados. Mientras que la

estructura es el resultado de las fuerzas existentes en fase sólida, la consis

tencia es una medida indirecta de dichas fuerzas.

Esto implica que a veces se puede inferir la estructura a partir de la consisten

cia y viceversa.

2.3.4 Color del suelo

El color es la caracterîstica del suelo mäs evidente y mâs facilmente determi

nable. Si se considéra el color del suelo junto con otras caracteristicas ob

servables, estructura, textura y consistencia, se pueden inferir una gran parte

de las condiciones fîsicas y quîmicas de los suelos.

Causas del color del suelo

El color dépende de la naturaleza del material original a partir del que en

el se formó el suelo, del drenaje externo e interno y de las temperaturas

prédominantes del suelo.

Primariamente es debido a los revestimientos existentes sobre la superficie

de las partîculas minérales. En suelos aireados, los colores pueden ser pardos

oscuros, casi negro cuando predominan las partîculas de humus, o de amarillo

a rojo debido a revestimientos de compuestos de hierro mâs o menos hidratados.

En suelos encharcados, se presentan colores grises-verdosos debidos a la

reduccion de hierro férrico a ferroso. Se indica esta condiciôn con el término

"gley".

El color de un horizonte del suelo puede ser uniforme o tener moteados (con

manchas).

68

El término "moteado gley" indica la presencia de manchas con colores rojos,

amarillos y otros debidos a la oxidación después de un perîodo de reducciôn; se

présenta cuando un suelo esta sometido a un régimen de capa de agua fluctuante

(condiciones de encharcamiento temporal). Otro factor de diagnóstico que puede

indicar unas condiciones de encharcamiento temporal es el color del suelo en las

cercanîas de las raîces.

Cuando los canales de las raîces vivas se caracterizan por colores mâs claros

que la masa del suelo circundante (por ejemplo, en un suelo pardo las raîces

se destacan con colores grises o verdes) y, ademâs, los canales de las raîces

muertas van acompanados de colores amarillo y pardo rojizos, este hecho se podrâ

tomar como un criterio para conocer la existencia de una aireación insuficiente.

Los colores rojo y amarillo pronunciados suelen ir asociados a suelos tropicales

o subtropicales; sin embargo, en climas âridos predominan colores grisâceo-ama-

rillos, lo cual es un indice de poca alteración quïmica y bajo contenido en ma

teria orgânica.

Descripción del color del suelo

En los informes de estudios de suelos, los colores vienen descritos empleando

el sistema de colores Munsell; dicho sistema se basa en définir el grado rela-

tivo con que se presentan tres variables elementales del color: tinte (hue),

claridad (value) e saturación cromâtica (chroma).

El tinte es la cualidad que distingue un color de otro. Los principales tintes

son: amarillo (Y), rojo (R), verde (G), azul (B) y morado (P).

En la variacion desde el rojo hasta el amarillo se distinguen los siguientes

tintes: 10 R; 2,5 YR; 7,5 YR; 2,5 Y y 5 Y.

La claridad es una medida de la claridad u obscuridad de cualquier color. Esta

cualidad toma el valor de 1 para los muy obscuros y 8 para los muy claros.

La saturación cromâtica es una medida de la fuerza o debilidad de un color.

El valor 8 indica un color muy fuerte y el 1 indica uno muy débil.

El color Munsell debe siempre ir acompanado de una descripción verbal del color:

por ejemplo, 10 YR 6/4 (pardo amarillento-claro).

69

2.4 Humedad del suelo

Las relaciones suelo-agua pueden dividirse en dos categorîas principales:

- propiedades del suelo como transmisor de agua

- propiedades del suelo en relación con la retención de agua.

2.4.1 Propiedades relacionadas con la transmisiön

del agua en el suelo

La velocidad del movimiento de agua en el suelo esta gobernado por las fuerzas

de gravedad o capilaridad, o ambas, y por la permeabilidad del suelo.

Permeabilidad del suelo

El término permeabilidad del suelo se emplea en un sentido cuantitativo general

y significa la facilidad con que el suelo conduce o transporta agua. Para définir

mas precisamente la permeabilidad del suelo, se debe distinguir entre:

- la velocidad de entrada de agua en la superficie del suelo, que détermina la relación entre la absorción y la escorrentïa superficial,

- la velocidad de percolación subsuperficial, que détermina el drenaje interno del perfil del suelo, y

- la conductividad hidrâulica, que es el factor de proporcionalidad de la ley de Darcy (ver Cap.6). Esta caracterîstica del suelo es de particular importancia para el drenaje del flujo de agua subsuperficial (Fig.6).

a o N

S u

capa superior del suelo

subsuelo

s t r a t o

I I

4,'

21 - I 5.1

il ~i •81 II 1

capa densa del suelo

capa freatica

^

' '

1 Y

velocidad de infiltración

velocidad de percolación

conductividad hidrâulica

Condiciones flujo de

del agua

no saturado

casi saturado

saturado

Medida

infiltrómetro (en seco)

infiltrómetro (en hûmedo)

método del sondeo

Objetivo

aplicación del agua de riego

drenaje interno

$ drenaje subsuperficial

capa impermeable .

Fig.6. 1res aspeatos de la permeabilidad del suelo.

70

Las velocidades de entrada de agua por la superficie y de percolación indican

las permeabilidades verticales en condiciones de no saturación. Sin embargo,

ambos términos no son sinónimos. La entrada superficial de agua (o velocidad

de infiltración) se refiere especîficamente a la entrada de agua por la super

ficie del suelo (es decir, transmisiôn mâs almacenamiento), mientras que la

velocidad de percolación esta relacionada con el movimiento de agua a través del

suelo. Se puede définir esta ultima como la cantidad de agua que pasa por unidad

de sección transversal y por unidad de tiempo a una determinada profundidad de

la masa del suelo.

Drenaje interno de la zona radicular

Este término se refiere a la propiedad de la zona radicular por la que es posible

que el agua la atraviese en sentido descendente. Un drenaje interno pobre daria

lugar a un estancamiento en la zona radicular del agua infiltrada, por ejemplo,

debido a una capa poco permeable. El que tal capa genere una capa colgada de agua

es decir, la capa de agua constituye el limite de una zona saturada por debajo

de la cual existe una capa de suelo no saturada de agua, dépende no solo de la

velocidad de percolación de la citada capa sino también de la velocidad con que

el agua se infiltra por la superficie y de la capacidad de almacenamiento de

agua.

2.4.2 Humedad total fâcilmente disponible

En planificación agrîcola, un factor importante a considerar es la capacidad

del suelo para retener humedad de la que disponer fâcilmente para el crecimiento

de las plantas. Esto se aplica no solamente en sitios donde la cantidad de

lluvia es adecuada sino también en proyectos de riego, donde el agua se debe

aplicar en el momento correcto y en la cantidad précisa.

La réserva util (RU) es la capacidad de retención de agua de una muestra no

alterada de suelo y comprendida entre la capacidad de campo (limite superior),

expresada como porcentaje del volumen. Es una caracterîstica fîsica para cada

capa de suelo.

El punto de marchitamiento, llamado también punto de marchitez permanente, es

el contenido de humedad para el que las raîces ya no son capaces de tomar agua

71

del suelo, sufriendo, por tanto, un marchitamiento irreversible. La experiencia

muestra que la tension de humedad correspondiente al punto de marchitez es, a

menudo, aproximadamente igual a - 15 atm. Es por ésto que frecuentemente se

hable del porcentaje de humedad a 15 atm. en vez de hareerlo del punto de mar

chitamiento; con ello se esta refiriendo al porcentaje de humedad en equilibrio

contenido en un suelo que primeramente se ha saturado y a continuación se ha so-

metido en un aparato de presión de membrana donde se ha aplicado una presión de

15 atm. Este experimento es mucho mâs fäcil de hacer y mäs reproducible que el

de determinar el punto de marchitamiento por medio de una serie de investigaciones

hechas sobre plantas vivas. Se llama capacidad de campo al porcentaje de agua que

queda en un suelo a los dos o tres dîas de haber sido saturado y una vez que

practicamente ha cesado el drenaje libre del mismo. La experiencia ha mostrado

que para muchos suelos francos, profundus y con buen drenaje libre, la tension

de humedad a capacidad de campo es, aproximadamente, de - 1/3 atm. Es por esta

razón que corrientemente se emplea, en vez de la capacidad de campo, el contenido

de humedad en equilibrio de un suelo sometido a una presión de 1/3 atm.

Entre los valores de la réserva util y la textura de suelo suele existir una

relación bastante buena, especialmente cuando los suelos tienen mineralôgicamente

las mismas arcillas, mismos cationes adsorbidos, misma estructura, etc. (ver

Fig.4).

La Réserva Util Total (RUT) es la suma de los valores de RU para cada capa de

la profundidad de la zona radicular real o potencial del perfil del suelo, es

decir, de la profundidad efectiva del suelo.

Se denomina profundidad efectiva del suelo a la profundidad hasta la que las

'raîces de las plantas pueden profundizar fâcilmente en bûsqueda del agua y de

los nutrientes. El carâcter de cualquier capa que limite la profundidad efectiva

del suelo puede afectar también al drenaje interno del suelo. Son capas limitan

tes: capas compactas o de alguna forma endurecidas, roca, grava, arena gruesa o

cualquier discontinuidad abrupta u pronunciada existente en el perfil.

No se puede considerar que toda la réserva utilizable (RUT x profundidad efec

tiva del suelo) es fâcilmente utilizable. Como aproximación grosera, se puede

decir que la Réserva Total Fâcilmente Utilizable es, poco mâs o menos, dos

tercios del valor de RTU. Asî, por ejemplo, si la profundidad efectiva del

suelo es de 1,20 m y la RU es del 10%, RTU sera igual a 12 cm y RTFU = 8 cm.

En suelos arenosos el agua disponible es tan poca que sera el principal problema

de dichos suelos.

72

2.5 El aire del suelo

Las raïces de las plantas y la mayorîa de los microorganismos del suelo utili-

zan oxîgeno (0.) tornado del aire del suelo y expulsan anhîdrido carbönico (CO ).

Para este proceso respiratorio se necesita un continuo aporte de oxîgeno. Parti-

cularmente en suelos de textura fina en climas hûmedos y en suelos bajo riego,

un insuficiente aporte de oxîgeno limitarâ el desarrollo de las plantas. La me-

jora de la aireación del suelo es uno de los principales objetivos del drenaje.

2.5.1 Composiciôn del aire del suelo

El espacio poroso del suelo, aproximadamente un 40 - 50 por ciento en volumen,

esta ocupado por agua y gases. Una pequena parte de estos gases se encuentra

disuelta en el agua del suelo y el resto constituye el aire del suelo.

Si se compara el aire del suelo con el aire atmósferico, se encuentra que el

contenido en nitrógeno es aproximadamente el mismo en ambos (79 por ciento)

mientras que el contenido en oxîgeno del aire del suelo es inferior (20,97

en el atmosférico) y los de anhîdrido carbónico y vapor de agua son superiores

a los del aire atmosférico (C0? en la atmósfera: 0,03%).

El contenido en CO. del aire del suelo es, generalmente, de 0,2 a 0,5% aunque

puede aumentar hasta el 1% e incluso llegar a ser del 15%. En general existe

una relación inversa entre los contenidos en 0„ y C02; cuando el 0„ disminuye,

el C0„ aumenta. Salvo algunos casos excepcionales, la suma de los contenidos

en 09 y C0? en el aire del suelo es muy semejante a la del aire atmosférico.

En sitios donde el intercambio gaseoso esta impedido, tal y como sucede en con-

diciones de encharcamiento o donde predominan las actividades biológicas anae-

robias, se pueden acumular productos taies como el metano (CH.) y el âcido

sulfîdrico (H-S). La composiciôn del aire del suelo présenta una notable varia-

ción estacional. Représenta un equilibrio dinâmico entre dos procesos en com-

petición: la producción de C0„ (respiración de las raïces y de los microbios)

y su eliminación.

73

2.5.2 Volumen de aire del suelo

Existe una relación inversa entre suelo-aire y suelo-agua.Una excesiva cantidad

de agua implica una reducción de la cantidad de aire en el suelo.

Es de especial importancia el contenido de aire en el suelo uno o dos dîas

después de una fuerte lluvia o de un riego, cuando se ha eliminado la mayor

parte del agua de la gravedad. El espacio poroso Ueno de aire en taies condi-

ciones recibe frecuentemente los nombres de porosidad de aireaciôn, capacidad

de aireaciôn o porosidad no capilar. Se puede définir por medio de la tension

del agua en el suelo, tamano del diametro de los poros, o porcentaje en volumen.

Como regia general,se puede decir que un suelo esta bien aireado si su porosidad

de aireaciôn es del 10% en volumen.

2.5.3 C6mo se produce el suministro de oxlgeno

En el intercambio de gases entre el suelo y la atmósfera entran en juego dos

mecanismos diferentes, que son: difusión y convecciön. Es por medio de la

difusión por donde la mayor parte del aire del suelo se renueva. En este proceso,

los gases individuales se mueven como respuesta a las diferencias en su propia

presión parcial, o gradientes. Debido a los procesos de respiraciôn de las raîces

y microbios, la presión parcial del oxîgeno queda por debajo de oxlgeno atmos-

férico; mientras tanto, la presión parcial del CO- aumenta hasta ser superior

a la de su contenido atmosférico normal y, como consecuencia, se élimina CO . La

difusión debe tener lugar por los poros llenos de aire, ya que es difîcil que pase

aire a través de una capa de agua. La intensidad con que se produce viene deter-

minada por el volumen total y, especialmente, por la continuidad de los poros

llenos de aire. El tamaîio de los poros tiene poco efecto sobre la intensidad

de la difusión; sin embargo, son de gran importancia a este efecto las propiedades

que tenga el suelo para transmitir agua. La experiencia muestra que una capa

compacta de suelo o una costra tienen una gran influencia negativa sobre la aire

aciôn del suelo, especialmente en condiciones de humedad y de temperaturas

altas.

Se produce convecciön cuando el flujo de gases dentro y fuera del suelo es una

consecuencia de los gradientes en la presión total existentes entre el aire

del suelo y la atmósfera. Estas diferencias en presión vienen principalmente

74

originadas por diferencias de temperatura y de presión barométrica. Si se com

para con la difusión, la convección es un factor de poca importancia sobre la

aireaciôn del suelo. Para este fenómeno es decisivo el tamano de los poros ya

que la intensidad del flujo de gases es proporcional a una potencia de tamano

de los poros.

2.5.4 Necesidades de las plantas

Un abundante suministro de oxîgeno en la zona radicular es algo indispensable

para un crecimiento vigoroso de las plantas. Sin embargo, las necesidades de

aireaciôn de las plantas y su tolerancia a unas condiciones pobres de aireaciôn

varîan considerablemente. También puede influir su grado de desarrollo. Existe

una falta de información sobre las exactas necesidades de aireaciôn de las di-

ferentes plantas y sobre datos cuantitativos indicando el estado de aireaciôn

de los suelos. Por la experiencia practica, solamente se han establecido las nece

sidades relativas de aireaciôn. Asî, se sabe que los tomates, patatas, remolacha

azucarera, guisantes y cebada son plantas que necesitan una alta aireaciôn del

suelo. Las condiciones de pobre aireaciôn imp iden la toma de agua (aridez fisio-

lôgica) y de nutrientes por las plantas y reducen el desarrollo de las raîces.

2.5.5 Condiciones de aireaciôn y procesos del suelo

De rauchas formas, la aireaciôn del suelo también ejerce una influencia indirecta

sobre el crecimiento de las plantas ya que afecta a los procesos biolôgicos del

suelo y a las condiciones quîmicas.

La fijaciôn de nitrögeno por los microbios aerobios es de gran importancia en

un suelo y esta fuertemente influenciada por la aireaciôn del mismo. La falta

de aire suficiente impide la oxidaciôn de nitrögeno y azufre a formas en las

que las plantas los puedan fâcilmente utilizar. Las cantidades de hierro y man-

ganeso solubles también estân muy influenciadas por la concentraciôn de oxîgeno

en el aire del suelo, de la misma forma que lo estân por el pH del suelo. El

hierro y el manganeso se pueden acumular en forma de concreciones cuando periô-

dicamente los procesos anaerobios son reemplazados por aerobios. En condiciones

anaerobias, se pueden producir sustancias tôxicas inorgânicas y orgânicas. En

general, un alto contenido en CO. aumenta la solubilidad del fôsforo y del car-

bonato de calcio. Este ultimo es de gran importancia en la recuperaciôn de suelos

sôdicos calizos.

75

2.5.6 Aireaciôn del suelo y drenaje

El principal objetivo del drenaje subsuperficial es promover unas favorables

relaciones suelo-agua-aire; se debe distinguir entre drenaje para los cultivos

y drenaje del suelo.

La finalidad del drenaje para los cultivos es obtener una zona radicular aireada

mientras dura el perîodo de desarrollo del cultivo.

El drenaje del suelo se necesita durante el tiempo en que no existen cultivos

en el suelo. Este tiene dos finalidades:

- mantener la estructura del suelo, temperatura y suministro de nitrógeno

en una situación favorable para el futuro desarrollo de la planta

- mantener favorables las condiciones de trâfico y de trabajo en el suelo

(laboreo, preparación de la siembra).

2.6 Temperatura del suelo

Junto con el agua, aire y nutrientes, la temperatura del suelo es otro factor

importante del crecimiento de las plantas. La temperatura del suelo afecta

grandemente a la actividad microbiolôgica, a la germinaciôn de las semillas

y al desarrollo de las raîces.

2,6.1 Temperatura del suelo y crecimiento de las plantas

El proceso de germinaciôn dépende de la temperatura del suelo mis que de la

del aire. La temperatura favorable a la germinaciôn varia con las diferentes

especies. Asî, la temperatura minima diaria de los 5 cm superficiales del suelo

es de 10 °C para la alfalfa, 16 °C para el maîz y de 22 °C para el algodón.

Las temperaturas del subsuelo al comienzo de la primavera son particularmente

importantes para el crecimiento de las raîces. Los suelos con subsuelos bien

drenados se calientan mâs râpidamente y hasta una mayor profundidad que aquellos

cuyo contenido en agua es mayor; de aquî la importancia de un buen drenaje

durante el comienzo de primavera en climas templados o mediterrâneos.

76

La actividad microbiológica queda muy disminuîda a temperaturas por debajo de

10 C. Por encima de esta temperatura, la actividad aumenta granderaente y ésto

lleva consigo un aumento de la cantidad de nitrógeno, fósforo y azufre dispo

nible y procedente de la descomposición de la materia orgânica fresca.

2.6.2 Temperatura del suelo y drenaje

Los suelos mojados tienen mayor capacidad calorifica (capacidad termal o calor

especîfico) que los suelos secos.

Se define el calor especîfico de cualquier sustancia como el numero de calorîas

que hay que aportar a un gramo de dicha sustancia para que aumente su tempera

tura 1 °C.

El calor especîfico del agua es de 1,00 cal/g. El de un suelo minerai y seco

es de aproximadamente 0,20 cal/g. Para comparar el calor especîfico de un

suelo seco con el de uno hûmedo, es mejor emplear la capacidad calorîfica volu-

métrica (cal/cm3). Un cm3 de un suelo seco con un espacio poroso del 50% tendra

una capacidad calorîfica de 0,5 * 2,65 x 0,2 » 0,26 cal/cm3. Este suelo con

todos sus poros llenos de agua, tendrîa una capacidad calorifica de

0,26 + (0,5 x 1,0) = 0,76 cal/cm3. Ademâs, si el exceso de agua no percolase, la

mayor parte de este exceso es evaporarîa, produciendo un notable enfriamiento.

Las temperaturas de los suelos mal drenados son de 4 a 8 C inferiores a suelos

semejantes en buenas condiciones de drenaje.

Ademâs del calor especîfico, también se debe tener en cuenta la conducción de

calor en el suelo; sin embargo, ésto no altera la conclusion general de que los

suelos mal drenados son suelos frîos.

2.7 Fertilidad del suelo y productividad

2 .7 .1 Definiciones

Se emplea el término "fertilidad" en diferentes sentidos. Se puede referir a:

a) La capacidad inherente del suelo para suministrar nutrientes a las

plantas en cantidades adecuadas y en proporciones convenientes.También se emplean

en este sentido los términos "fertilidad quîmica" y "estado nutritivo". La ca

pacidad para aportar nutrientes de un suelo se puede dividir en:

77

(i) la fertilidad real que es la cantidad de nutrientes aportada por

unidad de tiempo, llamada también "capacidad de aporte de nutrientes

a corto plazo", y

(ii) la fertilidad potencial, que es una función de la réserva total de

nutrientes de las plantas en el suelo (minérales alterables, materia

orgänica, bases cambiables) y/o la respuesta de los suelos al empleo

de los fertilizantes.

b) La capacidad de un suelo para soportar cultivos. En este sentido, la fer

tilidad es una función de las propiedades quîmicas y fîsicas del suelo (rela-

ciones suelo-agua y suelo-aire).

Los rendimientos de los cultivos no dependen solamente de las condiciones del

suelo sino también de las condiciones climaticas prédominantes y de las prâcti-

cas de cultivo en relaciôn con el manejo del suelo, agua y planta (uso de ferti

lizantes, control de la erosion, malas hierbas, plagas, drenajè, riego, variedad

empleada, etc.)« Estos aspectos estan incluîdos en el término "capacidad

productiva" del suelo, que esta relacionada con los rendimientos de los cultivos

adaptados a un suelo concreto bajo unas condiciones climaticas dadas y con

un conjunto de prâcticas de manejo determinadas.

El término "productividad del suelo" se emplea en las clasificaciones de tierras.

Este término significa la capacidad productiva expresada en términos de

producción. Bajo ciertas condiciones, un suelo puede tener una alta capacidad

productiva y una bastante baja productivdad. En ultimo término, solo se tiene en

cuenta la productivdad del suelo. Se mide como la relaciôn entre los outputs

(rendimientos) y los inputs (agua, fertilizantes, insecticidas, maquinaria, etc.)

para un tipo especîfico de suelo y en unas condiciones dadas de manejo.

2.7.2 El aporte de nutrientes

Los principales elementos que las raîces de las plantas adsorben del suelo

son: nitrögeno (N), fôsforo (P), potasio (K), calcio (Ca), magnesio (Mg) y algu-

nos oligoelementos, es decir, elementos que son necesarios en cantidades minûs-

culas como son hierro (Fe), manganeso (Mn), cobre (Cu), eine (Zn), boro (B),

molibdeno (Mo), cobalto (Co).

78

Los elementos se pueden presentar de tres formas: en los minérales (temporal-

mente no disponibles), en forma cambiable y en la solución del suelo.

El nitrógeno se fija de la atmósfera por medio de la acción bacteriana (fijación

de nitrógeno) o se obtiene de la materia orgänica existente en el suelo tras la

descomposición de la misma (nitrificaciôn). El fósforo se obtiene de la descom-

posición de la materia orgänica y de la alteración de ciertos minérales. Los

otros elementos se obtienen principaimente de la alteración de la fase sólida

inorgânica. Corrientemente, el N, P y K se aportan al suelo en forma de fertili-

zantes comerciales y/o en forma de estiércol.

79

2.8 Bibliografia

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81


3. SUELOS SALINOS

B. VERHOEVEN

Catedrdtico de Mejora de Tierras y Empleo del Agua International Courses in Hydraulic and Sanitary Engineering, Delft


B. Verhoeven (1962-1970) The Usselmeer Polders Development Authority (hasta 1969) International Courses in Hydraulic and Sanitary Engineering

R. H. Messemaeckers van de GraafT(1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

3. Suelos salinos

3.1 Origen y ocurrencia 85

3.2 Tipos de sales y su distribución 86

3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos 88

3.4 Clasificación 89

3.5 Recuperación 93


OBJETIVOS DE ESTE CAPITULO

Se expliaa brevemente los problemas de los suelos salinos, su ovigen, ocurvenoia

y veouperaoiôn. En los Cap-ttulos 9 y 11 (Vol.11), se discute en detalle el

drenaje de estos suelos.

84

3.1 Origen y ocurrencia

Todos los suelos,incluso los de zonas hümedas,contienen algunas sales solubles.

Generalmente son sales de calcio y su concentración es, a menudo, no superior

a 0,4 g por litro de solución del suelo. El contenido de los suelos de zonas

âridas, aunque generalmente mayor que el de los de zonas hûmedas, también puede

considerarse bajo si se compara con el de los suelos realmente salinos. Dichos

suelos presentan contenidos altos de diferentes tipos de sales y/o un alto por-

centaje de sodio intercambiable. Los suelos fuertemente salinizados pueden

incluso mostrar eflorescencias o costras salinas, formadas por sales taies como

yeso (CaSO,), sal comun (NaCl), carbonato sódico (Na-CO.), o sales mäs complejas.

Algunos suelos salinos lo son porque el mismo material original lo era. Otros

suelos se salinizaron por inundaciones con agua de mar, por sales pulverizadas

transportadas por el viento, por el riego con agua que contenîa sales o que

estaba contaminada con aguas residuales industriales salinas. Sin embargo, la

mayorîa de los suelos salinos se desarrollaron por el resultado de un ascenso

capilar de agua superior a la cantidad que atraviesa el perfil en sentido

descendente.

Un transporte capilar considerable es, solamente, de esperar cuando la capa

freätica permanece alta durante perîodos prolongados de tiempo. A menudo se pré

senta esta situación en areas regadas que no disponen de un sistema de drenaje

adecuado. También se producen nivelés freâticos altos en aquellas regiones en

las que la capa de agua subsuperficial esta alimentada por fuentes naturales,

lo cual significa que la salinizacion esta producida por la evaporaciôn de un

agua que cayó en otro lugar. Por ello, generalmente se encuentran suelos sali

nos en o cerca de depresiones y valles en regiones de clima aridos o semiâridos

(Fig.1). ,

4i- — Fig.1. Relaoiôn entre la profundidad de la capa de agua en el suelo y la

%$3$&ÄS>" capa impermeable "ÄÄ*SÄSS<55 SalinizaoiÔn.

85

El alcance de la salinización por capilaridad y la profundidad a la que las sa

les se acumulan vienen regidos por la intensidad del ascenso capilar y la sali-

nidad del agua freâtica; la intensidad de lavado (por lluvia o agua de riego)

contrarresta los dos factores citados. La intensidad del transporte de agua a la

superficie del suelo dépende de la profundidad de la capa de agua, del gradiente

de potencial existente entre dicha capa y la superficie y de la conductividad

capilar del suelo en relación con su contenido de humedad (Cap.5).

La reducción del contenido salino del suelo llevada a cabo con agua de riego o

de lluvia, dépende de la cantidad y cualidad del agua que percola a través del

suelo asî como de las caracterîsticas fîsicas y del contenido de humedad del

mismo.

3.2 Tipos de sales y su distribution

Existen muy diferentes tipos de suelos salinos segun sea el contenido en sales,

el tipo de sales, la estructura y la posibilidad de recuperaciön de dichos

suelos.

Los aniones dominantes son los cloruros, sulfatos y carbonatos; algunas veces

también los nitratos. Las sales que mas comunmente se presentan son las de

sodio y también son frecuentes las de calcio y magnesio; no son excepcionales

las mezclas de diferentes sales y la presencia de minérales complejos. La Fig.2

muestra la distribuciôn tîpica de los diferentes componentes solubles que se

encuentran en un suelo salino sodico.

29.1 10 meq/100 g de suelo 1 0 2 6 . 1 — •

14.0

100 -

1 5 0

2 0 0 c m profundidad del suelo

CATIONES

Fig.2. Distribución de las diferentes sales solubles en los 2 m superiores del perfil de un suelo salino sódico. Anàlisie llevados a cabo en el extracto 1:5. (Guia de oampo de la Excursion del Simposio sobre Suelos Sôdicos; no publ.1964.

86

Corao se ha meiicionado anterionnente, la solución del suelo,en el caso de suelos

no-salinos, en general contiene principalmente sales de calcio.Existe una rela-

ción entre los cationes présentes en la solución del suelo y los que de forma

intercambiable estan ligados a las partîculas de arcilla. En suelos normales,

el 80% o mas de los cationes intercambiables es calcio. La mayor parte de los

restantes cationes intercambiables son, generalmente, magnesio, potasio y sodio;

el porcentaje en que este ultimo se présenta, se mantiene por debajo del 5%

(a menudo incluso por debajo del 1%) del total de cationes.

La solución del suelo en los suelos salinos, ademâs de ser muchos mäs concentrada

présenta diferentes tipos de sales que en el caso de los no-salinos. Esto signi

fica que los cationes adsorbidos en la superficie de las partîculas de arcilla

lo estân en proporciones diferentes que en el caso anterior. El porcentaje de

calcio intercambiable es inferior y los del potasio, magnesio y, en especial,

sodio son superiores.

Es caracterïstico de los suelos salinos una distribución no uniforme de las

sales a lo largo del perfil. Debido a pequenas diferencias en el nivel de suelo,

en su composición, permeabilidad, desarrollo de las plantas, etc., el contenido

salino puede variar grandemente en distancias cortas (Fig.3). La vegetación

en suelos salinos présenta, a menudo, un manifiesto desarrollo en rodales. La

amplia variación en salinidad, tanto horizontal como verticalmente, dificulta

grandemente un adecuado muestreo.

100 0 40

g de «al por lilro de solución del suelo

|; ; ; ;| <3 WBM i o _ 13 f777! 3.7 U i l 13 .16

H H H 16 - 19 10

80 120 drsiancia en cm

Fig. 3. Diferencias de salinidad en aortas distancias.

87

3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos

Las sales afectan a los cultivos por medio de especïficos iones tóxicos; sin

embargo, este efecto es, a menudo, menos significativo que el producido por el

incremento de presión osmôtica de la solución del suelo, que se traduce en una

reducciôn de la capacidad de las plantas para absorber agua del suelo. Puede

haber un efecto adverso indirecto producido por la desfavorable estructura de

los suelos salinos. Las caracterïsticas de los suelos arcillosos (contracciôn,

hinchamiento, distribución del espacio poroso, espacio poroso total, estabilidad

estructural) estân muy influenciadas por la fuerza de atracciôn entre la partï-

culas de arcilla. Esta atracciôn dépende, principalmente, de la composición del

complejo de cambio del suelo. Los cationes bivalentes y trivalentes (Ca, Mg, Al)

son mas fuertemente atraïdos por las partîculas de arcilla que los monovalentes

(Na, K) y, por ello, permiten que estas partîculas se condensen en agregados

estables de mayor tamario; como resultado, se puede obtener una mejor estructura

desde un punto de vista agrîcola.Una baja concentración salina,junto con un pre-

dominio del sodio en el complejo de cambio, produce una deterioración de la

estructura de aquellos suelos que contienen cantidades significantes de arcilla.

Una alta concentración salina en la solución del suelo comprime la capa de

cationes adsorbidos dando lugar a unas buenas propiedades fîsicas del suelo.

Estos efectos se pueden predecir por medio de la Teorîa de la Doble Capa Difusa

de Gouy-Chapman aplicada a los cationes intercambiables. Esta teorîa estudia

el espesor de la capa de agua en la que los iones adsorbidos se distribuyen

alrededor de las partîculas de arcilla. Después del lavado del exceso de sales,

las partîculas de arcilla de un suelo sódico se dispersan; las partîculas finas

pueden ser igualmente lavadas hacia el subsuelo donde forman una capa impermea

ble; el hinchamiento de las partîculas con la humedad se hace mas pronunciada; la

permeabilldad al aire y agua se reduce grandemente; se favorece la formación de

costra; los suelos son pegajosos en humedo y duros en seco; se hacen inapropiados

para el cultivo y difîcilmente son aptos para el desarrollo de la planta. En

suelos que contengan carbonato sódico, puede existir materia organica en la

solución del suelo, lo cual proporcionarâ a la superficie del mismo un color

negro cuando dicha solución se évapore. Muchos suelos con valores altos de

magnesio intercambiable también presentan mala estructura.

88

3.4 Gasification

Se usan muchos nombres locales para identificar los suelos salinos y sus carac-

terîsticas: Reh, Usar (India), Sabbagh (Irak), Tir (Marruecos), Brak (S.Africa)

y Szik (Hungrfa). En USA se emplean mucho los términos de alcalî blanco y negro.

Los nombres rusos Solonchak y Solonetz son internacionalmente conocidos y muy

empleados. Alcalî blanco y Solonchak son los nombres con que se denomina a los

suelos que conteniendo un exceso de sales solubles, generalmente acumuladas en

la superficie del suelo de una forma visible. Alcali negro y Solonetz son los

suelos que contienen un exceso de sodio intercambiable en ausencia de cantidades

considerables de sales solubles. La clasificación rusa esta basada, en parte,

en el desarrollo del perfil de suelo. Asî, como resultado del lavado, por lluvia,

un Solonetz muestra un compacto, prismâtico o columnar, subsuelo enriquecido en

arcilla (horizonte B). Probablemente, la clasificación mas practica es la

usada por el Laboratório de Salinidad de USA (RICHARDS, Ed., 1954). Esta clasi

ficación esta basada en dos caracterîsticas: la salinidad del suelo (es decir,

la cantidad o concentración en el suelo de sales solubles en agua) y el porcen-

taje de sodio intercambiable. La salinidad del suelo es el factor prédominante

para el desarrollo de las plantas, mientras que el nivel de sodio intercambiable

détermina la posible deterioración de la estructura.

La salinidad del suelo viene estudiada por medio de la conductividad electrica

del extracto a saturación (EC ) ; la unidad empleada es el mmho donde el mho es

el valor recîproco del ohm. El extracto a saturación es la soluciôn extraîda

de una pasta saturada de suelo perturbado; esta viene definida de forma vaga

por una mezcla brillante de agua y suelo en el punto en que se desliza libre-

mente de una espâtula. El contenido en agua es, aproximadamente, el del limite

lîquido. Para calcular el porcentaje de sodio intercambiable (ESP), es necesario

determinar la cantidad de sodio intercambiable (ES) y la capacidad de intercambio

catiónico (CEC):

•»-•ÎSBHP

++ .. ++. También se puede estimar el ESP a partir de las cantidades de (Ca + Mg ) ,

Na y K+ encontradas en el extracto a saturación (Fig.4).

89

Fig.4. Abaao para determinar el valor del SAR del extraato a saturaeiôn y para estimar el oorrespondiente valor de ESP del suelo en equilibria eon el extraato. (Segûn Richards, ed., 1954).

Basada en los valores de EC y ESP, la clasificación es como sigue:

Suelos salinos

a) EC mayor que 4 mmhos/cm a 25 C

b) ESP menor que 15

c) pH generalmente menor que 8,5

Taies cantidades de sales solubles tienen un efecto adverso sobre la mayorîa de

los cultivos. En la superficie de estos suelos se pueden encontrar costras sali-_ s

nas blancas. Los principales aniones son el Cl y el SO, y en menor cantidad

HCO- y N0-. Pueden estar présentes carbonatos y sulfatos insolubles. Por regia

general, Na constituye menos del 50% de los cationes solubles.

Suelos salino-sódicos

90

a) EC mayor que 4 mmhos/cm a 25 C

b) ESP mayor que 15

c) pH raramente mas alto que 8,5

El crecimiento de los cultivos en estos suelos esta seriamente dificultado.

Su condición estructural es, generalmente, favorable; sin embargo, se puede

deteriorar grandemente después del lavado de las sales. Entonces, el suelo puede

llegar a hacerse fuertemente alcalino; las partîculas del suelo se dispersarân;

la permeabilidad disminuirâ sensiblemente y sus condiciones para el lavado empeo-

rarân.

Suelos sddicos no salinos

a) EC menor que 4 mmhos/cm a 25 °C e

b) ESP mayor que 15

c) pH comprendido, generalmente, entre 8,5 y 10; sin embargo, el pH de

suelos sin cal puede descender hasta 6.

Los aniones importantes son, en general, Cl , SO, y HCO, aunque a menudo también

estân présentes los carbonatos. El principal catión presente en la solución del

suelo es el Na ; el Ca y Mg han precipitado en gran parte. Generalmente,

la estructura de los suelos sódicos no-salinos es muy mala.

Discus ión

La clasificación citada tiene la ventaja de que es simple y esta basada en can-

tidades caracterïsticas. Sin embargo, no cubre completamente la amplia variación

de las condiciones de campo (ninguna clasificaciôn lo podrîa hacer) y, por

tanto, debe manejarse juiciosamente. Por esta razón, se discute a continuación,

brevemente,'la elección y uso de los parämetros EC y ESP.

Existen relaciones entre los valores de EC en la zona radicular y el desarrollo e

de los cultivos (Tabla 1); sin embargo, dichas relaciones no son estrictas ya

que la tolerancia de los cultivos a la salinidad dépende de las condiciones

climâticas, del régimen de humedad del suelo (riego), del tipo de sales présen

tes y del grado en que ciertas sales predominan. Para hacer un correcto uso de

los datos obtenidos, es necesario anotar siempre la profundidad y el momento

del muestreo ya que la salinidad varia con estos dos factores citados.

91

TABLA 1. Relación entre el contenido de sales en la zona radicular y el crecimiento de las plantas, en suelos de textura media

Contenido en sal Respuesta de los cultivos EC (X referido a

materia seca)

Efectos de la salinidad despreciables 0 - 2 0,05- 0,1

Pueden disminuir los rendimientos de los cultivos muy sensibles (judîas y 2 - 4 0,1 - 0,2 la mayorla de los ârboles frutales)

Disminuyen los rendimientos de muchos cultivos 4 - 8 0,2 - 0,4

Solo dan buenos rendimientos los cultivos tolerantes (para valores bajos del intervalo, algodân, colza, remolacha * azucarera, cebada, la raayorîa de las 8 - 1 6 0,4 - 0,8 pratenses y algunos tréboles; para valores altos del intervalo, algunas pratenses resistentes a la salinidad

El valor de ESP, que a menudo se usa al calcular la cantidad de yeso necesario

para la recuperación de suelos salinos, hay que manejarlo cuidadosamente. El

valor crîtico de ESP = 15 no es aplicable a todos los suelos. Los suelos con un

contenido en materia orgânica alto, pueden tener una estructura mucho mejor que

la que cabrîa esperar a partir de los valores de ESP. Por otro lado, suelos

con una estructura pobre tipo Solonetz, presentan valores de ESP muy inferiores

a 15. Ademâs, las relaciones entre K y Na intercambiables y entre Mg y Na inter-

cambiables pueden influir sobre el efecto del Na intercambiable en las propieda-

des del suelo.

El espesor de la capa (doble) difusa de cationes intercambiables dépende de su

composiciôn y de la concentración salina de la humedad del suelo. Los cationes

intercambiables de Ca reducen las dimensiones de dicha capa mientras que los

iones Na las incrementa. Ademâs, el espesor disminuye al aumentar la concentra

ción de la solución del suelo. Generalmente, capas delgadas de cationes inter

cambiables dan lugar a unas propiedades fîsicas favorables mientras que.desde un

punto de vista agrîcola.gruesas capas de dichos cationes provocan un comportamien-

to desfavorable de los suelos arcillosos. Por ello, los suelos salinos sódicos

cuya solución del suelo es concentrada, no presentan problemas especîficos estruc-

turales (las partîculas finas del suelo se mantienen coaguladas debida a la alta

concentración de electrolitos).Sin embargo, tras un lavado de las sales solubles,

la estructura puede deteriorarse.

92

3.5 Recuperación

El principle? general de recuperación de suelos salinos comprende las siguientes

ideas:

a) impedir una ulterior salinización,

b) lavar las sales,

c) reemplazar el sodio intercambiable por calcio intercambiable.

Evitar una alterior salinización que la ya presente en el suelo puede exigir una

abundancia de agua, lo cual siempre es un impedimento; sin embargo, en la

mayor parte de los casos es un problema de reducir el ascenso capilar. General-

mente la solución es producir un descenso de la capa freâtica. Este proceso suele

requérir la construcción de un sistema de drenaje. A menudo, por este método

se tnantiene el nivel freâtico a 1,5 - 2 m por debajo de la superficie del

suelo. La profundidad necesitada dépende de factores taies como clima (en re-

giones hûmedas es admisible una profundidad menor), el tipo de suelo (el ascenso

capilar en un suelo arenoso es diferente del de uno arcilloso), la calidad

del agua freâtica y del agua de riego (cuando la calidad es mejor, el nivel

freâtico puede estar mâs alto) y el método de riego.

En zonas âridas, el lavado de las sales exige riego; en zonas semi-âridas, la

precipitación es, a veces, suficientemente baja; en regiones hûmedas la lluvia

lava, generalmente, las sales del suelo en un razonable perîodo de tiempo.

Raramente el lavado de las sales se reduce al simple problema de reemplazar la so

lución salina del suelo haciendo pasar agua dulce a través de él. El agua que

se mueve en sentido descendente se mezclarâ con la solución del suelo. Cuanto

menor sea la capa de agua necesaria para una compléta mezcla con la solución

del suelo, mayor sera la eficiencia de lavado. Esta eficiencia dépende del con-

tenido de humedad del suelo, de la velocidad de lavado, de la distribución por

tamanos de los poros del suelo, de la disposición espacial de los poros de

diferente tamatio y de la distribución vertical de la sal a lo largo del perfil.

Durante el lavado se altera y modifica el equilibrio entre los iones adsorbidos

y los iones présentes en la solución libre del suelo. Para reemplazar los iones

Na intercambiables por iones Ca intercambiables, es necesario que en la solución

del suelo haya suficientes iones Ca y, ademâs, que se élimine por lavado el

93

producto del proceso de cambio. La concentración natural de iones Ca présentes

en la soluciôn de suelos calizos es,a menudo.demasiado baja como para potenciar

un cambio rapido.Un método que a veces da buenos resultados es aplicar al suelo

grandes cantidades de materia orgânica (para aumentar la solubilidad de la

caliza produciéndose CO.) en combinación con riego.Otra tëcnica es transformar,

por medio de SO,H„ o S, la caliza en otra sal de Ca mäs soluble. El S se oxida

por la acción microbiológica y entonces reacciona con la caliza.

Un método corriente es la aplicación de una sal de Ca bastante soluble, general-

mente yeso, directamente al suelo. Algunos suelos salinos ya contienen yeso y,

en este caso, bastarâ con el lavado.

El agua empleada para el lavado de suelos salinos debe tener un bajo contenido

en sales y una relación Na/Ca que sea favorable.

Recuperación de suelos salinos

La recuperación de suelos salinos es, dicho de una forma general, un problema

de eliminar el exceso de sales solubles en la zona radicular. Sin embargo, tal

lavado no sera util si no se toman medidas para evitar un resalinizaciôn poste

rior, es decir, para eliminar el motivo de la salinización o,al menos,reducirlo.

Esto puede hacerse bajando el nivel freâtico hasta la profundidad que se juzgue

necesaria y apropiada de acuerdo con las condiciones locales de agua freâtica,

suelos, topografîa y clima. A menudo, se necesitan para el lavado grandes canti

dades de agua (tanto como 100-150 cm). El lavado en s£ producirâ pocos efectos

adversos ya que, como se habrä observado anteriormente, la estructura del suelo

no se vera afectada seriamente ni la permeabilidad disminuirâ de una forma con

siderable durante el lavado. Los nutrientes solubles de las plantas, y en parti

cular los nitratos, se eliminan junto con el exceso de sales durante el proceso

de lavado y, a veces, sera necesario tomar medidas para reponerlos una vez

que el citado lavado haya terminado.

Puede ser provechoso lavar, la primera vez, solo hasta conseguir un nivel de sa-

nidad en el que se puedan desarrollar cultivos tolerantes y continuar el lavado

durante y después del primer y siguientes cultivos.

Se puede decir, sin ningun peligro a equivocarse, que la combinación de un drenaje

profundo y riego adecuado sera suficiente para recuperar la mayor parte de los

suelos salinos.

94

Recuperación de suelos salino-sódicos

La recuperación de estos suelos es mäs complicada ya que es necesario tornar

especiales medidas durante el lavado para evitar una deterioración de la estruc-

tura.El aspecto fïsico de estos suelos antes de recuperarles se parece mucho al

de los suelos salinos.pero en cuanto se ha lavado la mayor parte de las sales,se

hace evidente el efecto perjudicial del alto ESP produciéndose una deterioración

de la estructura. También en el caso de suelos salino-sódicos es necesario evitar

una posterior salinización, haciendo descender el nivel freätico.

Un lavado con agua de riego que contenga Ca puede evitar la deterioración de la

estructura. Lavando con agua cuyo contenido salino disminuya gradualmente, en el

caso que ésto sea posible, también se puede ayudar a evitar o reducir el colapso

de la estructura. En suelos salino-sódicos cuya estructura sea desfavorable

ya antes de iniciar el proceso de recuperación, es a menudo util emplear el

arroz como cultivo inicial. A veces, el primer paso es la construcciôn de charcas

de pesca; durante este perîodo, se puede eliminar algo de sal por difusión.

El yeso empleado para restaurar o evitar la deterioración de la estructura del

suelo puede aplicarse disolviéndolo en el agua de riego o bien espolvoreândolo

directamente en el suelo. No se obtiene ninguna ventaja aplicando directamente

mâs cantidad de yeso que la que se puede disolver en la capa de agua de riego

aîiadida al suelo.A menudo,es aconsejable aplicar inicialmente una cantidad menor

que la necesaria.Puede ser que dicha cantidad aumente la permeabilidad de tal

forma que el reemplazo de iones Na por iones Ca comience por procesos naturales.

Se puede determinar la cantidad de yeso requerida tratando una muestra de suelo

con una solución saturada de yeso y midiendo la cantidad de iones Ca que se

emplean para reemplazar a todos los otros cationes intercambiables (excepto el Mg).

Una primera aproximación de la cantidad de yeso necesitada viene dada por una

formula del tipo

ESP - ESP x = ^Ï7^ • CEC . y

z 100 'z

donde

x = cantidad necesitada de yeso, por Ha, para restablecer la estructura z en una capa de z cm de espesor

ESP = porcentaje de sodio intercambiable actual a

95

ESP, » porcentaje de sodio intercambiable permisible después de la apli-cación

CEC • capacidad de intercambio catiónico, en meq por 100 g de suelo seco

y » cantidad de yeso que se necesita, por Ha, para reemplazar 1 meq de Na por 100 g de suelo seco, en una capa de z cm de espesor y una cierta densidad aparente.

Para un suelo cuya densidad aparente sea 1,4, el valor teórico de y es 1200 kg

de yeso para una capa de 10 cm de espesor. En la practica, se necesitarä una

cantidad mayor debido a la distribución irregular de la enmienda en el suelo,

a que parte del CaSO, se emplearâ en desplazar otros cationes y a que parte del

yeso puede ser lavado al subsuelo.

Por otro lado, no se ha incluîdo en el câlculo el suministro de iones Ca que pro-

ceden del suelo mismo.

Cuando se aplican otras enmiendas diferentes al yeso, se puede emplear la Tabla 2

(RICHARDS, ed., 1954) para convertir las cantidades de yeso en las équivalentes de

otros productos quîmicos.

TABLA 2. Toneladas de productos empleados para la mejora de la estructura

equivalences a una conelada de yeso

Azufre 0,19

Acido sulfurico 0,61

Sulfato de hierro (FeS0,.7H,0) 1,71

Sulfato de Aluminio (Al (SO, K . 18H.0 1,37

Caliza (CaC03) 0,62

Recuperación de suelos sodicos no salinos

Lo unico que estos suelos necesitan es una mejora de la estructura; sin embargo,

a menudo es dificil de conseguirla. Puede necesitarse aplicar grandes cantidades

de yeso o de otras enmiendas apropiadas.

La entrada de dichas enmiendas en el suelo es lenta debido a la pobre permeabi-

lidad y, ademâs, el movimiento descendente de las partîculas de arcilla créa

96

en el subsuelo horizontes densos e impermeables. A veces, laboreos profundus

combinados con subsolado,puede mejorar la estructura ya que con ello se muilen

las capas impermeables. Una labor de vertedera profunda llevarâ a la superficie

el subsuelo conteniendo caliza y/o yeso. Sin embargo, ésto puede afectar desfa-

vorablemente al rendimiento de los cultivos durante el primer o dos primeros

a nos.

Prévenir la resalinización

Hay que tener en cuenta que los suelos salinos, una vez recuperados, se verân

amenazados por una resalinización debido a la entrada de sales en la zona radi

cular por medio del ascenso capilar. Nivelés freâticos conseguidos por medio

de sistemas de drenaje profundus, mantendrân el ascenso capilar entre ciertos

limites; sin embargo, se necesitarän aplicaciones supletnentarias de agua de

riego para lavar las sales que asciendan a la zona radicular en el perïodo com-

prendido entre aplicaciones de agua. Cuanto mâs alta esté la capa freâtica,

para un suelo dado, mâs agua de lavado se necesitarâ. Cuando se disponga de toda

el agua de riego que se quiera, incluso nivelés freâticos relativamente altos

pueden permitir un equilibrio de sales aceptable. Para el uso permanente de una

zona amenazada de salinidad, es necesario que exista una concordancia entre la

intensidad del lavado y la profundidad de la capa freâtica.

97

3.6 Bibliografia

CHAPMAN, V.J. I960. Salt marshes and salt deserts of the world. London.

GREENE, H. 1948. Using salty land. Agric.studies No.3. FAO. Washington.

International source book on irrigation and drainage of arid lands in relation

to salinity and alkalinity. FAO/UNESCO (in press).

JANITZKY, P. 1957. Salz und Alkaliböden und Wege zu ihrer Verbesserung.

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KELLEY, W.B. 1951. Alkali soils, their formation, properties and reclamation.

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Proceedings of the symposium on sodic soils. Agrokémia és Talajtan 14.

Budapest, 1965.

RICHARDS, L.A. (Ed.) 1954. Diagnosis and Improvement of saline and alkali soils.

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Seminar on salinity and alkali soil problems. Indian agricultural research

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VAN BEEKOM, C.W. et al. 1953. Reclaiming land flooded with salt water.

Neth.J.of Agric.Sei.1:153-164 and 225-245.

VAN DER MOLEN, W.H. 1956. Desalinization of saline soils as a column process.

Soil Sei.81:19-27.

98


4. DESARROLLO DE LAS PLANTAS EN RELACION CON EL DRENAJE

G. A. W. VAN DE GOOR Agrónomo Especialista en Cultivos Tropicales International Institute for Land Reclamation and Improvement


G. A. W. van de Goor (1962-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

4. Desarrollo de las plantas en relación con el drenaje

4.1

4.2

4.3

4.4

4.5

4.6

4.7

4.8

4.9

Agricultura y drenaje

Relaciones suelo-agua-planta

4.2.1 Agua y aire en el suelo 4.2.2 Adaptación de las plantas a las condiciones

de humedad del suelo

Drenaje y condiciones fîsicas del suelo

4.3.1 Estructura del suelo 4.3.2 Aireación del suelo 4.3.3 Materia orgânica del suelo 4.3.4 Temperatura del suelo

Drenaje y prâcticas de cultivo

4.4.1 Laboreo

4.4.2 Control de malas hierbas

Drenaje y aporte de nutrientes

Drenaje y salinidad

Drenaje y enfermedades o plagas

Nivel freâtico y producción agrïcola 4.8.1 Praderas 4.8.2 Cultivos herbâceos 4.8.3 Frutales

Bibliografïa

101

102

102

104

109

109 110 110 111

112

112 113

114

119

121

122

123 125 128

131


Se describen en terminas generales las relaciones entre humedad del suelo, desa

rrollo radicular y orecimiento de las plantas y, con algûn mayor detalle, se dis-

cuten los efectos de una capa fredtiaa elevada y del drenaje sobre las condiciones

del suelo y la correspondiente respuesta de los cultivos.

100

4.1 Agricultura y drenaje

El drenaje agrfcola consiste en la eliminación natural o artificial de los exce-

dentes de agua tanto del perfil del suelo como de su superficie.Hay "excedentes"

de agua cuando la cantidad existente afecta negativamente a la producción de los

cultivos reduciendo el volumen de suelo disponible para sus raices.

La humedad excesiva del suelo tambiên impide que el anhîdrido carbónico formado

por los raïces de las plantas y otros organismos sea intercambiado por oxïgeno de

la atmósfera, en un proceso denominado aireación. Sin aireaci5n se reduce el

desarrollo radicular y la capacidad de absorción de agua u nutrientes de la

mayorîa de las plantas. En el Apartado 2 se discutirân los efectos del drenaje

en la ecologîa de las plantas y en la aireación del suelo y desarrollo radicular

consecuente. El drenaje afecta también a las condiciones fîsicas del suelo

(Apartado 3), prâcticas de cultivo (Apartado 4), aporte de nutrientes (Apartado

5), salinidad o alcalinidad (Apartado 6) y enfermedades o piagas (Apartado 7).

En el Apartado 8 se examina la respuesta de los diferentes grupos de cultivos

(praderas, cultivos y frutales) a la profundidad de la capa freâtica.

El drenaje dar! lugar con frecuencia a la puesta en cultivo de nuevas zonas

o al cambio en el tipo de cosechas porque las condiciones serän mäs favorables

para una gama mayor o diferente de cultivos. Cuando zonas inundadas o salinas

son recuperadas por medio del drenaje, los tipos normales de monocultivo (por

ejemplo cultivo extensivo para heno o pradera, o, en zonas de monzones tropi

cales, cultivo continuo de arroz) dejan camino libre a una variedad mayor de

cultivos. La mayorîa de los cultivos, taies como céréales, plantas, raîces,

textiles y frutales, requieren suelos bien drenados. Las tierras de cultivo,

aireadas hasta zonas profundas, necesitan aportes reguläres de materia orgânica

y abonos nitrogenados. En estos casos sera de gran utilidad el cultivo de le-

guminosas. Como las leguminosas son también muy valiosas como forraje rico en

proteinas, su introducciôn en la alternativa de cultivos favorecerâ la explo-

taciôn ganadèra, orientando las explotaciones a un tipo de agricultura mixta.

El drenaje superficial en zonas erosionables se realiza a menudo por métodos

taies como siembra de praderas en vaguadas, o cultivo en fajas con especies co-

bertoras de densa vegetación. Estos métodos cambiarân también la agricultura

de cultivos de cosechas por una agricultura mixta. Inclusive podrâ formar parte

de taies explotaciones la producción de pesca en estanques.

101

Si las condiciones hidrológicas, topogräficas y del suelo impiden el drenaje de

zonas con capa freâtica superficial, estas deberân ser utilizadas para cultivos

que pueden aprovechar dichas condiciones. Es decir, pastos (ganaderîa), horta-

lizas o,en regiones tropicales, arroz. (Si el drenaje superficial es suficiente,

podrän alternar con el arroz otros cultivos tales como la caria de azûcar.)

Para conservar los suelos orgânicos y preservarlos de la contracción, se mantiene

la capa freâtica alta. Por eso en muchos suelos orgânicos el cultivo se limita

a forrajeras, arroz, hortalizas y otros cultivos compatibles con un nivel freâ-

tico alto.

En el drenaje del agua excedente se puede hacer una distinción entre

superficie del suelo

- zona radicular

- agua freâtica.

Cuando no existe una capa freâtica alta, los problemas de drenaje de la super

ficie del suelo o de la zona radicular, serân debidos por una parte a elevadas

intensidades de riego o de lluvia y por otra a una estructura déficiente del

suelo que hace que el agua percole o se infiltre demasiado lentamente. Taies

problemas pueden solucionarse por medio de drenaje superficial o mejorando las

condiciones del suelo por medio de un adecuado manejo del mismo. Cuando hay una

capa freâtica alta, el drenaje puede resolverse eliminando el agua por medio

de un sistema de drenaje interno.Drenaje y condiciones del suelo tienen a menudo

una influencia recîproca. Por ejemplo, el bajar la capa freâtica puede dar lugar

a una mejor estructura de la capa superficial del suelo, un aumento de la velo-

cidad de infiltración y de la porosidad y, consecuentemente, a una disminución

de los problemas de drenaje superficial.

4.2 Relaciones suelo-agua-planta

4.2.1 Agua y aire en el suelo

Las raîces necesitan oxîgeno para respirar y para otras actividades metabólicas;

absorben agua y nutrientes disueltos del suelo, y producen anhîdrido carbónico,

que debe ser intercambiado por oxîgeno de la atmósfera.Este proceso de aireación,

que tiene lugar por difusión y flujo de la masa de aire requière un espacio poro-

so abierto en èl suelo. Para que las raîces se desarrollen bien, el agua, los nu-

102

trientes y el aire deben estar disponibles simultâneamente. En la zona radicu

lar,los intersticios entre las partîculas del suelo (espacio poroso) ocupan del

40 al 60% del volumen total del suelo. Las partes subterrâneas de las plantas -

raîces, estolones, etc. - y la microflora y fauna del suelo crecen y se desa-

rrollan en esos intersticios. Si el espacio poroso esta ocupado principalmente

con agua durante un largo perîodo de tiempo, se dice que el suelo esta saturado.

El anegamiento de los suelos es una condición desfavorable para la mayorîa de las

cosechas, puesto que da lugar a una deficiencia de oxîgeno. Tanto la estructura

como la textura del suelo constituyen medios para describir el tamano de los po-

ros (ver Capîtulo 2). Se pueden distinguir entre poros capilares y no capilares.

Los poros capilares, pequenos, son importantes para el almacenamiento de agua

para las plantas. Los poros no capilares, grandes y que se vacîan râpidamente,

funcionan en condiciones de drenaje adecuadas como conductos para el intercambio

de gases.

Con respecto al contenido de humedad del suelo, es preciso distinguir dos

estados principales: capacidad de campo y punto de marchitez permanente (Capîtulo

2). La cantidad de agua existente en el suelo entre la capacidad de campo y el

punto de marchitez permanente indica las disponibilidades de humedad del suelo

para el desarrollo de las plantas. Se considéra la capacidad de campo como el

limite superior de la humedad disponible del suelo. Es la cantidad de agua que,

con buenas condiciones de drenaje, es retenida contra la fuerza de la gravedad.

A capacidad de campo, los poros capilares permanecen llenos de agua y los poros

no capilares permanecen llenos de aire. En la mayorîa de los suelos la aireaciôn

en estas condiciones es suficiente, es decir, el aire incluîdo en el espacio

poroso es suficiente para el intercambio de gases. En algunos suelos pesados,

sin embargo, aunque el espacio de poros puede ser el 60% o mayor, casi todos los

poros son capilares. Dichos poros permanecen llenos de agua y no pueden ser fâ-

cilmente drenados. En este caso el suelo esta prâcticamente saturado a la ca

pacidad de campo (Fig.1). Los suelos arenosos, por otra parte, tienen muy poca

porosidad capilar. Consecuentemente no retienen mucha agua contra las fuerzas

de la gravedad y tienen una baja disponibilidad de humedad para las plantas.

Riegos frecuentes o unas precipitaciones bien distribuïdas serSn necesarias en

este caso para satisfacer las necesidades de agua de los cultivos.

El punto de marchitez es el limite inferior de las disponibilidades de humedad.

En este punto la humedad del suelo desciende en tal grado, que las plantas se

secan y no pueden recuperarse cuando se las coloca en una atmósfera hümeda y

obscura; la planta se ha marchitado.

103

°/o 3 0

2 0

1 0

. espacio poroso no capilar

* _ J 2 4 6 8 10

profundidad en pies 6 8 10

profundidad en pies

Fig.1. Distribuaión de las raiaillas (DAUBENMIRE, 1953).

A: Un suelo des favorable. Raiaes aonfinadas en una aapa superficial debido a una mala aireación en la aapq mds profunda.

B: Un suelo favorable. La aireación profunda permite una distribuaión mds uniforme de las raices.

4.2.2 Adaptación de las plantas a las condiciones de humedad

del suelo

Las plantas se adaptan de distinta manera a las disponibilidades de agua de su

entorno. La vegetacion natural reacciona bruscamente a los diferentes regîmenes

de humedad, como se muestra en la Figura 2 (BARON, 1963).

gliceria (reed grass)

ortiga (urtica dioica)

hierba de San Antonio

(epifabium hirsutum)

1 0 0 c m

EHt,t'70o/o

Fig. 2. Secaiôn transversal mostrando la elevación del suelo y el desarrollo de las plantas en el valle de Itchen

_ (Hampshire, U.K.). El % indioa el £ ' £ ' ^ ' £ ' g contenido de agua en la capa superior

m del suelo.

De acuerdo con ello, se distinguen las diferentes clases ecológicas de plantas,

es decir, hidrofitas, xerofitas y mesofitas, correspondiendo a plantas con un

habitat hûmedo, seco y medio, respectivamente. La relaciön de estos grupos de

104

plantas con el contenido de humedad del suelo ha sido demostrada por WHITE

(1956; Fig.3).

humedad del suelo en volumen %

capacidad de campo

punto de marchitez

tiempo

Fig.3. Relaaión del evecimiento de plantas hidrofitas, mesofitas y xerofitas oon las oondiaiones de humedad de un suelo franco.

(a-b-o) hidrofitas; {a-d) mesofitas; (c-d-e-f-g) xerofitas; (e-f) estado latente

Las hidrofitas incluyen plantas acuâticas (que crecen en el agua) y plantas

de pantanos y ciénagas (suelos inhabitables saturados con agua). Estas plantas

desarrollan una estructura interna peculiar que facilita la aireaciôn de sus

raîces. Las plantas acuâticas se dan en las condiciones a-b (en la Figura 3);

las plantas de ciénagas en las condiciones b-c. Las hidrofitas (por ejemplo

el arroz) crecen en condiciones anaerobias del suelo. Durante la germinaclôn

desarrollan en primer lugar brotes que crecen râpidamente y en seguida atraviesan

la superficie del agua alcanzando el aire libre. Durante el crecimiento del

brote, se desarrollan en él canales de aire internos (lagunas), permitiendo el

paso del aire desde su extremo superior hasta su base, tan pronto como el brote

alcanza el aire. A partir de este momento las raîces empiezan a crecer, desa-

rrollando al tnismo tiempo espacios intercelulares llenos de aire,a través de los

cuales se transporta el oxîgeno. Las hidrofitas tienen a menudo un sistema radi

cular superficial o en algunos casos carecen totalmente de él. Generalmente no

se forman pelos radiculares. Por otra parte,en habitats hûmedos, algunas plantas

acuâticas (como por ejemplo el arroz de zonas bajas) pueden tener un desarrollo

105

mäximo, puesto que es präcticamente nulo el impedimento mecänico para el desa-

rrollo radicular en el barro.

Las Xerofitas son plantas de habitat relativamente secos. Por medios morfológi-

cos o fisiológicos, estas plantas resisten o sobreviven sequias periódicas. Las

plantas xerofitas desarrollan a menudo un sistema radicular extenso pero super

ficial, ya que en las regiones secas normalmente la humedad pénétra solamente

en las capas superficiales del suelo.

Al grupo de las mesofitas pertenecen aquellas plantas que no pueden habitar

en agua o suelos hümedos o que no pueden sobrevivir en habitat en que el agua sea

muy escasa (DAUBENMIRE, 1959). La mayorîa de las plantas cultivadas pertenecen

a este grupo. Tienen, en general, un sistema radicular moderadamente profundo.

Las mesofitas y las xerofitas se presentan en las condiciones indicadas por los

puntos c y d de la Figura 3. En condiciones de humedad inferiores a las del

punto d, las plantas mesofitas mueren y las xerofitas alcanzan un estado de vida

semilatente o latente. En regiones âridas se encuentran no solamente plantas

xerofitas, sino también algunas plantas mesofitas especialmente adaptadas: las

freatofitas y las efimerofitas. Las freatofitas son capaces de desarrollar siste-

mas radiculares con los que captan el agua freâtica o profundidades mayores que

las otras plantas.

Las efimerofitas, en contraste con las freatofitas, tienen un sistema radicular

diminuto y mas bien superficial. Su principal adaptación fisiológica consiste

en su capacidad para completar su ciclo biológico durante el breve perîodo de

lluvias. Estas plantas depositan sus semillas antes de que el suelo se seque

completamente. Toleran la sequedad atmosférica pero no la del suelo.

Al comienzo de la germinaciôn, las semillas absorben grandes cantidades de agua.

Esto da lugar al comienzo del desarrollo de la planta. Al contrario que las

hidrofitas, el desarrollo de las mesofitas y de las xerofitas comienza casi inva-

riablemente por el sistema radicular. En la mayorîa de los casos el agua se

agota râpidamente en las proximidades de la semilla y el desarrollo de las raîces

permite el aprovechamiento del agua de un volumen mayor de suelo. Si durante

su desarrollo las raîces alcanzan un suelo saturado con aireación reducida,

se détendra su crecimiento. DAUBENMIRE (1959) describe el desarrollo radicular

en condiciones de reducción de La forma siguiente:

106

- Las raices son cortas y el sistema radicular ocupa menos espacio,

es superficial y algunas raîces suben hacia arriba y salen a la

atmósfera.

- Las raîces pueden ser menos numerosas, su ramificaciön menos compleja

y la formación de raicillas desaparece normalmente.

- Algunas veces se estimula el desarrollo de raîces adventicias en

la base del tallo.

- La respiración de las raîces cambia de aerobia a anaerobia con la

consiguiente acumulación de derivados tóxicos y con una liberación

reducida de energîa de la misma cantidad de carbohidratos.

- Se reducen las intensidades de absorción de agua, de nutrientes y de

transpiraciôn.

Como consecuencia de estas condiciones adversas del suelo resultan también

afectadas otras partes de las plantas.

- Las zonas de los brotes foliares se reducen y las hojas se decoloran.

- Los procesos reproductivos se retrasan y reprimen y las flores o

frutos jovenes se pueden secar prematuramente.

Una buena aireacion y buenas condiciones de humedad a través de la mayor parte

del perfil del suelo, estimula al crecimiento y desarrollo de las raîces en todas

las direcciones. El sistema radicular resultante, profundo y extenso, explota

un mayor volumen de suelo para la obtención de agua y nutrientes. Esto es acre-

centado por el contacto intensivo de las raicillas que se forman mas profusamente

bajo el estîmulo de un adecuado suministro externo de oxîgeno (ROGERS and HEAD,

1970). En suelos bien drenados, un sistema radicular profundo puede incluso

extraer agua ventajosamente de la franja capilar de la capa freâtica. Por encima

de la capa freâtica se pueden distinguir dos zonas: una zona casi saturada

y una zona con un contenido de humedad proximo a la capacidad de campo a la

que sube el agua freâtica debido a la tension capilar. La ultima zona se llama

franja capilar. La altura hasta la que llega esta franja capilar dépende de la

profundidad de la capa freâtica y de la textura y estructura del suelo. En la

franja capilar tanto la aireacion como el suministro de agua son favorables y

las necesidades de agua de la planta pueden ser total o parcialmente obtenidas

107

de ella. En algunas partes del mundo el desarrollo de los cultivos se basa to-

talmente en este tipo de provision de agua.

Las plantas que.debido a un anegamiento durante las fases de crecimiento inicial,

desarrollan un sistema radicular superficial, pueden sufrir de escasez de agua

en perîodos posteriores de sequla, aunque la capa freâtica no esté muy profunda.

As£, paradójicamente, el exceso de humedad en el suelo durante las fases inicia-

les del perîodo de cultivo puede intensificar seriamente los efectos negativos

de una sequîa producida mâs tarde durante el perîodo de cultivo. En la Tabla 1

se muestra la profundidad a la que penetran las raïces de algunos cultivos en un

suelo bien drenado y con un adecuado suministro de agua. Esta tabla da solamente

valores medios. A menudo se encuentran desviaciones de estos valores debido a di-

ferencias en los tipos de suelo y variedades de los cultivos. El volumen de las

raïces no esta uniformemente distribuîdo en todo su longitud, sino que disminuye

con la profundidad. Para un gran numero de cultivos, especialmente los anuales,

cerca del 70% del volumen radicular se encuentra en los primeros 30 a 60 cm por

debajo de la superficie del suelo.

TABLA 1. Profundidad media de la penetracion de las raïces de los cultivos

en condiciones óptimas de humedad del suelo.

Profundidad

Cultivos pies

Bulbos, cebollas, lechugas

Pastos, coles, espinacas, judias, fresas patatas. zanahorias, berenjenas

Pimientos, calabazas

Coco, palma de aceite, palmera datilera

Algodón, habas

Maïz, lino, céréales, remolacha azucarera, meiones

Alfalfa, sorgo, pasto del Sudan, esparto, caria de azûcar, frutales, cîtricos

1-2 30- 60

2

2-3

2-4

4

5-6

5-7

60

60- 90

60-120

120

150-180

150-180

108

4.3 Drenaje y condiciones fisicas del suelo

Las condiciones fisicas del suelo que estân afectadas por el drenaje son:

estructura, aireación, materia orgânica y temperatura. Se analizan en este apar-

tado.

4.3.1 Estructura del suelo

Una buena estructura (agregación y disposición de las partïculas del suelo)

quiere decir que se dan unas condiciones adecuadas para conseguir simultâneamente

aireación y almacenamiento de agua,que se reducen las dificultades mecânicas para

el desarrollo de las raîces y que se consigue una tracción estable para los aperos

agrîcolas. El drenaje afecta a la estructura del suelo a través de su influencia

en el nivel freâtico. En suelos con una capa freâtica a 40-60 cm por debajo de la

superficie del terreno, HOOGHOUDT (1952) encontró una deterioración de la estruc

tura del suelo que dio lugar a una capa de suelo laborable mas compacta y adhé

rente que el que encontró en suelos con capa freâtica mâs profunda. Sin embargo,

en las capas superficiales de suelos deficientemente drenados se encuentran mu-

chos terrones de gran tamaîio (HOOGHOUDT, 1952; NICHOLSON y FIRTH, 1958), mientras

que en suelos bien drenados predominan pequenos agregados. El drenaje puede au-

mentar también el espacio poroso, promoviendo asî el agrietamiento y aireación

del suelo (WESSELING y VAN WIJK, 1957). La Figura 4 muestra la influencia de la

profundidad de la capa freâtica en la relación suelo-agua-aire (VAN HOORN, 1958).

En los experimentos de Van Hoorn el porcentaje de macroporos disminuyó con una

capa freâtica superficial y la conductividad hidrâulica de una capa de 50-90 cm

disminuyó (durante el invierno) de 2,5 m/dîa a 0,35 m/dîa.

profundidad por debajo de la superficie

° 0 2 0 4 0 6 0

2 0 -

v o l ° / o 8 0 1 0 0

4 0 -

6 0 -

8 0

1001-

_ -

_ -----

1 1

agua

1 ', 1

V-40

,; \

i

f i è<?\ \ ! \a,re \

rN ; \ -go

» ! \ \ i

1 5 120

1 I 1 1

suelo

profundidad por debajo de la superficie

c m 3 0 4 0 5 0 0

2 0

vol °/o 60 70

4 0 -

6 0

8 0 -

100 L

_ -

-

" --_

l i l I M y [ i \ -3o /

'47\

1 1

\ è ° v \ suelo poros * ^ \

< 3 0 p \ > 3 0 > J \ \

V 9 0 '• \

1 2 0 \ i

QQ_.profundidad de la capa * '

freâtica 60 cm \

i

Fia.4. Influencia de la profundidad de la capa freâtica en el contenido de aire y agua y en la distribuciân de los poros.

109

Résulta de ello que mantener el nivel de agua en el suelo a una profundidad

mayor ejerce una influencia positiva en la estructura y en las propiedades del

suelo ligadas a la estructura.

4.3.2 Aireaciôn del suelo

El volumen de aire en el suelo varia inversamente con el contenido de agua del

mismo y es muy bajo en suelos saturados o inundados. Cuando un suelo esta

permanentemente inundado el oxîgeno desaparece en pocos dïas. En un suelo bien

drenado, en contraposición a un suelo con una capa freâtica superficial, el aire

no solamente pénétra en capas mas profundas, sino que el volumen de aire en las

capas superficiales es mucho mayor (ver Figura 4). WILLIAMSON y otros (1969)

encontraron que los bajos rendimientos de mijo obtenidos en tanques con capas

freâticas superficiales se debieron, principalmente, a un bajo nivel de oxîgeno.

La velocidad de difusiôn de oxîgeno en un suelo con capa freâtica profunda se ha

comprobado es mayor y mâs favorable para el desarrollo de las plantas.

4.3.3 Materia orgânica del suelo

La materia orgânica del suelo es importante para la estructura del mismo y para

el suministro de nutrientes. Durante la descomposición de la materia orgânica se

forman sustancias importantes para la formaciön de los agregados del suelo, y

al mismo tiempo se liberan nutrientes para la planta. Pérdidas importantes de

materia orgânica tienen una influencia negativa en la estructura del suelo, lo

que impide el drenaje interno; el suelo se hace compacto, lo que influye adversa-

mente en la penetración de las raîces. En estos casos debe aplicarse materia

orgânica sea en forma de estiércol, compost, o abono verde (incluyendo legumi-

nosas en la rotaciön de cultivos). Esto es especialmente necesario en sistemas de

agricultura modernos que reponen cada vez menos materia orgânica al suelo,

mientras que debido a la mayor profundidad del laboreo mecânico, la materia orgâ

nica disponible se mezcla con las capas inferiores, que estân prâcticamente ca-

rentes de humus.

En los suelos orgânicos (turba no descompuesta y eutrófica) el drenaje puede

ocasionar al asentamiento de la superficie del suelo. La subsidencia se origina

por contracción debido a desecación irreversible, oxidaciôn y compactación. La

110

subsidencia se acelera a menudo debido a la practica de quema (de rastrojos) y

erosion eólica durante perlodos secos.

4.3.4 Temperatura del suelo

La salida de agua y entrada de aire debidos al drenajes da lugar a una disminución

del calor especîfico del suelo (Capîtulo 2). Esto quiere decir que el suelo se

calentarä mas räpidamente, pero, también que se enfriarâ mas deprisa. El agua

necesita cinco veces mâs calor que el suelo seco para elevar su temperatura.

Por consiguiente un suelo saturado, con aproximadamente el 50% de humedad, nece

sita 2,5 veces mas calor para elevar su temperatura que un suelo seco. Ademäs

el efecto réfrigérante de la mayor evaporación de un suelo hümedo retarda la

elevaciôn de la temperatura. Ambos efectos causan un retraso en el desarrollo

de primavera. En general puede afirmarse que cuando se drena un suelo el clima

de su superficie cambia favorablemente, permitiendo siembras tempranas en zonas

con inviernos frîos.

En suelos con capa freâtica alta, las heladas (lo que implica el aumento del

volumen de agua) pueden causar danos a las raîces y levantamiento de los cul-

tivos que cubren el suelo durante el invierno (taies como alfalfa, trébol, pastos

o céréales de invierno). Un adecuado drenaje de las capas superficiales del

suelo puede reducir el levantamiento y otros danos ocasionados por las heladas.

Algunas veces los suelos humedos tienen efectos favorables sobre la temperatura,

por ejemplo en climas câlidos o en climas con heladas ocasionales durante la

estacidn de cultivo. En climas câlidos un suelo humedo puede tener una tempera

tura mâs baja y mâs adecuada que un suelo seco. Sin embargo, como los suelos

regados en zonas câlidas y âridas necesitan drenaje para impedir la salinización,

el contenido Optimo de humedad del suelo, debe ser estimado mâs en funciôn de las

necesidades del riego en condiciones Ôptimas, que de un drenaje limitado.

En relación con las heladas tardîas, HARRIS y otros (1962) mencionan una reducción

del 50%, debida a heladas en Junio de maîz, patatas y menta en campos con capa

freâtica a 40" (100 cm) por debajo de la superficie del suelo, mientras que

casi no se observó ningûn dano en parcelas en que la capa freâtica estaba a 16"

(40 cm) de profundidad.

En el ultimo caso el suelo estaba mâs humedo y pudo ceder calor en cantidades

mayores y con mayor rapidez al aire circundante que un suelo seco. Asî, en

111

relación con la temperatura puede decirse que diferencias en la profundidad de

la capa freâtica pueden ser favorables o desfavorables segün las circunstancias

de cada caso.

4.4 Drenaje y prâcticas de cultivo

Este anâlisis de las prâcticas de cultivo se limita al laboreo y control de

malas hierbas.

4.4.1 Laboreo

Con un drenaje adecuado el contenido de humedad de la superficie del suelo no

sobrepasara, como media, la capacidad de campo. Esto es importante porque hay un

margen mas bien pequeno del contenido de humedad del suelo adecuado para el

laboreo (Capîtulo 2). El contenido Optimo de humedad esta por debajo de la

capacidad de campo. Por éso debe tenerse cuidado de evitar el laboreo del suelo

immediatamente después del riego o lluvia. El trabajar el suelo a contenidos

de humedad mayores, en muchos suelos arcillosos origina la destrucciôn de los

agregados, la dispersion de las particulas del suelo y, en cierta medida, el

"desleimiento" del suelo (McGEORGE, 1937). En casos extremos la destrucciôn

casi compléta de los agregados darâ lugar a un suelo compactado, es decir, un

suelo desprovisto de espacios porosos. Taies suelos son extremadamente duros

cuando estân secos. El construir nuevos agregados y dar al suelo nuevamente una

estructura favorable es un proceso de aîios de duraciôn.

Como consecuencia de la compactacion (arados subsoladores, tractores subsola-

dores, o träfico pesado) y formacion de costra, tanto la velocidad de infiltra-

ciôn como la conductividad hidrâulica son bajas. Esto impide el drenaje interno

y los sistemas de drenaje sub-superficial no funcionan adecuadamente. En este

caso se necesitarâ un tratamiento sub-superficial del suelo para rehacer las

condiciones adecuadas de drenaje interno. Condiciones adecuadas para el laboreo

se dan inmediatamente después de cosechar. En ese momento la evaporacion de la

superficie del suelo y la transpiración de las plantas han dejado el suelo con el

contenido de humedad de la zona radicular mucho mâs bajo que la capacidad de

campo. El tiempo necesario hasta el momento en que un suelo se puede labrar,

después de un invierno humedo, ha sido estimado para Holanda por WIND (1963),

suponiendo una evaporacion diaria de 1-2 mm y una profundidad de la capa freâtica

112

variando de 20 a 160 cm por debajo de la superficie del suelo. Con capas freâ-

ticas profundas, el tiempo necesario es de solo 1 o 2 dîas. Con una capa freâ-

tica a 20 cm, en un suelo arcilloso el tiempo necesario es de 25 dîas si la

evaporaciôn es de 1 mm, y de 7 dîas si la evaporación es de 2 mm. En un suelo

franco-limoso el tiempo es de 69 y 20 dîas respectivamente. Si es posible cul-

tivar una cosecha de "cobertera" en el invierno o perîodo fuera de cultivo,

preferentemente una leguminosa como el trébol, el laboreo puede iniciarse antes

debido a los efectos desecadores de esta cosecha. Cuando tal cosecha es total

o parcialmente usada como abono en verde, se mejorarâ al mismo tiempo la estruc-

tura del suelo. Consecuentemente se mejorarâ el contenido de nutrientes del suelo.

Para obtener el mayor provecho posible del drenaje, el laboreo debe hacerse de

tal forma que se eviten grandes diferencias en el relieve.

4.4.2 Control de malas hierbas

Una gran parte de las labores de cultivo se dedica al control de las malas hier-

bas. El desarrollo de las malas hierbas es mas abundante y problemâtico con

contenidos de humedad elevados. Por consiguiente, un buen drenaje reduce la

necesidad de laboreo y el peligro de la deterioración de la estructura del suelo.

Pasando de suelos humedos con capas freâticas altas a suelos mâs secos (nivel de

agua por debajo de 100 cm en arenas o 200 cm en arcillas), los tipos de malas

hierbas variarân de hidrofitas - vegetación pantanosa tal como scirpus (juncos),

Typha (enea), Spartina, Carex (carices) a diversas Ciperâceas mezcladas con

bastantes gramîneas. Con agua freâtica mâs profunda aparecen unas gramîneas,

que pueden finalmente ser eliminadas por plantas de hoja ancha. Con capa freâ

tica muy profunda en regiones âridas, sobrevivirân malas hierbas con caracte-

rîsticas xerofîticas, freatofîticas o ambas.

La mayorïa de los cultivos son mesofîticos, mostrando su mejor crecimiento y

desarrollo en suelos con contenido moderado de humedad. Las malas hierbas aso-

ciadas con esos cultivos son plantas de hoja ancha en suelos bien drenados y

algunas especies de gramîneas en suelos mal drenados. Las malas hierbas de hoja

ancha son erradicadas mâs fâcilmente, sea a mano, con herramientes o con herbi-

cidas, que la mayorïa de las gramîneas. Una cuidadosa atenciôn de los cultivos

y el empleo de rotaciones adecuadas, que solo son posibles en suelos bien dre

nados, contribuyen también al control efectivo de las malas hierbas. Como

ejemplo de ésto puede mencionarse la competencia entre la alfalfa y las malas

113

hierbas. La alfalfa se resiente de una capa freâtica alta, especialmente porque

el crecimiento de las gramîneas se estimula por estas condiciones de humedad.

Por otra parte,con un drenaje adecuado no solo desaparecen las gramîneas,sino

que el vigoroso desarrollo de la alfalfa contrôla el crecimiento de malas hierbas

de hoja ancha, tales corao Cirsium arvense (cardo de Canada).El barbecho inundado

(FOLLET-SMITH y ROBINSON, 1936) tal como se practica en Guayana con la cana de

azucar, parece algo excepcional en este aspecto y puede servir para mostrar c6mo

bajo ciertas condiciones es posible un enfoque diferente en la mejora del labo-

reo del suelo y control de las malas hierbas. En Guayana, al final del perîodo

de cultivo de la cana de azücar, la estructura del suelo es bastante déficiente

y hay muchas malas hierbas. Entonces se inunda la tierra con una lamina de 1 pie

de altura durante seis meses. Durante este tiempo se descompone la paja y tienen

lugar reacciones anaerobias. Mientras tanto, el denso crecimiento de las malas

hierbas acuâticas ahoga las malas hierbas de los campos de cana. Cuando se drenan

las parcelas se producen procesos de oxidación. El resultado es una mejora

notable en el laboreo y la erradicaciön de las malas hierbas de los campos de

cana.

4.5 Drenaje y aporte de nutrientes

Los diversos procesos promovidos por las bacterias, hongos y otros macro- y

microorganismos dependen de una buena aireaciôn y drenaje. La fijaciôn del

nitrógeno y la nitrificación por microorganismos pueden ser mencionados como

dos de los principales procesos aerobios que ejercen una influencia importante

en el desarrollo y crecimiento de las plantas. Cuanto mâs profundas pueden

penetrar las raîces mayor cantidad de nutrientes estarân disponibles para la

absorcion. La ventaja del drenaje y de la consiguiente zona radicular mâs pro

funda es incluso mas acentuada cuando los nutrientes han sido desplazados a

capas inferiores. En la Figura 5 se demuestra cómo la absorcion de nutrientes

(N, P, K, Ca y Mg) para dos variedades de cîtricos cultivados en condiciones

naturales en UAR (MINESSY y otros, 1971) dépende de la profundidad de la capa

freâtica.

Un buen drenaje aumenta también la descomposición microbiológica de la materia

orgânica, dando como resultado que nutrientes de las plantas, taies como nitró

geno y fosfatos sean liberados y queden fâcilmente accesibles. Este proceso

puede ser favorable (cuando la materia orgânica es muy abundante) o desfavorable

114

cuando la pérdida de la materia orgänica supone un deterioro en la estructura

del suelo.

5 0 7 5 1 0 0 125 150 175 profundidad de la capa freàtica an cm

5 0 7 5 1 0 0 125 150 175

profundidad de la capa freàtica en cm

Fig.S. Efecto de la profundidad de la oapa freàtica en la toma de algunos nutrientes por hojas nuevas en la naranja Washington navel (A) y en la manda-rina Balady (B). Médias 1965 y 1966.

Un buen drenaje impide la producción de las substancias reducidas nocivas que

podrân formarse en condiciones de anaerobiosis. Por ejemplo, impide altas concen-

traciones de manganeso disuelto, al que la alfalfa es muy sensible. Cuando el

arroz forma parte de una rotaciôn de cultivos pueden presentarse también pro-

ductos daîiinos. La inundaciôn continua de los camp o s de arroz causa una reduc-

ciôn del suelo y una acumulaci6n de productos tôxicos taies como H.S.El drenaje

ocasional de estos campos da lugar a una reoxidación de las substancias reducidas.

Respecto a la influencia de la profundidad de la capa freàtica en las disponi-

bilidades de nitrógeno, VAN HOORN (1958) encontrô que con capas freâticas ele-

vadas el color de las plantas era a menudo amarillento, indicativo de una escasez

de nitrógeno. Es interesante que las cosechas de leguminosas para grano muestran

una reacción diferente. Debido a la simbiosis de las cosechas de leguminosas

de grano con el Rhizobium radicîcola, existe un aporte de nitrógeno autotrófico

que parece reducir la influencia de los elevados nivelés de la capa freàtica.

115

La Figura 6 muestra la influencia de la profundidad de la capa freâtica en la

cantidad de nitrógeno aportado por el suelo a los céréales (VAN HOORN, 1958).

producciôn en grano

kg/ha

5000

3000

1000 /<* fi--' sA >T'

•i / i i.' i i i ; M I i i i 60 180 120

Kg/ha N suministrado del suelo

60 120 180 kg/ha

N de abonado

curva de rendimiento« observada para el N de abonado Fig. 6. Llfluencia de la pVOfundidod .-1?9—curva de rendimientos exttapoiada con ia profundidad de la aapa freâtica en el nitrógeno

de ia capa freâtica suministrado por el suelo.

Cuando el nivel freâtico esta a 150 cm, el nitrógeno aportado por el suelo es

del orden de 150 kg de N por hectârea. Cuando el nivel freâtico esta a 40 cm,

el suministro de N por hectârea es de menos de 60 kg. Por eso, cuando el nivel

freâtico esta a 40 cm, tienen que aplicarse 100 kg de N en forma de abono, para

obtener un rendimiento de cosecha comparable con el mâximo obtenido cuando el

nivel freâtico esta a 150 cm.

HARRIS y otros (1962) seîialan que el rendimiento de cosechas cultivadas en un

suelo de turba eutrófica con el nivel freâtico a 40 cm fue de solamente el

63% del obtenido con el nivel freâtico a 100 cm. Con una aplicaciôn de fertili-

zante nitrogenado, el rendimiento podrîa incrementarse en un 36% como promedio,

con lo que resultaba igual al obtenido con una capa de agua a 100 cm.Esto indica

que una capa freâtica superficial dificulta el aporte de nitrógeno. SHALHEVET y

ZWERMAN (1962) describen también un experimento que relaciona el drenaje y el

aporte de nitrógeno (Tabla 2).

TABLA 2. Rendimientos de maîz (kg/ha) en relaciön con las condiciones de drenaje y abono nitrogenado (SHALHEVET y ZWERMAN, 1962)

Abono

N0,

NH, 4

ninguno

Condiciones de drenaje

buenas

2.800

3.320

2.843

intermedias

2.036

1.895

931

malas

1.190

591

249

116

Con buenas condiciones de drenaje solamente fueron efectivos los abonos que

contenïan nitrögeno en forma amoniacal;ésto puede ser debido al hecho de que el

amonio,en contraste con los nitratos.es adsorbido primero por el suelo y enfon

ces liberado solo gradualmente. Con drenaje deficiënte los rendimientos, en con-

junto, son mas bajos; los abonos nîtricos, sin embargo, producen un efecto no

table (no conseguido por el amonio, en contraste oen sus excelentes resultados

con buenas condiciones de drenaje). Con condiciones de drenaje médias, los efec-

tos de los abonos nîtricos son aproximadamente iguales a los de los abonos amonia-

cales. También son de interés, con respecto a las relaciones entre rendimientos,

aporte de nitrógeno, procedencia del nitrógeno y profundidad de la capa freâtica,

los experimentos descritos por HOOGERKAMP y WOLDRINGH (1965) con remolacha azu-

carera en suelos arcillosos, aluviales, pesados (Tabla 3).

TABLA 3. Rendimientos de remolacha azucarera en relación con la

profundidad de la capa freâtica y abonos nitrogenados

(HOOGERKAMP y WOLDRINGH, 1965)

Ab o no 140 kg/N/ha

40

Profundidad de la capa freâtica en cm

65 95 140

N07+NH, NH, N0"+NH. NH. N0,+NH. NH, N0~+NH, NH. 3 4 4 3 4 4 3 4 4 3 4 4

producciön de las raices kg/100 m

producciön de las hojas kg/100 m

rendimiento de azücar kg/100 m

azücar %

329 167 354 220

260 188 269 167

353 262 358 331

247 197 251 244

57,5 28,2 63,6 39,1 65,8 47,9 66,0 39,0

17,47 16,88 17,96 17,84 18,63 18,33 18,46 17,89

117

http://nitratos.es

La Tabla 4 muestra los rendimientos relativos de azucar obtenidos con dos tipos

de abonos a diferentes profundidades de la capa freâtica.

TABLA 4. Rendimientos relativos de azucar cou diferentes capas freâticas

(HOOGERKAMP y WOLDRINGH, 1965)

Profundidad de la capa freâtica 40 65 95 140

Rendimiento relativo con N0..+NH, 89,6 93,4 99,1 100

Rendimiento relativo con NH, 53,1 61,1 73,1 90,7

Para ambos tipos de abono, los mejores resultados se obtienen con la mayor pro-

fundidad de la capa freâtica. Generalmente el efecto del abono nîtrico es el

mejor. Con este tipo de abonos el rendimiento obtenido cuando la profundidad de

la capa freâtica era de 40 cm fue prâcticamente el mismo que el obtenido con

abonos amoniacales cuando la capa freâtica estaba a una profundidad de 140 cm.

WILLIAMSON y WILLEY (1969) encontraron con festuca que el efecto beneficioso

de los abonos nîtricos duraron solo unas pocas sémanas. Cuando la capa freâtica

es alta, la desnitrificaciôn y el lavado de los nitratos se produce râpidamente.

Los mejores resultados obtenidos con abonos nîtricos a nivelés superficiales de

la capa freâtica, pueden ser atribuîdos a los efectos favorables de los nitratos

en la aireaciôn. Parece que por cada cm de la capa freâtica que se baja, résulta

disponible aproximadamente 1 kg N/ha para la producciôn de las plantas. El hecho

que se observa a veces de que bajo ciertos sistemas de cultivo, hay pérdidas de

nutrientes (N, etc.) en los drenes de salida, parece contradecir la teorîa de

aumento de nutrientes, por ejemplo de N, bajando la capa freâtica por el drenaje.

Esto es comprensible, sin embargo, puesto que con buenas condiciones de airea

ciôn, en suelos bien drenados en los que se favorece la nitrificaciôn, los

nitratos, fâcilmente solubles, son eliminados a través del agua que percola y es

evacuada por los drenes. Cuanto mayor sea el caudal de drenaje tanto mayores

serân las pérdidas.

BOLTON y otros (1970) encontraron que las mayores pérdidas de nutrientes en cul-

tivos de maîz con abonado continuo, por ejemplo, en comparaciôn con las pérdidas

en pastos de poa, se asociaron con unos caudales totales anuales de descarga de

la red de drenaje de 155,7 mm y 64,5 mm respectivamente. El aumento anual en N

118

debe ser visto, por consiguiente, como la diferencia entre el nitrógeno que ré

sulta disponible con buenas condiciones de drenaje y el eliminado a través de

la red de drenes.

4.6 Drenaje y salinidad

La salinidad del suelo consiste en la presencia de elevadas concentraciones de

sales solubles en la humedad del suelo de la zona radicular. Estas concentracio

nes de sales solubles, debido a las altas presiones osmóticas que originan, afec-

tan el crecimiento de las plantas limitando la absorciôn de agua por las raîces.

Todas las plantas estân sometidas a esta influencia, pero la sensibilidad a las

presiones osmóticas altas varia grandemente entre las diferentes especies. La

salinidad puede afectar también el crecimiento de las plantas porque la elevada

concentración de sales dificulta una absorciôn equilibrada de los nutrientes

esenciales para las mismas.

Las halofitas, que son plantas adaptadas a las condiciones de salinidad, pueden

ser utilizadas como indicadoras del nivel de salinidad del suelo. Plantas repre-

sentativas de este grupo son: Atriplex hastata, Atriplex vesicaria, Salicornia

spp., Salsola spp., Chenopodium album y Portulaca oleracea.

Concentraciones de sodio elevadas (alcalinidad) afectan también a las condiciones

fîsicas del suelo por la dispersion de las partîculas de arcilla (Capitulo 3).

El resultado de ello es la deterioración de la estructura del suelo. Esto reduce

la capacidad de infiltraciôn y percolación del suelo de forma tal que se impide

el movimiento del agua de entrada y a través del suelo, asî como la difusión e

intercambio de gases. La pérdida de la estructura del suelo da lugar también

a la formaciôn de costra y a la compactaciôn del mismo, con lo que se obstruye

la emergencia de las plântulas recién nacidas y el desarrollo de las raîces.

Los principales efectos de la salinidad en el crecimiento de las plantas y en

el desarrollo de los cultivos son:

- germinaciôn lenta e insuficiente de las semillas, dando lugar a un

estado desigual de las cosechas

- desecación fisiológica, marchitez y desecaciôn de las plantas

- crecimiento raquîtico, hojas pequenas, ramas y tallos cortos

119

- color verde-azulado de las hojas

- floración retardada, menos flores, esterilidad y semillas mâs pequenas

- crecimiento de malas hierbas tolerantes a la salinidad o halófitas

- como resultado de todos esos factores desfavorables, bajos rendlmientos

de semillas y de otras partes de las plantas.

El término "tolerante a la salinidad" indica el grado de salinidad que una

planta puede soportar sin ser apreciablemente afectada en su crecimiento o desa-

rrollo. La tolerancia a la salinidad de las plantas puede ser relacionada con la

conductividad electrica (EC en mmhos/cm) del extracto a saturacion del suelo de e

la zona radicular de las plantas. En algunos experimentos de campo con algunas

de las principales cultivos, BERNSTEIN (1964) determinó los nivelés de salinidad

que causaban reducciôn del 10%, 23% y 50%.Comprobó que la mayorîa de los cultivos

(taies como trigo, avena, arroz y centeno) tienen una tolerancia a la salinidad

representada por una EC variando de 4 a 8 mmhos. Algunos cultivos extensivos

(cebada, remolacha azucarera, algoddn), hortalizas (remolacha de mesa, bretones,

espinacas, espârragos) y frutales (palmera datilera, morera, olivo, granado,

azufaifa) tienen una tolerancia mayor a la salinidad, expresada por una EC que

oscila de 8 a 16 mmhos. Algunos gramîneas taies como Sporobolus, Puccinella,

Cynodon dactilon (pasto de Bermudas), Chloris gayana (pasto de Rodas) y Agropyron

elongatum (agropiro) tienen también una alta tolerancia a la salinidad (EC de

8 - 1 6 mmhos). Las judïas son muy sensibles a la salinidad teniendo una tolerancia de EC de 2- 4 mmhos.

e

Para comparación, el arroz mostró una reducciôn en los rendimientos del 10%, 25%

y 50% con conductividades eléctricas de 5, 6 y 8 mmhos/cm respectivamente, mientras

que para la cebada se obtuvieron las mismas reducciones para valores mâs elevados

de la EC , 12, 16 y 18 mmhos/cm respectivamente.

Si la tierra es susceptible de salinizarse o alcalinizarse, el drenaje adecuado

élimina o reduce estos peligros (Cap.4), asegurando de esta manera una cosecha

mejor. Si la tierra ya es salina o alcalina, puede recuperarse con una buena

combinación de riego y drenaje. Si la tierra es alcalina pueden aplicarse enmien-

das quîmicas.yeso por ejemplo.A menudo la introducciôn de un cultivo "colonizador"

puede acelerar el proceso de recuperación. Por ejemplo, el arroz cultivado en

zonas bajas se utiliza a menudo durante la recuperación de suelos en climas sub

tropicales y tropicales. La inundacion de los campos promueve un lavado continuo

120

de las sales del suelo y también una diluciôn de la solución salina del agua

del suelo. Sin embargo, el hecho de que las plantitas de arroz puedan crecer en

semilleros, en condiciones menos salinas, es lo'que hace posible el cultivo

del arroz en la fase inicial de recuperación de un suelo. Algunas pratenses

(pasto de Bermudas o agropiro) y la cebada pueden ser elegidas como cultivos

colonizadores en climas menos favorables para la producciôn de arroz.

4.7 Drenaje y enfermedades o piagas

El drenaje, por medio de su influencia en las condiciones del suelo y en el

crecimiento de las plantas, puede influir favorable o desfavorablemente en la

incidencia de las enfermedades y plagas. Unos pocos ejemplos servirân para acla-

rar esta afirmaciôn. Una capa freâtica alta puede tener un efecto favorable en

la producciôn de patata, pero esta ventaja puede ser claramente anulada por

la podredumbre (Phytophtora infestans). La podredumbre se présenta mis frecuenta-

mente cuando la capa freâtica esta alta, puesto que para la dispersion y germina-

cion de las esporas se requieren elevados nivelés de agua (GRABLE, 1966). Asî

mismo, como el desarrollo de la corteza del tubérculo se reduce con bajas concen-

traciones de oxîgeno, las capas freâticas altas favorecen la infecciôn de los

tubérculos por el Bacillus atrosepticus. Por otra parte el Actinomyces scabies

o rona de la patata puede ser controlado con una reducción en el suministro de

oxîgeno. Un aporte abundante de nitrógeno favorece la multiplicación del pulgôn

verde del melocotonero (Myzus persicae), el vector de los virus de la patata.

Como el suministro de nitrógeno es mayor cuando el nivel freätico es profundo

(Apartado 5), el drenaje puede ejercer asî un efecto indirecto en la presencia

de enfermedades viróticas. Infecciones de mildiu del trigo de invierno estân

positivamente relacionadas con capas freâticas altas y pueden suprimirse mejorando

el drenaje. Sin embargo, la mejora en el suministro de nitrógeno resultante de

un nivel freâtico mâs profundo puede favorecer la incidencia de royas en forma

parecida a los virus de las patatas. Este es también el caso del tabaco. Con un

aporte mayor de nitrógeno, las hojas mâs blandas y gruesas son susceptibles de

enfermedades taies como Phytophtora infestans, Peronospora tabacina y enfermeda

des viróticas. Un suministro elevado de nitrógeno tiene también un efecto desfa

vorable en la calidad de las hojas de tabaco. En el algodón, las condiciones

hûmedas dan lugar a un desarrollo vegetativo excesivo.a una maduración retardada,

a una apertura de las capsulas y a un ataque del gorgojo; también aumenta la

121

podredumbre de las capsulas. Sin embargo, si estas condiciones de humedad se

reducen.la mayor disponibilidad de nitrógeno darâ lugar a la incidencia de la

marchitez vascular (Fusarium oxysporum, var vasinfectum). En los manzanos, la

podredumbre anular o cancer del tronco y en el Hevea las enfermedades de la raîz

blanca (Fomes lignosus), tienen lugar con malas condiciones de drenaje. En las

plataneras, un buen drenaje es absolutamente necesario para la producción de

fruto de alta calidad, mientras que la saturacidn de agua o la inundación pueden

aumentar la presencia de la enfermedad de Panama (Fusarium oxysporum, f.cubense).

Por otra parte se ha comprobado que se necesita un barbecho inundado durante

un atio o mas para "recuperar" suelos infectados por los hongos.

El cultivo de arroz de inundación en suelos orgânicos mata ciertos hongos y ne-

matodos que son daninos para las hortalizas. En taies casos las condiciones de

humedad son favorables.

4.8 Nivel freâtico y producción agricola

Manteniendo la capa freâtica a una profundidad mas o menos fija, puede obtenerse

información del efecto que el drenaje a tal profundidad tiene en la producción

agrïcola. En la practica, sin embargo, el nivel freâtico no es generalmente cons

tante, sino que fluctua, incluso en parcelas con un sistema de drenaje adecuado.

Puede haber bastantes dlas en que la capa freâtica este mâs alta que la eleva-

ción media. Estos nivelés excesivamente altos del agua del suelo, incluso de

corta duración, pueden ejercer una influencia en la producción, dependiendo de

la fase de desarrollo de la planta en el momento en que se producen. Los cultivos

anuales son especialmente sensibles durante la germinación y en la fase repro-

ductora. En la fase latente, muchas plantas (por ejemplo, ârboles frutales cadu-

cifolios o pratenses) no resultan normalmente afectadas por exceso de agua o

escasez de aire.

En experiencias de campo sobre espaciamiento y profundidad de drenes, realizadas

en el polder Nordeste (Holanda), se registró la variación de los nivelés de

agua durante un perîodo de 10 aîios. SIEBEN (1965) encontró una relación entre

la reducción de los rendimientos de trigo y la frecuencia de capas freâticas

altas. Introdujo el valor SEW (suma de los valores en exceso durante el invierno),

que se obtiene sumando todos los valores diarios (en cm) de los nivelés freâti-

cos (punto medio entre dos drenes) que excedieron un nivel de referenda en

122

invierno (1 de Noviembre a 1 de Marzo). Por ejemplo, si el nivel de referenda

es de 30 cm por debajo de la superficie del terreno y la capa freâtica en tres

dïas consecutivos dio los nivelés 25, 10 y 5 cm 'por debajo de la superficie del

terreno, la contribución al valor SEW es (30 - 25) + (30 - 10) - (30 - 5) «

5 + 2 0 + 2 5 - 5 0 cm. Sieben encontrô que el valor SEW - como parâmetro del regi

men freâtico en la parte superior del suelo - mostrô, por encima de un cierto

mînimo, relaciones negativas con los rendimientos de las cosechas. Dentro de

estos limties fué relativamente poco importante el nivel de referencia elegido.

Asî, por encima de un cierto valor SEW mînimo, se redujeron los rendimientos.

Por eso, la conclusion es que incluso durante una fase mas bien inactiva de

crecimiento, como sucede con el trigo en invierno, el exceso de agua puede

ejercer una influencia negativa en la producciôn de las plantas.

BERTRAM (1931), en un experimento con cebada encontrô que una elevación, una sola

vez, en la capa freâtica desde 80 cm hasta 10 cm, por debajo de la superficie

del terreno, durante la fase reproductiva, redujo los rendimientos al 20%.

Por otra parte, aplicando valores SES (suma de valores en exceso en primavera) por

debajo de un cierto mâximo, encontrô correlaciones positivas con los rendimientos

de los cultivos; es decir, suelos con capas freâticas altas, dentro de ciertos

limites, son favorables para la producciôn de las cosechas. La explicaciôn es

que durante los perîodos secos, los cultivos que crecen en suelos con capas

freâticas profundas sufren mâs de la sequîa que los cultivos en suelos con capas

freâticas menos profundas, especialmente cuando las plantas estân en la fase

activa. En general puede decirse que la importancia de los efectos de las fluctua-

ciones de la capa freâtica dependen de si la planta esta en una fase activa (por

ejemplo la fase reproductiva) o en una fase menos activa o latente (durante

el invierno). En una fase activa son importantes tanto un ôptimo de aireaciôn

como de contenido de humedad.

En los apartados siguientes se estudiarân los efectos de la profundidad del

nivel freâtico en la producciôn de diferentes cultivos, taies como pastos, culti

vos anuales y frutales.

4.8.1 Praderas

Son interesantes en relación con estos cultivos los resultados de los experimen

t s realizados en suelos aluviales arcillosos en Holanda (HOOGERKAMP y WOLDRING,

•965,1967). Su finalidad fué estudiar la influencia de la profundidad de la capa

123

freâtica en los rendimientos de viajas praderas.Se encontre que nivelés freâti-

cos a 25,40,65,95 y 140 cm por debajo de la superficie del suelo afectan a la

producción de forraje de diversas formas. En periodos en que la precipitaciôn

excède la evapotranspiración,los rendimientos mas altos se encontraron en los

lotes mas intensamente drenados; en periodos secos sucedió lo contrario.Esto co

incide con los resultados obtenidos en otras partes (VAN 't WOUDT, 1957). En Ho-

landa los rendimientos medios mas altos en pastizales se han encontrado cuando

la profundidad de la capa freâtica oscila entre 60 y 80 cm en suelos de textura

fina y entre 40 y 60 cm en suelos arenosos.

Muchas especies de pratenses, con un sistema radicular normalmente superficial,

necesitan o toleran una capa freâtica mâs alta que la mayorîa de los cultivos.

Otras especies de pratenses, sin embargo, tienen un sistema radicular mucho mâs

profundo y se desarrollan mejor en suelos secos con capas freâticas mâs profundas.

En los experimentos descritos por HOOGERKAMP y WOLDRING (1965, 1967), se estimuló

a la especie Alopecurus pratensis bajando la capa freâtica, mientras que la

especie Agrostis stolonifera lo fué elevando la capa freâtica. En un experimento

en suelos arenosos, el porcentaje de las pratenses Festuca pratensis y Phleum

pratensis fué mucho mayor con nivelés freâticos a 30 cm y 50 cm que a nivelés mâs

profundos.

Para el Lolium perenne sucedió lo contrario. El trébol Trifolium repens fué mis

abundante con nivelés freâticos intermedios de 70 cm y 90 cm; otras especies

de trébol aparecieron espontâneamente cuando la capa freâtica estaba mâs profunda.

Capas freâticas muy superficiales favorecen la presencia de plantas no deseables

taies como juncos, carex, hierbas no comestibles,que tienden a hacerse dominantes

en estas condiciones de humedad (HUDSON y otros, 1962).

En general se ha encontrado que con un drenaje adecuado la producción de forrajes

comienza antes en la primavera y dura mas tiempo en el otono. El contenido de

proteînas del forraje y heno es, a menudo, mayor con capas freâticas profundas.

Esto puede ser debido en parte a la influencia graudalmente mayor de los tréboles

y en parte a un suministro mayor del nitrógeno por el suelo cuando aumenta la

profundidad del nivel freätico.

Las lombrices son importantes para la estructura del suelo y un buen drenaje fa-

vorece su presencia. EDMUND (1963), encontró 15 lombrices por pie cuadrado en un

pastizal no drenado contra 60 en suelo bien drenado con mejor estructura.

124 1

Cuando se pastan praderas con capa freâtica superficial, la estructura de la

superficie del suelo se détériora (HUDSON y otros, 1962). Las plantas son piso-

teadas y a menudo destruîdas debido a danos en las raîces, desplazamiento de

las plantas, o enterrado en el barro. El resultado es que otras pratenses menos

apetitosas y menos valiosas, pero mâs resistentes, resultarân dominantes. El ga-

nado también sufrirâ de las condiciones de humedad resultantes de capas freâti-

cas superficiales. HUDSON y otros (1962) mencionan la presencia de glosopeda,

enfriamientos y parâsitos internos en el ganado vacuno y pérdidas en los corderos

por enfriamiento cuando los pastos estân hûmedos.

Pratenses y trëboles pueden soportar bastante bien largos perfodos de inundaciôn

durante el perîodo de vida latente o en las primeras fases de crecimiento

(MCKENZIE, 1951, RHOADES, l967). Algunas especies pratenses resultaron ser capa-

ces de soportar mâs de 20 dias de inundaciôn. Los tréboles son,con pocas excepcio-

nes.menos tolerantes a la inundaciôn (McKENZIE, 1951, HOVELAND y WEBSTER, 1965).

4.8.2 Cultivos herbâceos1

Importantes cultivos taies como céréales (maîz, trigo, arroz, cebada, centeno,

avena, sorgo), raîces y tubérculos (mandioca, remolacha azucarera, batatas),

bulbos (cebollas, tulipanes), textiles (algodôn, lino, yuta, kenaf), leguminosas

para grano (guisantes y judîas) y cana de azûcar tiene frecuentemente necesida-

des diferentes de drenaje. Una caracterîstica comun de estos cultivos, salvo para

el arroz en regadîo, es que para un desarrollo radicular ôptimo, necesitan un

suelo friable bien drenado en el que tanto agua y nutrientes como intercambio

de aire sean adecuados. La profundidad optima de la capa freâtica, sin embargo,

dépende de la profundidad del sistema radicular, de las caracterîsticas del

suelo y del clima y, por consiguiente, serân diferentes segûn las especies cul-

tivadas y la fase de desarrollo de la planta. Cuando dos o mâs cultivos crecen

en rotaciôn en el mismo campo, la profundidad y espaciamiento del sistema de

drenaje debe estar de acuerdo con las diferentes necesidades de los cultivos.

La inundaciôn o saturaciôn de los cultivos sera normalmente perjudicial, aunque

algunas variedades de caîia de azûcar y leguminosas pueden soportar taies condi

ciones. En Florida la cana de azûcar se cultiva en suelos orgânicos donde la

capa freâtica se conserva intencionadamente alta para mantener la oxidaciôn, sub-

1 "Arable crops", tradueïble también por "cultivos agriaolas", no se incluyen ni los drboles frutales ni las praderas.

125

sidencia y erosion eólica en un mînimo. HUMBERT (1968) menciona que la caria de

azûcar puede sobrevivir largos perîodos de inundaciôn si la parte superior de

las plantas esta fuera del agua y el agua en circulaciön. Sin embargo se pre-

sentan danos a la cana de azûcar por anegamiento cuando la temperatura del aire

es muy alta. Este tipo de dano es frecuentemente denominado escaldado.

Las leguminosas - tréboles, leguminosas para grano - dan buenos rendimientos con

profundidades intermedias de la capa freâtica, de unos 50 cm. La alfalfa puede

adaptarse a capas freäticas superficiales, no fluctuantes, pero por otra parte,

si fue sometida a condiciones de sequedad al principio, puede penetrar hasta

profundidades de mas de 2 m y comportarse como una freatofita. Plantas taies

como las pratenses y tréboles cultivadas por sus partes vegetativas (hojas y

tallos) y hortalizas como los bretones.lechuga y patatas,dan buenas producciones

con capas freäticas superficiales de 30 - 50 cm (VAN 't WOUDT y HAGAN, 1957).

Un experimento a largo plazo sobre el nivel freâtico con bastantes cultivos fue

realizado por VAN HOORN (1958) en Nieuw Beerta (Holanda) en un suelo arcilloso

(48% < 2 y, 20% de 2 - 16y). Los nivelés freâticos fueron mantenidos durante el

verano a 40, 60, 90, 120 y 150 cm por debajo de la superficie del terreno. Los

resultados se muestran en la Tabla 5.

TABLA 5. Rendimientos de los distincos cultivos con nivelés freâticos de 40-150 cm. El mixirno rendimiento se toma como I00Z (VAN HOORN, 1958).

Rendimiento relativo No.de de grano. rafces o

Cultivo anos tubérculos a profundidades de la capa freâtica de

(cm)

Rendi- Rendimiento relativo de Rendimiento paja a profundidades de miento al 1003: la capa freâtica de al 1001

(kg/ha) (cm)

40 60 90 120 150 40 60 90 120 150

(kg/ha)

Trigo 6

Cebada 5

Avena 3

58 77 89 95 100 4.600

58 80 89 95 100 4.100

49 74 85 99 100 S.000

59 75 84 92 100 8.600

57 76 84 93 100 5.150

60 82 89 98 100 5.850

Guisantes

Judfas

50 90 100 100 100

79 84 90 94 100

2.750

3 .100

67 94 100 100 100 3.550

86 95 100 100 100 4.500

Alcaravea

Colza (semilla)

Remolâcha azucarera (semilla)

Remolacha azucarera

Fatatas

3

2

1

2

1

80

79

75

71

90

96

95

82

84

100

98

95

90

92

95

100

98

96

97

92

100

100

100

100

96

1.700

2.500

4.250

40.500

26.000

93 98 97 100 100 5 .100

70 84 92 97 100 6 .400

78 94 95 100 100 6 .500

126

http://No.de

Los porcentajes de la Tabla 5 indican que con la excepciôn de las patatas los

mejores rendimientos de todos los cultivos se obtienen con la capa freâtica mas

profunda. El rendimiento de los guisantes con profundidades de la capa freâtica

de 90 y 120 cm y el rendimiento de alcaravea con una profundidad de la capa fre

âtica de 120 cm fueron los mismos que los obtenidos con una profundidad de la

capa freâtica de 150 cm por debajo de la superficie del terreno. Los rendimientos

de los otros cultivos, fueron un poco mâs bajos a una profundidad de la capa

freâtica de 90 cm y 120 cm. Las patatas dieron sus rendimientos mâs elevados en

parcelas con capa freâtica a 60 cm de profundidad. Sin embargo, la variaciôn de

los rendimientos de las patatas, en toda la gama de profundidades de la capa

freâtica fue de solo el 10% o menor. Durante todo su desarrollo las patatas nece-

sitan un suministro continuo y abundante de agua en la zona radicular. Para la

profundidad media del sistema radicular de las patatas, una profundidad media

de la capa freâtica garantiza este suministro regular a la zona capilar. FERRARI

(1952), obtuvo los rendimientos mâs altos en un gran numero de campos agrïcolas,

en suelos aluviales, con profundidades médias de la capa freâtica de 50 - 75 cm.

HARRIS y otros (1962) describieron las relaciones entre rendimientos y profundidad

de la capa freâtica obtenidos en experimentos en un suelo de turba eutrófica. En

la Tabla 6 se muestran algunos de estos resultados.

TABLA 6. Rendimientos relativos de los cultivos a diferentes profundidades de la capa freâtica (CHARRIS y otros, 1962)

Cuit ivo

Patatas

Maîz

Menta

Cebollas

Maîz dulce

Zanahorias

Media

No.de anos

12

9

13

11

4

4

Rendimiento relativo (en de

16"

40

46

71

48

63

61

59

63

2) a pi la capa

24"

60

94

100

91

109

100

93

98

rofundidades freâtica de

32"

80

97

103

100

113

92

96

100

40"

100 (cm)

100

100

100

100

100

100

100

Rendimiento al 100Z

327

126

32

3.335

5,1

2,7

por acre

bushels

bushels

libras de aceite

libras

toneladas

toneladas

127

http://No.de

En estos experimentos los rendimientos de patatas y zanahorias fueron mâximos

con la capa freâtica mâs profunda,a 100 cm por debajo de la superficie del te-

rreno. Los mejores rendimientos de maîz y de cebolla se lograron cuando la ca

pa freâtica estaba a 80 cm. Con la capa freâtica a 60 cm el rendimiento de las

cebollas fue mayor que con la capa freâtica a 100 cm.Los rendimientos de maîz y

maîz dulce fueron idénticos con una profundidad de la capa freâtica de 60 cm y

100 cm. En Carolina del Norte (USA) DISETER y VAN SCHILFGAARDE (1958) encontraron

que los rendimientos de maîz no variaron esencialmente cuando la profundidad de

los drenes fué de 2, 3, ó 4 pies con espaciamientos de 160 pies (50 m). Estos

rendimientos, sin embargo, fueron de unos 34 bushels/acre (2.000 kg/ha) mâs altos

que los de tierras mal drenadas con espaciamientos de drenes de 310 pies (100 m).

En una experiencia de tres anos con maîz, SCHWAB y otros (1966) obtuvieron un

rendimiento de 2.500 kg/ha en campos sin drenaje y mâs de 4.000 kg/ha en campos

con un sistema de drenaje consistente en un sistema de drenaje superficial o en

un sistema de drenaje por tubos (profundidad 3 pies y espaciamiento 40 pies). Los

efectos del abono nitrogenado aplicado fueron mucho mayores con drenaje.Con 112 kg

de N por hectârea en lotes no drenados, el rendimiento aumentó 500 kg/ha y al-

canzó un nivel de 3.000 kg/ha.Con la misma cantidad de abono en lotes drenados,el

rendimiento aumentó 2.000 kg/ha y alcanzó un nivel de 6.000 kg/ha. En este campo

particular el efecto del abono nitrogenado no elimino la influencia negativa de

las malas condiciones de drenaje, como en los casos mencionados en el Apartado 5.

4.8.3 Frutales

Los sistemas radiculares.relativamente inflexibles de los ârboles.con raîces acti

vas ûnicamente a profundidades relativamente grandes,parecen ser fâcilmente afec-

tados por capas freâticas altas. Los nogales, por ejemplo, prefieren una capa

freâtica de 8 - 10 pies de profundidad (VAN 't WOUDT y HAGAN, 1957). Sin embargo,

la susceptibilidad de los ârboles a un drenaje déficiente dépende de su edad y

de la estaciôn. En verano, por ejemplo, las raîces del manzano sufren mayores

daîios con drenaje déficiente que en invierno cuando los manzanos estân des-

provistos de hojas e inactivos. PENMAN (1935) observé que los cîtricos permanecen

sanos durante los 8 ó 10 primeros anos de su vida con una capa freâtica en los

cuatro primeros pies del suelo. Después de esa edad necesitan una capa freâtica

mâs profunda. Esto se muestra en las Figuras 7 y 8 para variedades de cîtricos

(MINESSY y otros, 1971).

128 ">

gramos/3 pies cùbicos 7

gramos/3 pies cübicos

5 0

^profundidad de la capa freatica 171cm

1 0 0 1 5 0 2 0 0 distancia en cm

profundidad de la capa freatica

171 c m

30 60 90 profundidad del suelo en cm

Fig. 7. Cantidad de ratoes en funoiôn de la profundidad de la capa fredtiaa y distanoia entre ârboles (A) y profundidad (B) para la naranja Washington navel.

La extension y profundidad de las raïces aumenta con capas freâticas mâs profun-

das. Se obtuvieron frutos solamente de ârboles que crecïan en suelos con una

capa freatica de mâs de I m de profundidad. Los rendimientos mâximos (41 kg

por ârbol) se obtuvieron en los suelos con la capa freatica mâs baja.Lo mismo se

encontró para los ciruelos (VISSER, 1947). En huertos, palmeraies y plantaciones

de caucho, los cultivos de cobertera pueden servir para bajar la capa freatica

durante perîodos de exceso de agua.

Los cocoteros, palmera datilera y palmera de aceite tienen un sistema radicular

grueso y superficial, desprovisto de pelos radiculares. Cuando se desarrollan

en condiciones de anaerobiosis forman cavidades de aire en las raîces que pueden

facilitar su supervivencia en dichas condiciones anaerobias temporales.

Los cocoteros florecen a menudo en lugares donde hay agua freatica dentro de la

zona radicular, "tocando" las raîces el agua. Los cocoteros crecen en regiones

costeras donde la influencia de las mareas origina un anegamiento temporal.

Sin embargo, si el suelo permanece permanentemente anegado, las hojas se vuelven

amarillas y enfermizas. En Malaya, la palma de aceite da un rendimiento de mâs

de 1,5 toneladas de aceite por acre en los suelos arcillosos (70% < 2 p) alu-

viales, relativamente ricos de las llanuras costeras del oeste (GRAY, 1963).

129

rendimiento relativo

°/o 100

Fig. 8. Efecto de la profundidad de la oapa fveâtiaa en los rendimientos vela-

50 75 100 125 150 175 tivos de navanja Washington navel y profundidad de la capa freatica en cm mandavifia Balody.

El sistema radicular superficial de la palma de aceite esta bien adaptado a las

capas freäticas elevadas que predominan en estas areas. Esto es tambien vâlido

para frutales tropicales taies como Zalacca edulis (también una palmera) y Gar-

cinia mangostana (mangostän) que pueden soportar un exceso de agua en el suelo

sin una disminución en los rendimientos (TERRA, 1948). Plantados en suelos con

alto contenido de materia orgänica, algunos cultivos taies como la palma de

aceite, coco y hasta cierto punto caucho y ârboles frutales pueden sufrir danos

severos cuando se drenan dichos suelos y se producen asentamientos.La contracción

del suelo puede hacer aparecer las raîces a mas de 2 5 3 pies por encima de la

superficie del suelo. Los ârboles pueden caerse y sus tallos pueden crecer en

todas las direcciones.

130 ">

4.9 Bibliografia

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133

MATERIAS PRÄLIMINARES

5. FISICA DE LA HUMEDAD DEL SUELO

P. H. GROENEVELT Fisico de Suelos CSIRO, Canberra, Australia

J. W. KIJNE

Fisico de suelos Department of Irrigation and Civil Engineering University of Agriculture, Wageningen

Conferenciantes en el Curso de Brenaje Agricola

G. H. Bolt (1962-1965) University of Agriculture

P. H. Groenevelt (1966-1969) University of Agriculture

J.W. Kijne (1970-1971) University of Agriculture

5. Fisica de la humedad del suelo 5.1 Fresencia del agua en el suelo 137

5.2 Retención del agua por el suelo 138

5.2.1 Capacidad de campo y punto de marchitez 138 5.2.2 Mecanismos de retención del agua

por el suelo 139 5.2.3 Curvas de retención 141

5.3 Fuerzas y potenciales 143

5.3.1 El concepto de potencial 143 5.3.2 Potenciales parciales y potencial total

del agua del suelo 146

5.4 Transporte del agua en el suelo ' 153

5.4.1 Ecuaciones de transporte basadas en el concepto del potencial 153

5.4.2 Infiltración 157 5.4.3 Ascenso capilar 162

5.5 Bibliografia 165


Se discuten en este capitulo las fuerzas que aetûan sobre el agua en un suelo no

saturado. La retención y el movimiento del agua del suelo se deserïben por medio

de ecuaciones basadas en el concepto del potencial.

.36 ^

5.1 Presencia del agua en el suelo

El agua puede estar presente en el suelo en estado sólido (hielo), lïquido o

como vapor; en este capîtulo se tratarä principalmente de la fase liquida. El

agua liquida dentro del suelo sirve como agente de lavado, como disolvente, como

reactivo, como medio para reacciones quimicas y como agente de plasticidad. El

agua del suelo siempre contiene muchas substancias disueltas; aun en suelos con-

siderados no-salinos, la concentración total de electrolitos en el agua del suelo

varia entre 1 y 20 meq/litro, y puede variar considerablemente dentro del perfil

del suelo como resultado de la evaporación y el lavado. No serân consideradas

posteriormente en este capîtulo las propiedades del agua del suelo resultantes

de su composicion quîmica.

El comportamiento fîsico del agua del suelo dépende considerablemente de las

propiedades del mismo; el suelo, que es un medio poroso, présenta una gran super

ficie accesible al agua, pudiendo variar esta superficie sólida desde unos 2 2

1.000 cm /g en arenas gruesas, hasta mis de 1.000.000 cm /g en suelos arcillosos.

Las partîculas del suelo son generalmente hidrófilas, es decir, el agua tiende

a adherirse a las superficies sólidas.En suelos que no estân completamente satura-

dos, el agua del suelo comparte con la fase gaseosa una gran parte de la super

ficie interfacial; estos dos tipos de interaciones interfaciales, es decir, la

superficie de contacto sôlido-lîquido y lîquido-gas, determinan la retenciôn del

agua por el suelo y el movimiento del agua a través del suelo.

La totalidad del espacio de poros de un suelo, puede estar ocupado por aire, por

agua o por ambos, siendo esta situación mencionada en ultimo lugar la mâs de-

seable en los suelos agrîcolas. La porosidad saturada por el aire es por tanto

la fracción de la porosidad total que esta ocupada por el aire.La porosidad satu

rada por agua, o fracción de la porosidad total ocupada por el agua, se llama

con frecuencia proporción de agua en el suelo (contenido de agua del suelo en vo

lumen) .

El contenido de agua del suelo se expresa generalmente como fracción de la hume-

dad del suelo referida a peso en seco.es decir,la relación entre la masa de agua

y la masa de suelo seco. Por tanto, la proporción del agua del suelo multipli-

cada por el cociente entre la densidad del agua y la densidad aparente, es igual

a la fracción de la humedad del suelo referida a peso seco.

137

http://seco.es

5.2 Retención del agua por el suelo

5.2.1 Capacidad de campo y punto de marchitez

Por el simple hecho de que el agua continue penetrando en el suelo, no puede

deducirse que el espacio de poros no esta saturado y que sea posible acumular

mäs agua en el suelo; cuando cierta cantidad maxima de agua se ha acumulado, el

resto es drenada. Este hecho conduce al concepto de capacidad de campo. La

cantidad de agua acumulada en el suelo a capacidad de campo es aquella cantidad

de agua que un suelo retiene contra las fuerzas de la gravedad.

Este contenido de agua no es un valor unico que existe normalmente en el suelo,

ya que el suelo es un sistema dinâmico en el que el contenido del agua disminuye

por drenaje, evaporaciön.y absorción por las raîces de las plantas y aumenta con

la lluvia, rocio, riego o por ascenso capilar desde una capa freâtica. Cuando

existe una capa freâtica superficial, y no existe en el suelo un fuerte movi-

miento ascendente de agua como resultado de la evaporaciôn en la superficie del

suelo, se alcanzarä una situaciön de equilibrio entre el movimiento ascendente

resultante del ascenso capilar y el movimiento descendente resultante de la

fuerza de la gravedad. Es tos conceptos conducen a una segunda definición de ca

pacidad de campo como la cantidad de agua que existe cerca de la superficie del

suelo, en equilibrio con una capa freâtica situada a 1 m de profundidad. Esta

cantidad de agua no tiene porque ser necesariamente la misma que la que un suelo

bien drenado retiene contra las fuerzas de la gravedad.

En el ultimo caso, la capacidad de campo se refiere a un intervalo del contenido

de agua en el que comienza a reducirse la velocidad de eliminación del agua

del suelo después de un riego o una lluvia abundante. El movimiento descendente

del agua en el suelo no cesa al alcanzarse la capacidad de campo, sino que

continua a una velocidad reducida durante un largo tiempo.

La capacidad de campo se ha utilizado en la practica para indicar el limite

superior del agua disponible para el crecimiento de las plantas, suponiéndose

que la cantidad que excède a la capacidad de campo drena demasiado râpidamente

para poder ser utilizada. Sin embargo esta idea es en cierta forma errónea, porque

toda agua que no est! fuertemente retenida en el suelo esta disponible para

el crecimiento de las plantas mientras esté en contacto con las raîces.

138 Ï

El punto de marchitez permanente es el lfmite inferior del intervalo de agua

disponible en el suelo, y se define como cantidad de agua del suelo en el que

las hojas de las plantas que en él crecen se marchitan o no son capaces de re-

cuperarse cuando se colocan en una atmósfera casi saturada de agua durante una

noche. Como en el caso de la capacidad de campo, no es un contenido fijo de agua

sino un intervalo de cantidades de agua. Es interesante mencionar, que en el

punto de marchitez permanente el aire en el interior de los poros, que esta

en equilibrio con el agua del suelo, tiene una humedad relativa del 98,8%.

La cantidad de agua de un suelo no es en si una indicación efectiva de su dispo-

nibilidad; la fuerza con que el agua es retenida por el suelo, da una idea de

dicha disponibilidad.

5.2.2 Mecanismos de retención del agua por el suelo

Varios mecanismos actûan en la adsorción del agua por las partîculas del suelo.

Los resultantes de la carga electrostâtica de las partîculas del suelo y de la

presencia de iones opuestos adsorbidos solamente actûan sobre un pequeno inter

valo de humedad, causando la absorción fuerte de una pelîcula muy fina de agua;

tienen pequenas consecuencias sobre las mayores cantidades de agua que se estân

considerando.

Estas mayores cantidades de agua pueden ser retenidas en el suelo por la pre

sencia de superficies de contacto aire-agua, de una forma similar a lo que ocurre

en el papel sécante o en una esponja. La tension superficial que actfla en la

interfacie aire-agua da lugar al mecanismo de retención del agua.

La tension superficial se debe a la atracción mutua de las moléculas de agua

(cohesion); en el interior de una masa de agua la mutua atracción de las molé

culas de agua es la misma en todas direcciones, por lo que la atracción neta es

cero. Sin embargo, en una interfacie aire-agua permanece una fuerza resultante

que atrae las moléculas hacia el interior de la masa de agua, dando lugar esta

fuerza a una tension superficial (o) que tiende a reducir la superficie de

contacto aire-agua.

La energîa requerida para agrandar una interfacie aire-agua en 1 cm, en contra

de la tension superficial, es de 72 erg a 25 °C, es decir a es igual a 72 erg/cm

o 72 dinas/cm. Las moléculas de agua en contacto con superficies de sólidos se

139

adhieren a los mismos; ésto es lo que se llama adherencia. La tension super

ficial también actüa cuando el agua se adhiere a las superficies de los sólidos4

La adherencia de lîquidos a sólidos puede describirse por la cantidad de trabajo

mecânico requerido para separarlos en direcciones perpendiculares. Este trabajo

de adherencia (W) se relaciona con el ängulo de contacto lïquido-sólido (a) por

la ecuación

o(l + cos a) (1)

donde ö es la tension superficial. Las superficies que tienen un ängulo de contac

to con el agua de O grados (vidrio limpio, cuarzo) tienen un trabajo de adhesion 2

de 2 O erg/cm . El agua se adhiere a estas superficies tan fuertemente como

a sî mismo, ya que el trabajo de cohesion es también de 2 O (se crean dos nue-

vas interfacies aire-agua). De esta forma el agua moja las paredes de un tubo

capilar de vidrio (ver Fig.1), y el agua adhiriéndose a las paredes arrastra la

masa del lîquido hasta una altura h. Este fenómeno se llama ascenso capilar.

La fuerza que tiende a elevar el lîquido en un capilar de radio r es 2 Trra cosa

y la fuerza que tiende a que el lîquido descienda, causada por el peso de la

columna de agua que hay sobre la superficie libre del agua, es irr2h p g

donde g es la aceleraciôn de la gravedad y p la densidad del agua. En equilibrio

con ängulo de contacto de cero grados se obtiene:

2a p gh » — w 6 r

(2)

La diferencia entre la presión hidrostâtica en el tubo a nivel con la superficie

del agua libre (P.) y la presión hidrostâtica inmediatamente por debajo de la

superficie de contacto (P.) es igual a P^h. Por tanto

P - P 2 *1

20 r

(3)

140,

Fig.1. Asaenso capilar de una aapa de agua en un tubo.

La presión hidrostâtica por eiicima de la interfacie difiere solamente de la de

la superficie libre del agua en una cantidad muy pequena, p gh, donde p es la a a

densidad del aire, por lo que la Ec.3 describe la disminución de la presión

hidrostâtica a través del menisco curvo aire-agua, tomandose generalmente esta

disminución de presión como una succion. La retenciôn del agua entre las partï-

culas del suelo se puede pensar como un fenömeno capilar, en el que generalmente

se supone que las partîculas del suelo presentan un ângulo de contacto a • 0.

La disminución de la presión hidrostâtica aparentemente aumenta a medida que

el diametro del poro disminuye (Ec.3). En otras palabras, el agua se retiene mas

firmemente en los poros estrechos que en los anchos.

Los parâmetros fïsicos y sus dimensiones se dan en la Tabla 1. Las unidades

se presentan en los sistemas cm-gram-seg (e.g.s.) y en el metro-kilogramo-seg

(m.k.s.). El primero se utiliza mâs frecuentemente.pero la Sociedad Internacional

de Fîsica recomienda el ultimo, que da lugar a valores numéricos mâs prâcticos.

5.2.3 Curvas de retenciôn

Las fuerzas de retenciôn mencionadas hasta ahora, es decir, las fuerzas de

adsorción y las fuerzas de adherencia-cohesión que resultan en las superficies de

contacto cóncavas aire-agua, se toman en conjunto como fuerzas mâtricas, porque

los dos tipos se deben a la presencia de la matriz del suelo. La existencia de

estas fuerzas mâtricas puede ser demostrada por medio de un tensiómetro (Fig.2).

Un tensiómetro es un piezómetro adaptado para medir las presiones negativas que

anteriormente se han definido como succiones. El agua del interior de la capsula

porosa del tensiómetro alcanza un equilibrio con el agua del suelo circundante.

La succion matricial, S , viene dada por la posición del nivel del agua en el

extremo abierto del manómetro. Por conveniencia, puede conectarse al extremo

abierto del tensiómetro, un manómetro de mercurio o un manómetro Bourdon.

La succion mâtrica es función del contenido de agua en el suelo, como puede

verse claramente en la Ec.3 aplicada a la retenciôn del agua del suelo, ya que

esta relación implica que cuanto mayor sea la disminución de la presion hidros

tâtica, menor sera el radio de los poros llenos de agua. En otras palabras,

cuanto mayor sea la succion aplicada, menor sera el contenido de agua resultante.

Por tanto, las dos formas con las que puede determinarse la interdependencia

entre el contenido de agua y la succion son:

141

TABLA 1. Unidades fîsicas

Sîmbolo

L

M

c A

V

V

P

V

a

F

Fk

W

E

•

*

Parâmetros fîsicos

longitud

masa

tiempo

superficie

volumen

volumen especîfico

densidad

velocidad

aceleraciôn

fuerza

fuerza especîfica

trabajo

energîa

energîa especîfica

presión

Dimensiones

L

M

T

L2

L3

LV'

ML"3

LT"'

u"2

-2 MLT c

LT"2

2 -2 M L T

2 -2 M L T

LV2

ML'1!"2

Unidades e.g.s.

centîmetro

graœo (g)

segundo 2

cm 3

cm 3. cm /g

, 3 g/cm

cm/seg , 2

cm/seg

dina^g.cm/

cm/seg

ergio*dina

ergio

ergio/g

A- 1 2 dina/cm

(cm)

2 »eg

cm

Unidades m.k.s.

metro

kilogramo (kg)

segundo

2 m m /kg

m /kg

kg/m

m/seg , 2

m/seg

newton^kg.m/seg

julio=newton.m

julio

julio/kg

2 newton/m

Otras unidades adicionales

g aceleraciôn del campo gravitatorio terrestre » 980 cm/seg

o energîa superficial o tension superficial, igual

a energîa potencial por unidad de superficie de

lîquido MT~ (para el agua O » 72.7 dinas.cm a !0 C

2 n viscosidad «• fuerza tangencial ejercida sobre I cm de lîquido

por un gradiente de velocidad en dirección normal de

1 cm/seg por cm (unidades poise » 1 g.cm .seg ;H de agua

a 20 C es de unos 0,01 poise - centipoise)

R constante de los gases - 8,318 x 10 erg/grado/mol;

RT 25 x 10* e rg/mol a 300 K o 27 C

ih Fig.2. Tensiâmetro.

- aplicando una succion a una capsula porosa donde se coloca suelo

humedecido

- aplicando presión en exceso a un suelo humedecido, colocado sobre una

membrana semipermeable, por la que solo puede pasar agua y no las

partîculas del suelo.

Los detalles sobre la determinación de las curvas de retención, es decir la

representación grâfica de la funciôn que relaciona la succion mâtrica con el

contenido de agua del suelo, se dan en el Cap.23, Vol.III. Si la succion se

expresa en cm de agua y se coloca sobre una escala logarîtmica en relación con el

contenido de agua en volumen, la curva de retención de agua se llama curva de pF.

Las curvas de retención de agua en el suelo se usan para indicar la cantidad de

agua que puede ser retenida por el suelo, y que esta disponible para el creci-

miento de las plantas. Esta cantidad de agua se definiô primitivamente como la

diferencia en contenido de agua a capacidad de campo y en el punto de marchitez

permanente. Por conveniencia se define generalmente capacidad de campo como la

cantidad de agua retenida por el suelo contra una succion de 100 cm, y punto de

marchitez permanente como la cantidad de agua retenida contra una succion de 15

atmôsferas.

Aunque résulta evidente que estas definiciones son un tanto arbitrarias en rela

ción con la cantidad de humedad disponible en un momento dado, todavîa proporcio-

nan un criterio adecuado para comparar las caracterîsticas de retención de hume

dad de diferentes suelos. De esta forma la curva de retención de agua, es decir

la curva de pF.es un instrumento de utilidad en el riego. Las curvas de retención

de agua se utilizan también para determinar la cantidad de agua que descarga o

toma el suelo, cuando la capa freâtica desciende o se éleva. Esto es de importan-

cia en el diseno de los sistemas de drenaje (Cap.8, Vol.II).

5.3 Fuerzas y potenciales

5.3.1 El concepto de potencial

BUCKINGHAM (1907) introdujo la idea de que el flujo del agua a través del suelo

podrîa compararse con el flujo del calor a través de una barra de metal o con

el flujo de la electricidad a través de un conductor. Se hizo visible que la

diferencia en atracción del agua, es decir, de retención entre dos porciones de

143

http://pF.es

suelo que no tienen la misma humedad, era la fuerza conductora comparable a la

diferencia de temperaturas o al potencial eléctrico.

Si solo hubiera una fuerza actuando sobre el agua, podrfa ser factible esta

comparación, manifestSndose entonces inmediatamente la existencia del flujo de

agua y la dirección del mismo. Sin embargo, ademâs de las fuerzas mâtricas hay

dos tipos mâs de fuerzas que actûan sobre el agua del suelo; estas son las

fuerzas osmóticas causadas por los solutos disueltos, y las fuerzas de masa, que

son las fuerzas de inercia y la fuerza gravitacional.

Cuando se desea conocer diferencias de retención para obtener la dirección del

flujo o para establecer si existe una situación de equilibrio, es necesario obte

ner la suma vectorial de todas las fuerzas que actûan sobre el agua. Esto signi

fica que es necesario calcular la magnitud de la fuerza resultante y su dirección,

lo que a su vez requière conocer la magnitud y dirección de cada fuerza que

actûa sobre el agua. Desde luego la condición de equilibrio requière que la

fuerza resultante sea cero, es decir, que la suma vectorial de todas las fuerzas

parciales sea igual a cero. Sin embargo es mucho mâs conveniente asignar un poten

cial que corresponde a cada campo de fuerzas.

El potencial del agua se define como el trabajo requerido para transferir una

cantidad de agua unitaria desde un nivel de referencia dado, donde el potencial

se toma como cero, hasta la posición donde el potencial tiene el valor definido.

Sin entrar en mâs detalles, se comprende que el potencial da una indicación

del estado de energîa y por tanto de la disponibilidad del agua del suelo;

cuanto mâs bajo es el potencial menor es la disponibilidad del agua.

La cantidad unitaria en la definición del potencial puede ser la unidad de

masa, la unidad de volumen o la unidad de peso. En todos los casos son solamente

significativas las diferencias de potencial y no el valor absoluto de la energîa

aûn suponiendo que pueda definirse.

Los potenciales son escalares, no vectores; es decir, tienen solamente magnitud

y no dirección, y en este caso la condición de equilibrio se reduce al requisito

de que la suma algebraica de los potenciales parciales sea constante, llamândose

a dicha suma de potenciales parciales potencial total. La fuerza conductora

responsable del movimiento del agua es simplemente el gradiente del potencial

total.

•»144

Los potenciales pueden expresarse en términos de energïa por unidad de masa

(por ejeraplo en el sistema e.g.s., erg/g). Con frecuencia es mâs util expresar

los potenciales como energïa por unidad de volumen 4>'» cuyo término puede 3 2

reducirse directamente a un término de presiön (es decir erg/cm o dinas/cm ) .

La conversion entre la energïa por unidad de volumen utiliza el volumen especî-

fico (volumen por unidad de masa, V) o la densidad (masa por unidad de volumen,

p) del agua ($' • p<t>).

Finalmente, los potenciales puede expresarse también con relación al peso, h: 3

si el potencial es igual a <J> erg/g (o p<J) ergs/cm ) entonces en relación al peso

es igual a h » 4>/g cm.

Las dimensiones del ultimo se obtienen como sigue (ver Tabla 1):

2 -2 I "'/ -2| L T , |erg.g /cm seg \ = » « L

LT~Z

En la Tabla 2 se dan las unidades y los factures de conversion para el potencial

del agua. En el sistema e.g.s. el factor pg para el agua es casi 1.000, con

ligeras variaciones debidas a diferencias en temperatura o en contenido de sales

(Cap.6, Vol.I). Tanto el potencial expresado en relación a la masa como respecto 2

al volumen ($' = pgh en dinas/cm ) tienen por tanto los mismos valores numêricos.

Convencionalmente se asigna al agua liquida libre un potencial de valor cero.

Como el agua del suelo esta menos disponible, es decir tiene un nivel energético

reducido en comparación con el de referencia del agua liquida pura, el valor de

su potencial es negativo.

El potencial total, <f>, se define como el trabajo necesario para mover una

cantidad de agua unitaria, por ejemplo 1 gramo, desde un sistema de referencia

elegido con agua liquida, pura y libre, hasta el punto del suelo considerado:

4> = rfc (- / F k ds) (4>

donde el sumatorio comprende todos los potenciales parciales resultantes de las

fuerzas F , expresadas como fuerza por gramo masa, y ds es el espacio en el campo

de fuerzas, con referencia a un nivel dado elegido. Las fléchas indican que

estas cantidades son vectores. En el proximo apartado se consideran los siguientes

145

po t enc i a l e s p a r c i a l e s :

- po t enc ia l g r a v i t a c i o n a l , <j>

- po t enc ia l ma t r i co ,

- po t enc ia l osmótico,

TABLA 2 . Conversion de unidades de e ne rg î a

Unîdades de ene rg îa e s p e c î f i c a

e rg /gram j u l i o / k g

Unidades de p r e s i ôn

a tmôsfera cm de agua

1 x 10

I x io"

1 x 10

1 x 10

I x I0~ 6 0 ,99 x | o " 6

1 x )0~ 2 0 ,99 x i o " 2

I 0 ,99

1,02 x io

I,01 x io6 | ,01 x io2

0,98 x io3 o,98 x i o _ l

1,01 1

1,02 x io

1,02 x io J

1,03 x i o J

0,98 x i o" 3 0,97 x io"3

Nota: 1 j u l i o • 10 e rgs

1 c a l .g ram - 4 ,186 j u l i o s

I cm de mercur io (Hg) » 13,6 cms HO

2 1 a tmôsfera » 14,7 l i b r a s / p u l g a d a

8 1 1 bar » 10 d inas/cm

Cuando actûen en el suelo otros campos de fuerzas adicionales, deberân incluirse

en el potencial total otros potenciales parciales. Por ejemplo, el suelo en un

aparato con membrana de presiôn esta sujeto a una presiôn externa adicional

(Cap.23, Vol.III), la que conducirïa al llamado potencial de presiôn externa.

Del mismo modo, una fracción de suelo dentro de una centrîfuga, experimentarîa

un potencial de presiôn externa resultante del campo de fuerza centrîfuga.

5.3.2 Potenciales parciales y potencial total del agua del suelo

Potencial gravitacional

Potencial gravitacional se define por

Zl / • - * • • *

f g dz z

(5)

> 146

La integración incluye desde la posición de referencia z hasta el punto consi-

derado z., donde z es la distancia sobre el nivel de referencia. Cômo dépende

el potencial gravitacional de la situación en el perfil? Tómese una columna de

un suelo "ideal", en la que el agua no esta sujeta a fuerzas osmôticas. El agua

en la columna esta en equilibrio con una capa de agua libre. No existe evapora-

ción, por lo que el agua del suelo esta en un estado de equilibrio. Ahora se

mueve una masa de agua infinitesimal dM desde z a un punto z + dz, donde dz se

una distancia infinitesimal. El trabajo realizado por la fuerza aplicada, en

contra de las fuerzas de retención, para separar el agua de la substancia en z

es 4> dM. El trabajo realizado por la fuerza aplicada cuando el agua se une con

el suelo en el nuevo nivel z + dz, donde el potencial es

34> 9<{i

$ + -r& dz sera de -(<)>+ —^ ) dM g dz vrg 3z

Por tanto, el trabajo neto realizado por la fuerza aplicada es:

Wi 5 - dz dM (6) dz

El transporte de la masa de agua desde z a z + dz implica realizar un trabajo

en contra de la gravedad:

W2 - gdM dz (7)

En equilibrio:

que lleva a

wT = 0 - W! + W2

3<t> -7~- dz dM - gdM dz - 0 (8)

dz

3<j)

g - 3z (9)

Integrando la Ec.9 se tiene:

<(> = gz + B (10)

donde B es la constante de integración, que puede calcularse como sigue:

147

X l

- ƒ Xo

- > •

F m -+• dx

>

en la capa freätica z «• O y <f> = 0 por elecciôn del nivel de referenda; apli-

cando estos valores a la Ec.10 se obtiene B » 0.

Por tanto se tiene:

<f>g - g z ( 1 1 )

que afirma que el potencial gravitacional es proporcional a la altura sobre el

nivel de referenda donde (f> • 0, que en este ejemplo se eligió en la capa de

agua.

Expresando el potencial gravitacional por unidad de peso (h ) , se halla que h = z;

por unidad de volumen (potencial de presiôn <}>') da <J>' » pgz.

El potencial mâtrico

El potencial mâtrico se define como

(12)

Como las fuerzas mâtricas no se conocen cuantitativamente, su efecto total se 2

deduce del valor de la succion mâtrica, S en dinas/cm o h en cm de columna m m

de agua, lo que puede medirse experimentalmente. El potencial mâtrico se obtiene

por tanto multiplicando S por - V • — (volumen especîfico) o h_ por -g (la r r m p m aceleraciôn debida a la gravedad).

Por tanto,

< j ) = - - S = - g h (13) T m p m e m '

Por encima de la capa freätica el agua del suelo esta sometida a succion,es decir

las fuerzas mâtricas tienen el efecto de una presiôn hidrostâtica negativa.

Bajo la capa freätica la presiôn hidrostâtica es positiva. El potencial de pre

siôn correspondiente <)> es entonces igual a

$ = - A» . gh P P *P B p

donde <t>' es la presiôn hidrostâtica en dinas/cm y h es la presiôn hidrostâtica P • P

en cm de columna de agua.

148

El p o t e n c i a l o s m ô t i c o

El po t enc i a l osmôtico se def ine formalmente:

*o = " f Fo d x < 1 4 > X

o

Los solutos disueltos en el agua dan lugar a una presión osmótica, TT, que tiene

el efecto de una presión hidrostâtica negativa. Como en el caso del valor del

potencial mâtrico, el valor del potencial osmôtico se obtiene del producto de la

presión correspondiente por el inverso de la densidad:

*o = " p v (er8/8> (15)

También puede ser calculado directamente a partir de la concentración y de la

constante de disociación:

<Po = - pgRTdCo (erg/g) (16)

donde

- RT es el producto de la constante universal de los gases por la tempera-

9 o tura absoluta (25 x 10 erg/mol a unos 25 C)

- d es el factor por el que el numero de partîculas disueltas aumenta por

disoluciôn

- C es la concentración del agua en mol/g

Por ejemplo, si la concetraciôn de las sales disueltas en el agua del suelo -2

presente en la zona radicular, es 10 molar y la sal principal es CINa, su

potencial osmôtico puede calcularse por medio de la Ec.16, como sigue:

* - - (25 x io9 x 2 x 10"5) = - 5 x 105 erg/g

Las diferencias en potencial osmôtico solo causan movimiento de agua cuando

hay una barrera efectiva para el movimiento de sales entre los dos puntos entre

los que se observa la diferencia (j) . De otra forma, la concentración de sales

llegarîa a ser la misma a través de los perfiles por el proceso de difusión,

y la diferencia en i> se anularïa. Dichas barreras para el movimiento de sales o

estan constituïdas por la superficie de las rafces, mientras un estrato arcilloso

149

denso y compacto puede s e r v i r como una membrana imperfecta semipermeable, es

d e c i r una membrana permeable a l agua pero no a l a s s a l e s .

P o t e n c i a l t o t a l y p o t e n c i a l h i d r a u l i c o

El po t enc i a l t o t a l se ob t iene por combinación de todos los po t enc i a l e s p a r c i a l e s

co r r e spond ien te s :

<(> • 4> + 4 +<t + 6 (externo) (17) g m o

El equilibrio, que se define como la situación en la que no existe ninguna trans-

ferencia de masa de agua en la fase liquida, se obtiene cuando el valor del po

tencial total es constante. Generalmente, la condiciön suficiente es que la suma

de los potenciales parciales sea constante, sin tener en cuenta <J> . La condiciön

de equilibrio establece que en ausencia de un campo de fuerzas externo, es decir,

en ausencia de una presión gaseosa externa diferente de la presión atmosférica,

se satisfaga:

+ é = constante (18) m

o en condiciones de saturación

+ 4 » constante P

donde a A, se Ie llama potencial hidraulico.

En la Fig.3 se aplica esta condiciön a una columna vertical de suelo en equilibrio

con una capa de agua donde no existe ningûn movimiento de agua en la columna y

en la que se toma la capa freâtica como nivel de referencia para el potencial

gravitacional.

Dos piezómetros (uno en la capa de agua) indican los valores de la presión hidro-

stâtica y los dos tensiómetros los valores de la succion mâtrica. Como el poten

cial mâtrico es cero en la capa de agua, se observa que el potencial mâtrico

équilibra el potencial gravitacional a lo largo del perfil. Evidentemente, en la

situación de equilibrio la representación de <j>, como función de posición en el

perfil (z) es una lînea recta que pasa por el origen.

150

capa c

suelo

ie agua , k

z * O v - ^ hP "Ff

piezómetro tenstómetro

\P m h

i potencial negativo

V ^ ' P

Fig.3. Condiaión de equilibrio del agua del suelo $, = 0.

Las funciones <J>, (2) pueden también ser determinadas para situaciones de no-

equilibrio, a partir de los datos de succion de agua del suelo obtenidos con

tensiómetros instalados a profundidades diferentes en el perfil. Por ejemplo, un

tensiómetro situado a una profundidad de 50 cm mostró una succion de 60 cm de

agua; otro a una profundidad de 75 cm mostraba una succion de 40 cm. Se moverâ

el agua en el perfil hacia arriba o hacia abajo? Si se toma la posiciôn del ten

siómetro mâs bajo como nivel de referencia para potencial gravitacional, se en-

cuentra que su valor para el tensiómetro a 50 cm de profundidad es de 25 cm, ex-

presado por unidad de peso; por tanto el potencial hi draülico para ese tensió

metro, también por unidad de peso, es igual a 25 - 60 = - 35 cm.

Para el tensiómetro mas bajo, el potencial hidraulico es igual a 0 - 40 m - 40 cm.

La dirección del flujo es hacia la posiciôn con potencial del agua mâs bajo, y

consecuentemente es hacia abajo.

Una situación diferente se muestra en la Fig.4; las lecturas de los piezómetros

se obtuvieron a varias profundidades en el perfil.

Se encontró que por debajo de una profundidad de 15 cm, los tensiómetros indicaron

el mismo valor de succion de 100 cm (capacidad de campo) mientras que a una pro

fundidad mâs superficial el suelo se estaba secando por la influencia de la

evaporación. El tensiómetro mâs bajo se tomó de nuevo como nivel de referencia

del potencial de gravitación. Obsérvese que el valor del potencial hidraulico,

calculado segûn la Ec.18, no es el mismo a lo largo del perfil; por encima de

una profundidad de 15 cm la dirección del movimiento del agua es ascendente,

y por debajo de 15 cm el agua tiende a moverse en dirección descendente. El que

151

el agua se mueva en este momento en dirección descendante dépende de la con-

ductividad del suelo no saturado respecto al movimiento del agua (ver Apt.4 y

Fig.11).

- h m = - _ i _ m pg

potenciales negativus 1 1 1

•SX 1 1 1

1 | i

l l

Hem) 50-1

4 0 -

3 0 -

2 0 -

1 0 -

I I

, ' f lg .Z

potenciales positi i 1

400 300 200 100

potenciales positiv« Fig. 4. Perfiles del potenaial del agua 1Ó0 200 del suelo con una parte del suelo a

cm aapaoidad de oampo.

En la Fig.5 se muestran cierto numero de posibles perfiles de potencial hidraüli-

co. Las curvas de <(>, (2) determinadas experimentalmente, como por ejemplo la n

curva de la Fig.4, pueden dividirse en secciones de formas similares a las-de

la Fig.5. A partir de la forma y curvatura de la curva <j>, (z) es posible deter-

minar la dirección del flujo, ya que el agua se mueve desde una posición de

potencial hidraûlico alto a una posición de potencial hidraûlico bajo, y asî

mismo senalar cambios en el contenido de agua. Estos también se indican en la

Fig.5. Naturalmente es necesario instalar mas de dos tensiómetros en el suelo

para detectar una curvatura en los perfiles <J>, . La posición de la curva 4> (z)

con respecto al punto cero en el eje x no es real y dépende solamente del nivel

de referencia tornado para el potencial gravitacional.

Los valores positivus de (j>, no indican necesariamente flujo saturado como puede

verse en la Fig.6. La pendiente de la curva indica la dirección del flujo.

152

ß

/

\

r ~\

j

o o o o

A: Forma de la carga de $

(los valores positivos aumentan

hacia la derecha)

B: Direcciôn del flujo:

t hacia arriba, 0 equilibrio,

+ hacia abajo

C: Contenido de humedad

-»• creciente, 0 estacionario,

«- decreciente

Fig.S. Direaaiôn del flujo y carribio en el contenido de agua del suelo para varios per f Hes 4>,.

0 2 4 6 8 potenciales del agua (m)

Fig.6. Perfiles de potenoial de humedad del suelo son valores positivos de potencial hidraûlioo h, (m).

5.4 Transporte del agua en el suelo

5.4.1 Ecuaciones de transporte basadas en el concepto de potencial

El concepto de potencial es muy util para el anâlisis del flujo del agua en los

suelos, ya que el flujo es una consecuencia de la existencia de gradientes de

potencial. Por tanto se puede escribir en general como ecuación del flujo:

- k dp^

ds (19)

donde (dimensiones en el sistema e.g.s.):

153

>

v » velocidad del flujo (cm/seg)

k » coeficiente de conductividad, cuyas dimensiones se determinarân a continuaciön

dp*h . . 3 — 3 — • gradiente de potencial hidraulico (dinas/cm ) en el que el potencial

. 3 2 hidraulico p<|> = <J>' se expresa en erg/cm o dinas/cm (presión hidrafllica) .

El signo menos de la Ec.19 indica que el flujo sigue la dirección de potencial

decreciente.

3 Las unidades de k pueden deducirse de las dimensiones de dp<j>, /ds (dinas/cm ) y

. « n

v (cm/seg), resultando cm /dinas/seg 6 cm seg/g. El flujo del agua a través de

suelos saturados, v, se describe generalmente por la ley de Darcy:

v - - Ki (20)

donde i es el gradiente hidraulico, y K es una constante, la conductividad

hidrafllica (ver Cap.6, Vol.1). El gradiente hidraulico es la pérdida de carga

hidrafllica, h (es decir el potencial hidraulico expresado por unidad de peso,

y que por tanto tiene las dimensiones de una longitud) por unidad de longitud

lineal del flujo, s, (i = dh/ds). El gradiente hidraulico es por tanto una

unidad sin dimension, por lo que v y K tienen las mismas dimensiones (cm/seg).

Por comparación de las Ecs.19 y 20, se deduce que K - pgk - 1.000 k.

Pueden utilizarse también las ecuaciones 19 y 20 para el anälisis del flujo

a través de un suelo no saturado, entendiendo que k, llamada ahora conductividad

capilar con sîmbolo le,, dépende no solamente de la geometrîa de los poros, sino

también del contenido del agua. Deberïa también tenerse en cuenta que <f>' en sis-

temas de flujo saturado se refiere a la presiön hidrostâtica positiva, y en

sistemas de flujo no saturado a la presión hidraûlica negativa con sus dos

componentes, es decir, los debidos a las fuerzas mâtricas y a la gravedad.

La ecuación general de flujo no saturado:

v--k IP- (21> w dx

expresa la relaciôn entre las tres variables, v, k , y ((>'; para su soluciôn se

requieren dos ecuaciones mas con las mismas variables.

154

La primera ecuaciôn adicional se obtiene del principio de conservaciôn de la

materia; esta ecuaciôn se llama ecuaciôn de continuidad. Considérese un cubo

pequeîio de suelo de ladoÂ xA y, £ z de longitud (ver Fig.7).

Fig. 7. Modelo para la deducaiôn de la eauaaiôn de continuidad.

Una masa de agua, M., que fluye dentro del cubo en direcciôn x, a través de la

cara Ay Az en el lado A, viene dada por

3M. •*— = pv Ay Az àt x

(22)

donde v es la velocidad del flujo del agua en la direcciôn x. La masa M que

fluye en el lado B, viene dada por:

3M 3pv

3T " (pvx + T T Ax> ^ Az (23)

El flujo neto que sale o se acumula es la diferencia entre las Ecs.22 y 23.

La variaciôn neta del flujo de agua que se mueve a través del volumen de suelo

en todas direcciones, es igual a

3M 9t

3pv 3pv 8pv x 2. • z

3x 3y 3z ) Ax Ay Az (24)

La masa de agua, M, del volumen Ax Ay Az es igual al producto de la densidad apa-

rente B por el porcentaje en peso de agua en el suelo,6,y por el volumen del cubo

M = B9 Ax Ay Az (25)

155

Derivando respecto a t la Ec.25 y combinando con la Ec.24 se obtiene:

2 D Q 3pv 9pv 3pv

Si las densidades B y p son constantes, la Ec.26 puede simplificarse y escribir-

se para flujo flnicamente en dirección x, como:

m m 9w m _ K

p3t 3t 3x ( 2 7 )

donde B 8/p es igual al contenido de agua expresado en volumen, w.

La segunda relación adicional que se requière para la solución de la Ec.21 se

deduce de la curva de retención de humedad. A veces la representación grâfica

de la curva de retención del agua puede representarse por expresiones simples

como: w » a + b<J>', o w - a(<j)')

m m

que son suficientemente exactas entre ciertos limites, ya que generalmente estas

expresiones no son satisfactorias cuando los efectos de histéresis son conside

rables.

Las ecuaciones 21 y 27 pueden combinarse dando lugar para el flujo en dirección

x:

(|ï) - J- (k -Ji-) (28) 3t x 3x w 3x

o con 4,* » - S + pgz: h m

,3w. 3 / , 3Sm , , _ 3z. /... (TT) - â- (- k - 5 - + k Pg JT-) (29) 3t x 3x w dx w dx

El valor de 3z/3x para flujo horizontal, flujo vertical ascendente, y flujo

vertical descendente es respectivamente 0, I, -1. En flujo vertical la influencia

de la fuerza de la gravedad es con frecuencia bastante pequena en comparación

con la de las fuerzas mâtricas, por lo que en este caso puede despreciarse el

ultimo término de la Ec.29. Esta ecuación puede simplificarse mas, introduciendo

la difusibilidad del agua del suelo, D , que también es una función del contenido

de agua, w, definida como:

, 3Sm D » - k -5— w w ow

156

La Ec.29 se convierte entonces en:

(ÏÏ'. Sïï (Dw 3ÏÏ> (30)

Se aclaran algunos de los principios del transporte del agua a través de los

suelos con el ejemplo siguiente: en la zona radicular de un suelo arenoso, un

tensiómetro midiô una succion de 800 cm de H.0; la concentración de sales disuel-

tas, principalmente CINa, en el agua de la zona radicular era de 10 molar; la

capa freâtica estaba a 100 cm por debajo de la zona radicular; la concentración

de las sales disueltas en el agua freâtica era 5 x 10 molar. Si se toma la

capa freâtica como nivel de referencia para el potencial gravitatorio, se en-

cuentra para los potenciales parciales en la zona radicular y en la capa freâtica,

respectivamente, los siguientes valores:

Potencial (erg/g) Zona radicular Capa freâtica

<J> (potencial osmôtico) -5 * 10 -25 * 105

$ (potencial gravitatorio) I x 10 0 g

»m <|> (potencial mâtrico) -8 x 10 0

El potencial total en el agua freâtica (-25 * 10 erg/g) es mas bajo que en la zona

radicular (-5 x 10 erg/g). No obstante, el agua subira desde la capa freâtica

a la zona radicular porque el potencial hidraûlico es mas bajo en la zona radi

cular que en el agua freâtica (-7 * 10 y 0 erg/g respectivamente). Si se supone

un valor medio de la conductividad en suelo no saturado, k , para la capa de W-10 3

suelo entre la zona radicular y la capa freâtica igual a 10 cm seg/g _9

(- 10 cm/dîa), se deduce que este gradiente de potencial hidraûlico puede man-

tener, segûn la Ec.21, un flujo ascendente de:

v = - k £M- - + 10~ X ? X 10 - 7 x io"7 cm/seg = 0.07 cm/d£a

w Az 102

5.4.2 Infiltraciôn

La solución de la Ec.30 se conoce bien a partir de los problemas de calor para

la situación en la que se puede suponer un valor constante de la difusibilidad

independiente del contenido de agua, pero desgraciadamente, Dw dépende enormemente

de w. Sin embargo la Ec.30 puede resolverse para ciertas condiciones de limite.

157

Por ejemplo, BRUCE y KLUTE (1956) resolvieron la Ec.30 para la infiltración ho

rizontal del agua dentro de una columna de suelo, si el contenido de agua en el

limite de entrada permanece constante. Las condiciones de limite son:

t = 0 x > 0

t > 0 x = 0 w = w (31)

donde w es el contenido inicial de agua y w el contenido de agua en el lîmite

de entrada. Estas condiciones de limite pueden cumplirse en el diseno experimen

tal que se muestra en la Fig.8.

f\ vx

I t . l i i l —

- fronte hümedo

- plaça porosa

- «ucción en el recipiente de agua 2 cm

^ ' Fig. 8. Diseno experimental para infiltración horizontal.

La ecuación 30 puede resolverse ahora con la condiciôn adicional de que un plano,

cuyo contenido de agua sea constante, avance proporcionalmente a la raïz cuadrada

del tiempo de infiltración. El que se cumpla esta ultima condiciôn puede veri-

ficarse fäcilmente representando el avance del frente hümedo que es un plano de

contenido de agua constante, como función de la raïz cuadrada del tiempo de

infiltración. Generalmente esta representación es una linea recta, a no ser que

el suelo presente una expansion considerable al humedecerse.

La solución de la Ec.30 bajo las condiciones de la Ec.31 es:

D(w) = - — -T- I 2t dw

w xdw (32)

n

donde t es el tiempo total de infiltración.

Para la solución de la Ec.32, puede obtenerse la información necesaria, a partir

de la representación de w(x) al final del proceso de la infiltración (Fig.9), dx ya que — es la pendiente de la curva que relaciona x con w, y para cada valor

158

de w puede determinate /xdw, a partir del Irea rayada que résulta para dicho

valor particular de w (ver Fig.9). Entonces se puede determinar k utilizando w

la Ec.29, conocido Dw para cada valor de w, y conocida la pendiente de la curva de retenciôn del agua (dw/dSm>, para el mismo valor de w. En la Fig.10 se pre-

sentan las curvas resultantes de k y D en funciön de w w w

Fvg.9. Distribuciôn del oontenido de agua al final de la prueba de infiltraciân con el dieeno de la Fig. 8.

k w cm/min

.1 10

.2 10

-3 10

.4 10

.5 10

f>

i

-

-

-

- /

I /

1 1

^ w /

i i

1

°y

i

/ -

/ -

~

-

10

cm /min

10

• 10

-10

10

10

10 0.05 0.15 0.25 0.35 0.45

Fig. 10. Valox>e3 expérimentales de k y D aomo funoiones de w, obtenidos de la funaiôn w(x) de la Fig.9. Franco limoso Columbia (cf. Davidson y otros, 1963).

El coeficiente de conductividad en estado no saturado puede también expresarse

como una función de S por medio de la curva de retenciôn del agua. En la Fig.11

se dan ejemplos para suelos de diferentes texturas; de la figura se deduce que

e l material de textura gruesa tiene una conductividad capilar mayor que los suelos

de textura mas fina para un valor de succion bajo, mientras que a una succion

159

mayor es decir, para un potencial del agua mâs bajo, la situaciôn es la contra

ria.

k conductividad capilar (cm/hora)

I Q ' 5 \Q-A 1 0 " 3 10" 2 10"1 1 0 ° 101

(J

100

200

300

400

500 " m «

"

_

cm

I

arena

/ / / / / / ƒ / ƒ / ƒ /

ƒ / / / h h li

H20)

franco arcilloso / ^ ^

S i franco limoso

/ / /

/ i 1

1 1 1 1 1 Fig.11. Relaoiôn entre la conductividad

capilar K, y la succion mâtviaa h .

La consecuencia practica que se deduce es que la redistribución del agua en el

perfil, después que ha cesado la infiltraciôn, es considerablemente mâs râpida en

suelos de textura fina que en arenas gruesas.El frente hûmedo pénétra râpidamente

en un suelo arenoso,raientras haya agua infiltrândose en el suelo pero el movimien-

to del frente de humedad se detiene poco después que la infiltraciôn cesa. Esto

se muestra en la Fig.l2,cuyas resultados expérimentales se obtuvieron con una

inundación suave de la superficie con una altura de agua que no excediô de 1 cm.

contenido de agua (vol %) 8 16 24 32 4 0 4 8 0 8 16 24 32

- i r

35 profundidad (cm)

final de la infiltraciôn

suelo arenoso

profundidad (cm)

1 hr después del final de la infiltraciôn ' 4 hrs después del final de la infiltraciôn

I60

Fig.12. Infiltraciôn y redistribución del agua del suelo, en un suelo franco arcilloso y en uno arenoso.

Con frecuencia, los perfiles de agua del suelo, ya sea para flujo horizontal

como para vertical, tienen unos aumentos considerables en contenido de agua

cerca del limite de infiltración x • 0.

Como resultado del proceso experimental, el contenido de agua en la zona satura-

da cerca de la superficie, es mayor que en la zona de transmisiôn,que es la zona

de contenido de agua casi constante y mas bajo en el perfil. El valor del con

tenido de agua en esta zona de transmisiôn, decrece a medida que la velocidad

de entrada del agua en el suelo decrece, y es mâximo en el caso de infiltración

por inundación. Esto puede verse en la Fig.13 donde se muestran perfiles de

contenido de agua después de que se hayan infiltrado 8 cm de agua en un suelo

franco arcilloso, por tres métodos diferentes de humectaciôn: inundación suave

y lluvia con dos intensidades, 1 cm/hr y 0,1 cm/hr. La velocidad del flujo en

los tratamientos con lluvia, es aproximadamente igual a la conductividad capilar

para un contenido de agua constante en la region de transmisiôn.

contenido de agua (vol %)

8 16 24 32 40 48 56

10

20

30

40

50

60

70 profundidad (cm)

~i—I—TT—T

I T precipitacion inundación

! 0.1 cm'/h

Fig. 13. Infiltración en un suelo franco arailloso con tres métodos diferentes de humectaciôn.

La infiltración en un suelo estratificado, es decir cuando existen discontinui-

dades en la función conductividad con la profundidad en el perfil.todavîa escapa a los intentos de expresaria matematicamente. En la Fig.14 se présenta un ejemplo d e perfiles de succion y contenidos de agua medidos en la que se muestran clara-

mente discontinuidades en el contenido de agua en el limite entre suelos de tex-

tura fina y gruesa; sin embargo, los perfiles de succion son funciones continuas a través del limite. En el Capîtulo 15 (Vol.II) se encuentran relaciones para la evaluación de in

filtración, que han sido derivadas empîricamente.

161

contenido de agua w

0.1 0.2 0.3 0.4

hm(cm)

104 103 102 101 1<?

5

1 0

1 5

2 0

2 5

3 0

3 5 prof

suelo de texlura fc - grueu / . 'J

rÎ2min / suelo de /

textura fina '

I / -

f 109 minuto» L I jndtdad (cm)

—1 ! 1 suelo de textura grues« j

-

' 'f2min / suelo de /

texlura fina '

/ •

,.-'

109 minutos

Fig.14. Perfiles de suaaiôn y contenido de agua en diferentes estados de infiltraeiôn, en un suelo estratifiaado (cf. Hanks y Bowers, 1962).

5.4.3 Ascenso capilar

Puede predecirse la altura a la que el agua puede ascender desde una capa freâ-

tica, cuando el agua esta en equilibrio con el agua freâtica, y no exista ningûn

movimiento de agua resultante de la extracción por las raîces o por evaporación.

Por analogïa con la elevación del agua en capilares de vidrio, se obtiene la

siguiente expresión para h, elevación del agua desde la capa freâtica, para un

ângulo de contacto a = 0 (ver Apt.2.2):

la rpg

(32)

en el que r es ahora el radio efectivo de los poros del suelo.

El valor de r no puede determinarse independientemente, por lo que generalmente

se évalua r a partir de la medida de h, que es el ascenso capilar observado. Sin

embargo, en muchos suelos, e indudablemente en suelos arcillosos, no se alcanza

siempre el h mâximo, por las reducidas caracterîsticas hidraûlicas del suelo,

lo cual puede llevar a una estimación errónea de r.

A veces es posible suponer un flujo permanente ascendente v, desde la capa

freâtica, como resultado de una eliminación (casi) constante del agua por evapo

ración, por extracción por las raîces de las plantas, o por ambas. Esto implica

que en cada posición 6w/5t = 0 , z > 0 en el perfil (z « 0 al nivel de la capa

freâtica). También implica que 3v/3z = 0 para f > 0.

La Ec.21 puede escribirse en términos del gradiente de potencial gravitatorio y

mätrico, ambos expresados por unidad de peso:

162

dh v - U h ( ^ - , ) (33)

donde k, es la conductividad capilar como función de h (como, se da por ejemplo

en la Fig.11).

La integración de Ec.33 da:

m k. f o "h

; — dh k, + v m

(34)

Se puede resolver esta integral cuando se conoce le (Fig.11), o cuando esta rela-

ción puede describirse por una expresión empïrica; GARDNER (1958) ha propuesto:

kh = ( h ) " + h

m

(35)

donde a, b, y n son constantes que tienen que determinarse experimentalmente.

La solución de la Ec.34 se présenta en la Fig.15 para un suelo de textura gruesa

y para varias velocidades de flujo. De la figura puede deducirse que puede man-

tenerse una velocidad de 1 mm/dîa hasta una zona radicular situada a unos 90

cm por encima de la capa freâtica, cuando el pF en la zona radicular es mayor de

alrededor de 25.

Z (cm) 90

80

70

60

50

40

30

20

10

0

--

-

-

-I 1

V=0

1 2

mm/dia

_ 1

s 2

, 3 4

4 * 1 0 mm/dia

hm+10 5

I 1 3 4

log h m ( p F )

Fig.IS. Perfiles de poteneial oaleulados para un suelo de textura gruesa (m = 4) sometido a la influenaia de un asoenso capi lar.

163

Cuando la superficie del suelo se seca, la conductividad capilar en dicha super

ficie se aproxima a un valor constante que es pequeno, es decir, al de la con

ductividad del suelo para el vapor de agua. Entonces résulta de la Ec.33 que la

velocidad de evaporación, v, se aproxiraarîa a un valor constante; este valor

varia aproximadamente con z , donde z es la profundidad de la capa freâtica.

Sin embargo, se ha encontrado que con un incremento en la demanda de evaporación

de la atmósfera, la evaporación alcanza un mâximo antes que aproximarse a un va

lor constante. En la Fig.16 se muestra la evaporación observada en régimen perma

nente cotno función de la demanda de evaporación de la atmósfera, para un suelo

franco arenoso fino con dos profundidades diferentes de la capa freâtica (HADAS

y HILLEL, 1968).

V-r ( rnm/dta )

2 0 r

10

10 20 30 demanda de evaporación (mm/dia)

Fig.15. Relaciôn entre la evaporación me-dida en régimen eatacionario y la évapore jiân potenaial para un suelo franco arenoso fino oon la oapa freâtica a dos profundidades.

Es evidente que la evaporación alcanza un valor mâximo, que es mâs alto para la

capa freâtica superficial. La subsiguiente disminución de la evaporación no

parece deberse a la acumulación de sales, sino podrîa deberse a la presencia de

dos capas en el perfil, entre las que existe un gran gradiente de potencial

como resultado del proceso de desecación (HADAS y HILLEL, loc.cit.).

164

5.5 Bibliografia

BRUCE, R.R. y KLUTE, A. 1956. The measurement of soil moisture diffusivity.

Soil Sei.Soc.Americ.Proc.20:458-462.

BUCKINGHAM, E. 1907. Studies on the movement of soil moisture. U.S.Dept.Agr.

Bur. Soils Bull. 38.

DAVIDSON, J.M., NIELSEN, D.R. y BIGGAR, J.W. 1963. The measurement and descrip

tion of water flow through Columbia silt loam and Hesperia sandy loam.

Hilgardia 34:601-616.

GARDNER, W.R. 1958. Some steady state solutions of the unsaturated moisture

flow equation with application to evaporation from a water table.

Soil Sei.85:228-232.

HADAS, A., y HILLEL, D. 1968. An experimental study of evaporation from uniform

soil columns in the presence of a water table. Transact.9th Int.Congress

Soil Science. Adelaide. Vol.1:67-74.

HANKS, R.J., y BOWERS, S.A. 1962. Numerical solution for the moisture flow

equation for infiltration into layered soils. Soil Sei.Soc.Amer.Proc.

26:530-534.

Sugerenaias para leaturas adiaionales

DAY, P.R., BOLT, G.H., y ANDERSON, D.M. 1967. Nature of soil water.In:Irrigation

of agricultural lands.

Agronomy monograph No.11, pp.193-207. Madison, Wise.USA.

GARDNER, W.R. y FIREMAN, M. 1958. Laboratory studies of evaporation from

soil columns in the presence of a water table. Soil Sei.85:224-249.

PHILIP, J.R. 1957. The theory of infiltration. 4: Sorptivity and algebraic

infiltration equations. Soil Sei.84:257-264.

ROSE, C.W. 1966. Agricultural physics. Pergamon Press Oxford.

165

MATERIAS PRELIMINARES

HIDRAULICA ELEMENTAL DEL AGUA EN LA ZONA SATURADA

P. J. DlELEMAN Ingeniero especialista en Drenaje Agricola Food and Agriculture Organization Roma

N. A. DE RIDDER

Geohidrólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement

Conferenciantes en el Cur so de Drenaje Agricola

J.Wesseling (1963-1966) Institute for Land and Water Management Research

P. J. Dieleman (1967-1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement

S. Raadsma (1970-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement

6. Hidrâulica elemental del agua en la zona saturada

16.1 Definition de agua de la zona saturada y de capa freâtica 169

6.2 Propiedades ffsicas, leyes bäsicas 169

6.2.1 Densidad del agua 170 6.2.2 Viscosidad del agua 170 6.2.3 Peso especîfico 171 6.2.4 Ley de conservación de la energîa 171 6.2.5 Potencial del agua de la zona saturada 173 6.2.6 Ley de conservación de masas 175

6.3 Ley de Darcy 177

6.3.1 Formulacîôn general 177 6.3.2 Constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy 180 6.3.3 Influencia de la temperatura 181 6.3.4 Correcciôn en la carga de un acuîfero con agua salina

a la correspondiente con agua dulce 182

6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy 183

6.4.1 Perméametro de carga decreciente 183

6.4.2 Flujo a través de suelos estratificados 185

6.5 Ecuaciones bâsicas del flujo del agua de la zona saturada 188

6.5.1 Ecuación de Laplace para flujo en régimen permanente 189 6.5.2 Suposiciones de Dupuit-Forchheimer 190 6.5.3 Flujo en régimen variable 194 6.5.4 Recarga 195 6.5.5 Flujo en una capa libre situada, entre 2 masas de agua 196 6.5.6 Flujo en régimen permanente a zanjas paralelas, con

una recarga uniforme sobre la superficie del suelo 198 6.5.7 Flujo en régimen permanente hacia un pozo 200

6.6 Algunos aspectos del flujo bidimensional 203

6.6.1 Conductividad hidrâulica discontinua 203 6.6.2 Funciones de potencial, y de corriente 204 6.6.3 Métodos exactos de solución 208 6.6.4 Otros métodos aproximados de solución 210

6.7 Condiciones de limite 212

6.7.1 Limites impermeables 212 6.7.2 Planos de simetrîa 212 6.7.3 Superficie del agua libre 213 6.7.4 Limites con agua en reposo o con agua moviéndose

lentamente 214 6.7.5 Superficie de filtración 215

6.8 Bibliografîa 216

OBJETIV0S DE ESTE CAPITUL0

En este capitulo se desariben, y se ilustvan eon algunos ejemplos las leyes fîsi

cas que rigen en el flujo del agua de la zona saturada,la3 eauaaiones bâsioas del

flujo del agua, y las suposiciones y soluciones aproximadas que se utilizan en la

hidvologta apliaada del agua de la zona saturada.

168

6.1 Definición de agua de la zona saturada y de capa freâtica

El término de agua de la zona saturada se refiere a la masa de agua de un suelo

cuya totalidad de poros esta saturada por el agua. El lugar geômetrico de los

puntos de la masa de agua donde la presión es igual a la presiôn atmosférica

se define como superficie freâtica y también se llama superficie libre del agua

o capa freâtica (Fig.1) y se considéra como tal el nivel de agua alcanzado en un

sondeo que pénétra en la zona saturada. La presiôn generalmente se expresa como

una presión relativa p respecto a la presiôn atmosférica p . Por definición, atm

en la capa f reâ t i ca p = Pa tm*

mMMte&A humedad del suelo

capa freâtica

agua freâtica

m

" superficie del terrenow/

zona no saturada

v V A V - V / . 1

my///mm. \ P "<Potm

agua capilar P ' P o t m

zona saturada P a > P Q t m

.• , ." ."*i*,^".*y*»*7"> , ,v^ «WvWV.V. 'SA . capa impeimeable / ^ / / . ' . V A > V V A » Ï fe l Suelo.

Fig.1. Esquema de la presiôn del agua per debajo de la superficie

La masa de agua se extiende ligeramente por encima de la capa freâtica por la

acciôn capilar, pero en este caso el agua se mantiene a una presión menor que la

atmosférica. Se llama franja capilar a la zona en la que el agua llena casi todos

los poros del suelo; el agua de la franja capilar, aunque en realidad existe por

encima de la capa freâtica, a veces se le incluye en la masa de agua de la zona

saturada. El agua capilar que existe por encima de la franja capilar pertenece,

junto con el agua en estado pendular, a la zona no saturada o zona de aireaciôn,

en la que los poros del suelo estan llenos en parte de agua y en parte de aire.

6.2 Propiedades fisicas, leyes bâsicas

En los estudios de drenaje no solo interesa la profundidad a la que aparece la

capa freâtica y la variación de esta profundidad, sino que particularmente inte

resa el movimiento del agua freâtica y la velocidad del flujo.Este movimiento se

rige por varios principios de la hidrodinâmica bien conocidos, que realmente no

son mâs que una reformulación de los correspondientes principios de la mecânica.

169

Desde un punto de vista ffsico.un sistema completo de hidrodinâmica requière la

formulación de las ecuaciones siguientes:la ecuación de continuidad,la ecuación

de estado del agua freâtica y las ecuaciones dinâmicas del movimiento del agua

freâtica.

Como el agua freâtica se considéra como un fluîdo, se exponen a continuación algu-

nas de sus propiedades fîsicas y las leyes bâsicas relacionadas con su movimiento

y seguidamente se formularân las ecuaciones mencionadas anteriormente.

6.2.1 Densidad del agua

La densidad de un material se define como la masa por unidad de volumen; la densi

dad puede variar con la presión, temperatura y con la concentración de sölidos

disueltos. La densidad del agua se représenta por p,y su valor es aproximadamente 3

1000 kg/m , suponiéndose constante en las consideraciones que siguen.

6.2.2 Viscosidad del agua

En el caso de flujo laminar, es decir en el flujo en el que las trayectorias de

las partfculas de agua son paralelas, una capa de fluîdo que se desliza sobre

otra capa ejerce un arrastre por fricción sobre la ultima, y esta fuerza es re-

clproca. La capa que se mueve mas râpidamente tiende a arrastrar a la mas lenta

con ella; la mâs lenta tiende a retener a la mâs râpida. Esta fricción se llama

viscosidad. El efecto total de las capas delgadas de agua, cada una de las cuales

se mueve a una velocidad diferente a la de las capas prôximas, se observa como un

grandiente de velocidad en dirección y perpendicular a la lînea de movimiento.

En un punto dado donde el gradiente de velocidad es dv/dy, la fuerza de empuje

debida a la viscosidad, F/A, en un piano en angulo recto a la dirección y es:

F/A - n dv/dy (|)

donde n es la viscosidad dinâmica del fluîdo. La viscosidad dinâmica del agua es _3

de 10 kg/m.s aproximadamente.

La viscosidad cinemâtica v se define por la relaciôn

v = n/p (2)

— 6 7 La viscosidad cinemâtica del agua es de 10 m /s aproximadamente.

170

En la Tabla 1 se da l a v a r i ac iôn de l a v i scos idad y l a densidad del agua con l a

t empera tura .

TABLA 1. Variaciôn de la densidad y de l a v i scos idad del agua con la temperatura

Temperatura Densidad Viscosidad dinâmica Viscosidad c inematics

kg Im' kg/m s n 3 / s

0

5

10

15

20

25

30

40

999,87

999,99

999,73

999,13

998,23

997,07

995,67

992,24

1,79

1,52

1,31

1,14

1,01

0,89

0,80

0,65

X

X

X

X

X

X

X

X

io"3

io"3

io"3

io"3

io"3

10

io"3

io"3

1,79 x IO-6

1,52 x io"6

1,31 x io-6

1,14 x io"6

1,007 x io"6

0,897 x io"6

0,804 x io"6

0,661 x 10~6

6.2.3 Peso especlfico

El peso especlfico del agua, y, se obtiene multiplicando su densidad por la acele-2

raciôn de la gravedad, g (= 9,81 m/s )

Y * Pg (3)

_2 _2 El peso e spec î f i co de l agua es de 9810 kg m s aproximadaraente.

6.2.4 Ley de conservación de l a energîa

La ley de conservación de l a energ îa es una ley fundamental en h idrodinämica,

que expresa que en un s is tema cer rado no puede c r ea r se n i d e s t r u i r s e ene rg îa .

Supôngase una p a r t f c u l a de f lu îdo que se mueve desde un punto 1 a un punto 2

durante un tiempo At , a l o l a rgo de una l i nea de c o r r i e n t e del f l u îdo en e l

tubo r epresentado en l a F i g . 2 .

Esta p a r t î c u l a de f lu îdo t i e ne los s i gu i en t e s t r e s t i po s de energ îa in tercambi-

able por unidad de volumen:

1 2 • — pv « ene rg îa c i n é t i c a por unidad de volumen

171

pgz = energîa potencial por unidad de volumen

p « energîa de presión por unidad de volumen

Si por el momento, se supone que el tubo de flujo de la Fig.2 no esta obstruîdo

por un material sólido, no hay pérdida de energîa debida a la fricción. Como tam-

poco hay un aumento de energîa, se puede escribir:

1 2 1 2 (y pv + pgz + p) = ( T pv + pgz + p)» = constante (4)

Esta ecuación solamente es valida cuando una partîcula de fluîdo se mueve a la

largo de una lînea de corriente en condiciones de flujo permanente, cuando las

pérdidas de energîa son despreciables y cuando la densidad del fluîdo, p, es

constante.

La ecuación 4 se conoce como la ecuación de Bernoulli, que se escribe de forma

general:

1 2 y pv + pgz + p = constante (5)

Como en la naturaleza las velocidades del flujo del agua freâtica (v) son general-

mente bajas, la energîa cinética en la Ec.5 puede despreciarse sin un error apre-

ciable. Entonces la Ec.5 se reduce a la siguiente:

pgz + p » constante (6)

Como se ha supuesto el flujo laminar es decir, las lîneas de corriente son rectas

y paralelas, la suma de las energîas de presión y potencial en el piano perpendi

cular a la dirección del flujo es constante; en otras palabras, pgz+p = constante

para todos los puntos de la sección transversal. En la Ec.6 la energîa se expresa

por unidad de volumen; expresando la energîa por unidad de peso, es decir divi-

diendo por pg, la ecuación de nergîa (6) se convierte en una ecuación de potencial

—2- + z = constante - h (7) Pg

donde

p/pg = carga de presión

z = carga por elevación

h = carga hidraulica.

172

El tubo de la Fig.2 en realidad esta Ueno de arena, y una partîcula de fluîdo

que se mueva a lo largo de una lïnea de corriente tiene que veneer una resis-

tencia.perdiendo por ello energîa que se contabiliza por medio de una pérdida

de carga Ah. Para el ejeraplo mostrado en la Fig.2, la ecuaciôn de Bernoulli es

la siguiente:

(8) Pi

Pg + Zl

P2

Pi + Z2 + AhL

Pi P2 A h L = ( ^ + z') - te + Zz)

Pg (9)

Fig.2. Distribuaiân de presiân y pérdida de carga en el flujo de agua a través de una aolumna de arena.

Por tanto, puede definirse la pérdida de carga, como la pérdida de energîa de

presion y potencial por unidad de peso, cuando el fluîdo se mueve de la sección

1 a la sección 2, debiéndose dicha pérdida a la resistencia ocasionada por la

fricción.

6.2.5 Potencial del agua de la zona saturada

La carga potencial o carga hidrâulica del agua de la zona saturada en un punto A

es la elevaciôn a la que el agua ascenderîa en un tubo abierto, cuyo extremo final

coincidiera con el punto en cuestiôn, midiéndose dicha elevaciôn desde un piano

173

de referenda elegido arbitrariamente (Fig.3). El potencial esta compuesto

de dos términos, la carga de presión, p/pg, y la carga de elevación, z.

En el estudio de los problemas del flujo del agua de la zona saturada, es practi

ca comûn el expresar las energîas de presión y potencial por unidad de peso

(Cap.5, Vol.I), es decir, por longitud de columna de agua, h. Por tanto:

h = 2- + z (10)

Pg

donde

z " elevación del punto considerado sobre el piano de referencia p « presión del agua freâtica en ese punto en relaciôn a una presión de

referencia

Los otros sîmbolos se han definido anteriormente.

Generalmente la presión se expresa como presión

relativa p, respecto a la presión atmosférica,

•JSSxS :v//A\\syA\w/v<

P9

p . Seefln esto, p es igual a cero. 'atm ratm

A veces se utiliza el nivel medio del mar como nivel

de referencia para la altura. Como para los fines

que se persiguen solamente se utilizan valores re-

lativos, es corriente tomar la componente del po

tencial debida a la altura con relaciôn.a un nivel

arbitrario, por ejemplo una capa impermeable.

punto A

nivet de referencia

Fig.S. Potencial, o carga hidraûlica, h en el punto A eituado a una altura z sobre el nivel de referencia.

174

6.2.6 Ley de conservación de masas

La ley de conservación de masas es otra ley fundamental en hidrodinâmica, que

establece que en un sistema cerrado, la masa del fluîdo no puede crearse ni des-

truirse.

La masa de fluîdo contenida en un elemento especial, dx, dy, dz, en el que tanto

el fluîdo como el medio por el que se produce el flujo son incompresibles, no

varia en un tiempo dt. Por tanto el fluîdo debe entrar en el elemento espacial

en la misma proporción (volumen por unidad de tiempo) que sale del mismo. La

proporción a la que se transfiere un volumen a través de una sección, es igual

al producto de la componente de la velocidad perpendicular a la sección, por

el area de dicha sección. Si se supone una distribución de la velocidad lineal

sobre las distancias elementales dx, dy, dz, se pueden escribir los cotnponentes

de la velocidad media perpendiculares a las caras laterales del elemento espacial

que se indica en la Fig.4.

Fig.4. Distribuciân de la veloaidad en un elemento espacial del fluîdo.

La diferencia del volumen transferido en un tiempo dt en la dirección x es igual

a:

3v (v + s— dx) dy dz dt - v dy dz dt v x 3x 7 x

(11)

3v x

3x dx dy dz dt (12)

175

Pueden deducirse expresiones anâlogas para las diferencias de volumen, transfe-

ridas en un tiempo dt en las direcciones y i z

'dv g—* dy dx dz dt (13)

3v g — dz dx dy dt (14)

Segfln la ley de conservación de masas, la diferencia total del volumen transferi-

do de entrada y salida del elemento espacial debe ser igual a cero. Por tanto:

3v 3v 3v •g— dx dy dz dt + •_—£ dy dx dz dt + -5-^ dz dx dy dt = 0 (15)

Para un flujo independiente del tiempo esta ecuación se reduce a la siguiente:

3v 3v 3v

dx dy 3z

que es la forma general de la llamada ecuación de continuidad.

En mecänica de flufdos, se suele seleccionar un sistema de coordenadas cuyo eje

de las x coincida con la dirección del vector flujo, en el punto considerado.

En otras palabras, la dirección x es paralela a la tangente de la trayectoria en

el punto considerado, por lo que v = v, v = 0, v = 0 . Como en estas circunstan-

cias solo hay transferencia de volumen en la dirección x, la diferencia de volu

men transferido en esta dirección en un tiempo dt, debe ser igual a cero. Por

tanto:

dv (v + -— dx) dy dz dt - (v ) dy dz dt » 0 (17)

x dx xy v , , /

v , dA - v dA = 0 x+dx x

(vdA) _,, - (vdA) = dQ (18) x+dx x

176

Asï, el flujo dQ es constante a través de dos secciones transversales elementa-

les separadas a una distancia infinitesimal. En realidad se considéra una parte

elemental de un tubo de flujo limitado por lîneas de corriente sobre los planos

dxdy, dxdz. La ecuación 18 es valida para una superficie de flujo transversal

elemental: dA = dy dz.

Si ahora se considéra un ârea de flujo finita, A, la ecuación de continuidad

se puede escribir:

Q - S v.dA = vA (19) A

donde v es la componente de la velocidad media perpendicular a la secciôn trans

versal de flujo considerada.

6.3 Ley de Darcy

6.3.1 Formulación general

Darcy formulé en 1856 la ley fundamental que describe el movimiento del agua de

la zona saturada a través de un suelo. Las experiencias que realizô Darcy son

del tipo de las mostradas en la Fig.2. Darcy observó que la cantidad de agua que

fluîa a través de la mues tra de arena por unidad de tiempo, o en otras palabras

la cantidad de flujo o la descarga, era proporcional a la diferencia entre las

cargas del fluîdo Ah en las superficies de entrada y salida de la muestra, es

decir la pérdida de carga Ah = h. - h-, e inversamente proporcional a la longitud

de la muestra de arena o trayectoria del flujo. Esta proporcionalidad puede ex-

presarse matemâticamente como sigue:

Q - K ^ A (20)

donde 3 -1 Q = la cantidad de flujo a través de la muestra (LT )

Ah = pérdida de carga (L)

L = longitud de la muestra (L) 2

A • superficie de la secciôn transversal del tubo (L )

K = constante de proporcionalidad^que dépende de la naturaleza de la arena y del fluîdo (agua) (LT ).

177

La cantidad Q/A représenta la descarga o cantidad de flujo por unidad de se-

cción transversal y se llama velocidad aparente; a veces recibe el nombre de ve-

locidad de flujo efectiva o descarga especîfica, y se désigna por el sîmbolo v.

Por tanto:

v - Q/A (21)

que es la ecuación de continuidad, ver la Ec.19.

El término Ah/1 représenta la pérdida de carga por unidad de longitud de la tra-

yectoria del flujo y se llama gradiente de la carga hidraülica. Designando por

i este gradiente hidraûlico y subtituyéndolo en la Ec.20, se obtiene lo que se

conoce como ley de Darcy, o ley de resistencia lineal, en analogîa con la ley de

Ohm de la electricidad.

v = - Ki (22)

La ley de Darcy establece que la velocidad aparente es directamente proporcional

a la derivada de la carga hidraülica en la direcciôn del flujo.El signo negativo

indica que la direcciôn del flujo es la de disminuciôn de carga. La dimension

de v es (LT ), mientras que i no tiene dimensiones, por lo que la dimension de

K es la de una velocidad (LT ).

La constante de proporcionalidad K se conoce como coeficiente de permeabilidad

o, preferiblemente, conductividad hidraülica.

Debe tenerse en cuenta que la velocidad del flujo, en cada uno de los poros del

suelo, excède con mucho la velocidad aparente, que en realidad es la velocidad

hipotética que tendrîa el agua al fluir a través de la columna de flujo dada,

poco obstruïda por las partîculas sôlidas.

La velocidad real de las partîculas de agua, v , se deduce de la siguiente expre

sion:

va = Q/nA = v/n (23)

donde

n = porosidad del suelo (sin dimension).

Como n es siempre menor que 1, fâcilmente puede verse que la velocidad real del

agua es siempre mayor que la velocidad aparente.

178

La ley de Darcy es valida para flujo laminar, y como se esta tratando con sedi-

mentos aluviales no consolidados, en los que el agua se mueve a una velocidad

lenta,prevalecen las condiciones de flujo laminar; consecuentemente la ecuación

de Darcy puede aplicarse sin un error apreciable.

Como se mencionô anterionnente, la ley de Darcy tiene una cierta analogîa con

otras leyes fîsicas, por ejemplo, con la ley de Ohm de electricidad: i = v/r,

donde i es la intensidad (amperios), V es el voltaje (voltios), y r es la resis-

tencia (Ohmios).

Si se compara las dos leyes, puede verse que 1/K es comparable con r de la ley

de Ohm; en realidad, la inversa de la conductividad hidrâulica représenta una

resistencia, es decir, cuanto menor sea el valor de K, mayor el valor de 1/K y

mayor la resistencia del flujo, y viceversa.

La similitud de la ley de Darcy con otras leyes que describen otros fenómenos

fîsicos tiene consecuencias importantes, por que permite buscar soluciones de

los problemas del flujo del agua, a partir de problemas similares de otras ramas

de la fîsica. Ademas, el flujo del agua puede simularse con otros tipos de flujo;

de hecho se utiliza en el estudio de modelos, por ejemplo modelos eléctricos, o

laminas conductores analôgicas (ver Cap.7).

Ejemplo numérico

Se intercepta por medio de una zanja la filtraciôn que existe por debajo de la

base de una carretera. La conductividad hidraûlica de la capa permeable es de

0,4 m/dîa. Segûn la Ec.22, por unidad de superficie de la secciôn transversal:

v = 0,4 4 , S ~53'2 = 0,02 m/dîa

Suponiendo una superficie de secciôn transversal A = 3 m por metro de longitud

de la zanja, y una zanja de 400 m de longitud, la cantidad de agua que fluye en

la zanja es:

3 Q = vA = 0,02 x 3 x 400 = 24 m /dîa

179

fyyy, v v*^*'xx'xv>\—===== , V vV* impermeable Nv-y-N \ " , f.\W V> 'A ' , \ canal

X^/vyA y ,1'yvvv! "—' ™ ~ <yyy<X.-X-''ysyy>C '"»permeable

f« L » 25 m •

D 3m

1

Fig.5. Interaeptaaión de filtvaaiones bajo la base de una aarretera.

6.3.2 Constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy

La constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy, v = - Ki, représenta la

velocidad de flujo aparente por unidad de gradiente hidraûlico.Se désigna normal-

mente como conductividad hidraülica o coeficiente de permeabilidad y dépende de

las propiedades del fluîdo, es decir, el agua, y del medio poroso que es el

suelo.

El flujo del agua a través de los poros del suelo, puede compararse con el flujo

de un fluîdo a través de un tubo circular de radio uniforme R. Cuando el flujo

es laminar a través del tubo, puede expresarse la descarga con la formula siguien-

te, conocida como la ecuación de Hagen-Poiseuille y publicada en 1842:

_ 7TR"pg Ah 4 " 8n L

donde

3 -1 Q = cantidad de flujo de fluîdo (L T )

R = radio del tubo (L)

n = viscosidad dinâmica del fluîdo (ML T )

Ah = pérdida de carga entre los dos puntos (L)

L = longitud del tubo entre los dos puntos (L) -2

g «• aceleración de la gravedad (LT ) -3

p = densidad del fluîdo (ML )

Como el ârea de la sección transversal de un tubo de fluîdo circular, A, es igual

a TTR2 Ô 1/4 Trd2, siendo d el diametro del tubo, la Ec.24 puede escribirse de la

çr pg_ Ah 32 n L (25)

180

Como, segûn la Ec.21, v = Q/A, la Ec.25 puede escribirse:

v = f = ^ i (26)

Experiencias de campo y laboratório muestran que hay una estrecha analogîa el

flujo laminar en tubos y el flujo del agua a través de los suelos. De la compa-

raciön de las Ecs.22 y 26 se deduce:

"S? <"> donde d représenta el diametro medio de los poros del suelo, que es un parâmetro

caracterîstico del tamano medio de las partîculas.

Introduciendo una constante sin dimensiones que dépende de propiedades fîsicas

taies como la porosidad, distribuciôn y variacion de los poros del suelo, forma

de las partîculas, y disposición de las mismas, la Ec.27 puede escribirse de la

forma siguiente:

K. = cd2 ES. = K' &• (28)

donde K' solamente dépende de la naturaleza del suelo y no de las propiedades del fluîdo.

La Soil Science Society of America propuso en 1952 que K' se denominara permea

bilidad intrînseca, o simplemente permeabilidad, mientras que K, que es la cons

tante de proporcionalidad de la ley de Darcy, se llamase conductividad hidraûli

ca- En la practica, los hidrológos tratan generalmente con la K de Darcy y se usan alternativamente los dos términos permeabilidad y conductividad hidraûlica.

E n el Cap.24, Vol.III se explican los métodos utilizados para determinar la con

ductividad hidraûlica y para evaluar su utilización en estudios de drenaje.

6'3.3 Influencia de la temperatura

Como se muestra en la Tabla 1 (Apartado 2.2) la temperatura influye tanto en la

densidad como en la viscosidad del agua. En la practica, se desprecia la influ-encia de la temperatura en la densidad, y su valor se toma como constante,

1.000 kg/m . Sin embargo, résulta evidente en la tabla, que no siempre es posible

181

ignorar la influencia de la temperatura en la viscosidad. La conductividad

hidraûlica a una temperatura de x C puede obtenerse a partir de la K medida a

y C, utilizando la ecuación siguiente:

v Kx°= V v <29>

Por ejemplo si la conductividad hidraûlica de una muestra, medida en el laborató

rio a 25 C, es de 2 m/dîa, mientras que la temperatura del agua freâtica es 10 C,

se tiene que

v v n20° „ v 1,0) x 10"3 . . ... Kin° = K?<;° n = 2 x -* r - 1,5 m/dia

/ D ni0 1,31 x io J

6.3.4 Correcciôn de la carga de un acuîfero con agua salina

a la correspondiente con agua dulce

El potencial o carga hidraûlica del agua de la zona saturada quedó definido en el

Apartado 2.5 (ver también Fig.3). Las cargas hidraûlicas se miden en el campo

por medio de un piezómetro que se instala a la profundidad a la que se va a

observar la presion del agua. Se han desarrollado varias técnicas para la insta-

lación de piezómetros y para la medida de cargas hidraûlicas, que serân estudia-

das en el Cap.20, Vol.III.

Si las medidas se toman en piezómetros instalados en un estrato profundo, que

contiene agua de diferentes contenidos de sales, es decir, la cantidad de sales

varia lateralmente de muy baja a muy alta (de agua dulce a agua salada), como

norma debe convertirse las cargas hidraûlicas medidas en el agua salada a las

correspondientes agua dulce.

Expresando la carga del agua dulce, h., como (ver Fig.6):

h. = z + -E-f Pfg

y la carga del agua salada, h , como:

h = z +-2-

donde p, y p son respectivamente las densidades del agua dulce y del agua salada,

182

se obtiene por eliminación de p/g

h P pe - p, , S S S I h, = z

f Pt Pc (30)

Si el nivel de referencia coincide con el fondo del piezómetro, o en otras pala

bras si z = 0, la carga comparativa de agua dulce puede expresarse de la forma

siguiente:

, ! s _ _ p _ ^ s 's pf - psg pf

(31)

Por ejemplo, si la carga hidraulica medida en agua salada es de 30 m sobre el

nivel de referencia que se supone que coincide con el fondo del piezómetro, y la 3

densidad del agua freätica es de 1025 kg/m , la longitud de una columna de agua

dulce del mismo peso es:

hf = 3 0 T Ö § = 3 0 ' 7 5 m

NVVVV/ZA,^ \^///^\\\\\V////^A\\\\\-y7//,

nivel de referencia

Fig.6. Cargas hidraûliaas en masas de agua dulce y salada.

6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy

6.4.1 PermeSmetro de carga decreciente

En la Figura 7 se muestra el principio de un permeämetro de carga decreciente,

La carga que causa el flujo de agua descendente verticalmente a través de la

muestra decrece con el tiempo. Segun Darcy

183

h(ti) - h(t2) Q(t) = K = A

donde Q(t) es la cantidad de flujo a través de la muestra en función del tiempo t,

y h(t.) y h(t~) son las cargas hidraülicas en f

respecto al nivel constante de salida del agua.

y h(t.) y h(t~) son las cargas hidraülicas en función del tiempo, ambas medidas

Fig. 7. Permeâmetvo de oavga deoreciente.

La cantidad de flujo Q(t) es igual a la velocidad del descenso de la carga dh/dt

en el tubo de medida, multiplicada por el area de la sección transversal. Cuando

el area de la sección transversal de la muestra y del tubo de medida son iguales,

se obtiene la siguiente expresión:

dh dt

h(t)

donde el signo negativo indica que la carga decrece al aumentar el tiempo. Inte-

grando entre los limites t. y t., durante los que h cambia de h(t.) a h(t„) se

obtiene:

h(t2) ƒ h(ti)

dh h t ^ d t

-In h(t2) + In h(t!) = £ (t2 - ti)

de lo que se deduce que:

K = t2 ti

In h(tï)

(32)

184

Por ejemplo, si la longitud de la muestra es L = 10 cm, t. - t, = 15 minutos,

h(t ) = 45 cm y h(t.) » 35 cm, se obtiene:

« - ,0 In *5 K - TI ln 35

y| 0,26 = 0,17 cm/min = 24,5 m/dïa

6.4.2 Flujo a travës de suelos estratificados

Hasta ahora, los suelos se han considerado homogéneos e isótropos. Isotropïa con

respecto a la conductividad hidrâulica significa que, en un cierto punto, la

conductividad hidraölica del suelo tiene el mismo valor para cualquier dirección

de flujo. Sin embargo, los suelos in situ raras veces son homogéneos, sino que

estân formados por horizontes con conductividad hidrâulica diferente.

Considérese la Fig.8 donde el agua fluye en dirección horizontal a través de tres

capas que tienen una conductividad hidrâulica diferente K , K., y K. y un distin

to espesor D., D-, y D,.

Fig.8. Flujo horizontal a través de un suelo estratifioado.

Si se supone que no hay flujo a través de los limites de cada uno de los hori

zontes, el gradiente hidrâulico i = (h - h_)/L = Ah/L incide en el flujo a

través de cada horizonte.

La cantidad de flujo por unidad de anchura de cada estrato (q., q., q.) puede

expresarse por:

185

q, - K ^ i

q2 = K2D2i

q3 = K3D3i

y el flujo total es:

q, + q2 + q3 = q = (K,Dj + K2D2 + K3D3)i = I(KD)i (33)

Para el flujo total a través de los tres estratos se puede también escribir que:

q «= K(Dj + D2 + D3)i = KDi (34)

donde K es la conductividad hidrâulica media.

Igualando los dos primeros miembros de las Ecs.33 y 34 se obtiene la siguiente

expresión para K:

K K1D1 + K2D2 + K3D3 Z ( K D )

D + D + D D (35)

donde E(KD) es la transmisividad del suelo estratificado por el que el agua se

mueve horizontalmente.

En la Fig.9 se muestra un caso en el que el agua fluye verticalmente en sentido

descendente a través de un perfil de suelo, constituïdo por horizontes de dife-

rentes espesores y de diferentes conductividades hidräulicas.

• - % ~m\

*m

agua embalsada

Svv\ "X-H*:

• / / S S S S s P. O S/S/S/S/S

mm„ nivel de referenda

Fig.9. Flujo vertical descendente a través de un suelo estratificado.

El flujo por unidad de superficie de sección transversal, es decir la velocidad

de flujo v • Ki, sera la misma para cada horizonte, suponiendo que el suelo esté

saturado y que no haya fugas laterales de agua. Por tanto:

h, - h 2 D,

v = K, —T— o v — = h, - h2

h 2 - h 3 D2

v - K2 — 5 — o v - = h2 - h3

h3 - h2 D3

v " K3 — 5 7 - ° v ÏÏ; = h3 - \

Como (h. - h„) + (h. - h.) + (h_ - h.) • h. - h, = Ah, aumando estas ecuaciones

se obtiene

Ah Ah

h. + !i + 3 Cl + C2 + c3 Kl K2 S

(36)

donde c., c„, y c~ son respectivaraente las resistencias hidrâulicas de los tres

horizontes, a través de los que pasa el flujo verticalmente. La dimension de c

es (T), por lo que generalmente se usan dîas (D en m, K en m/dîa) (ver Cap.13,

Vol.II). Su valor inverso 1/c = K/D se llama a veces por analogîa con KD del

flujo horizontal, transmisividad para el flujo vertical.

Como ejemplo, supóngase una situación como la que se indica en la Fig.10, es

decir, un horizonte superior arcilloso en el que se supone que la capa freâtica

permanece estable (por ejemplo por drenaje o evaporación). El espesor saturado

de este horizonte arcilloso es D. = 9 m, y su conductividad hidrâulica es

K = 1,0 m/dîa.

Debajo de este horizonte se encuentra un lecho arcilloso, de 1 m de espesor y

con una conductividad hidrâulica K. = 0,05 m/dîa. Esta segunda capa arcillosa

yace sobre un horizonte arenoso, que contiene una capa de agua cuya carga

hidrâulica supera la de la capa de agua del horizonte superior arcilloso

(Ah = 0,05 m). Esta diferencia de carga causa un flujo vertical ascendente desde

el horizonte de arena a través de las capas de cobertura arcillosas. Segûn la

Ec.36 la cantidad de flujo ascendente es:

0,05 0,05 0,05 „ „,,,-, , , . 9/1 + 1/0,05 " 9^T2Q ' -2T - °»00'7 m / d l a

187

W w Ä O - A V / impermeable <J»> x y « y / ' V V y A

Fig.10. Flujo vertical asaendente a través de dos leohos araillosos con di-féventes conductividades hidraûliaas y diferentes espesores.

6.5 Ecuaciones bâsicas del flujo de agua de la zona saturada

En los apartados anteriores se ha discutido brevemente el tiempo de flujo mäs

elemental, es decir el flujo lineal, que se utiliza para establecer la ley de

Darcy.

Desde un punto de vista fîsico, todos los sistemas de fluîdos se extienden nece-

sariamente en tres direcciones, y entonces su anâlisis llega a ser mucho mas

complicado. Sin embargo, en muchos problemas del flujo del agua de la zona

saturada, el flujo es substancialmente el mismo en pianos paralelos, y entonces

puede ser tratado como si tuviera un caracter bidimensional.

Con ésto se quiere decir que el vector de distribuciôn de velocidad en el sistema

del fluîdo, varia solamente con dos de las coordenadas rectangulares y es indepen-

diente de la tercera. Por ejemplo, cuando se drena la tierra con drenes abiertos

paralelos, o con drenes enterrados, el patron de flujo es el mismo en cada piano

vertical a los drenes. Otro caso de flujo bidimensional es el del flujo a un pozo

que pénétra totaltnente en un acuffero, cuando se bombea el agua. En este tipo

de flujo, el movimiento del fluîdo es también independiente de la coordenada

vertical z. El término "flujo radial utilizado con frecuencia, quiere decir un

flujo bidimensional simétrico respecto a un eje de simetrïa.

Para la solucion de problemas de flujo bi ö tridimensional debe combinarse la ley

de Darcy con la ecuaciôn de continuidad discutida en el Apartado 2.5. La ecuaciôn

188

bäsica del flujo resultante, es una ecuación en derivadas parciales que se lla

ma ecuación de Laplace.

6.5.1 Ecuación de Laplace para flujo en rêgimen permanente

Si se considéra que el agua es un fluîdo incompresible, la ecuación de continui-

dad, para flujo independiente del tiempo, segün se ha visto en el Apartado 2.6,

es la siguiente:

3v 3v 3v

dx dy dz

Segün la ley de Darcy, y suponiendo un suelo homogéneo e isótropo (por tanto

K = K = x y

siguiente:

K = K = K = K, donde K es una constante) se puede escribir de la forma x y z ' f

v » - K T - ' v = - K -r— v - - K -r— X dx y dy z dz

donde v , v , v , son los componentes de la velocidad en un sistema de coordena-x y z

das rectangulares.

Substituyendo en la ecuación de continuidad se obtiene:

3 <- K e . 3 ( - K | ) [ a ( - ^ ) _ o + 3x dy 3z

|fh + |!h + |!h = 0 (37) dx dy dz

Esta es la ecuación de Laplace para flujo tridimensional. Para flujo bidimensional

se reduce a:

! ^ + | ^ = 0 (38) dx dy

La ecuación de Laplace se expresa también de la forma siguiente:

V2h = 0 (39)

189

donde el sîmbolo V, Hamado "nabla", se usa para designar el operador diferen-

cial

i_ + 1_ + 3_ 3x 3y 3z

y V2, "nabla cuadrado", se utiliza para

32 + 32

+ 32

3x 3y 3z

que se llama el operador de Laplace.

Las anteriores ecuaciones de flujo y de continuidad son validas para diferentes

tipos de flujo saturado. Cada vez que se investigua un problema de flujo en par

ticular, solamente puede resolverse si se conoce lo que sucede en los limites

de la zona de flujo.

Por tanto, para resolver un problema de flujo en particular, deberân definirse

adecuadamente las llamadas condiciones de limite. Pueden incluir expresiones de

la carga hidraülica o de las condiciones de entrada y salida del flujo en el li

mite, o que un limite sea una lînea de corriente etc. Para mayores detalles

sobre las condiciones de limite ver el Apartado 7.

Finalmente deberâ tenerse en cuenta que en el flujo de drenaje surgen complica-

ciones por el hecho de que la zona de flujo generalmente esta limitada por la

superficie freâtica, cuya forma es desconocida. Por tanto se han introducido

suposiciones que simplifiquen y dan lugar a soluciones aproximadas siendo por la

general la exactitud de taies soluciones lo suficientemente correcta para fines

prâcticos.

Para la soluciôn de problemas de flujo en régimen variable, las condiciones

de limite deberân especificarse en funciôn del tiempo, y deberâ darse el estado

del flujo en el tiempo t = 0 en cada punto de la region de flujo. Estas especi-

ficaciones se llaman condiciones iniciales.

6.5.2 Suposiciones de Dupuit-Forchheimer

Como se ha observado en los apartados previos, en algunos estudios del movimiento

del agua freâtica, incluyendo los del flujo de drenaje, se considéra la capa de

agua como una superficie de agua libre. Una superficie de agua libre es una

superficie en contacto y en equilibrio con la atmósfera, por lo que es por tanto,

190

una lînea de corriente a lo largo de la cual la presión es la atmosférica.

Los problemas de flujo en la superficie libre son difîciles de resolver a causa

de las condiciones de limite, que no son lineales. Un anâlisis de taies problemas

basado ûnicamente en las ecuaciones de Darcy y Laplace conducen a soluciones

complejos. Sin embargo, no es siempre deseable una solución matemâticamente

exacta, cuando se considéra la naturaleza aproximada de las ecuaciones diferen-

ciales en s£, de las condiciones de limite y de las suposiciones de homogenidad,

isotropîa, y recarga a partir de una precipitación o de riego. Esta es la razôn

por la que los cientîficos desarrollaron métodos aproximados de resolución, de-

rivados de la hidrâulica, que requieren medios matemâticos menos complejos.

Por analogîa con el flujo en canales abiertos, se supone que el tipo de flujo

de superficie libre es principalmente unidimensional. Tiene la forma de un tubo

de flujo, cuyas dimensiones transversales son mucho mas pequenas que su longitud.

La sección transversal del tubo solamente puede variar gradualmente con la distan-

cia a lo largo del flujo principal, de forma que pueden despreciarse componentes

transversales del flujo.Por tanto las lîneas de corriente son casi paralelas entre

sî y las superficies equipotenciales son casi pianos perpendiculares al flujo

principal, siendo por lo tanto también casi paralelos-

Este método de solución fué desarrollado primeramente por Dupuit en 1863, en el

estudio del flujo del agua hacia pozos y zanjas (Fig.11).

pendtente

h L-

Fig.11. Flujo en régimen permanente en un aauifevo libre, que ilustva las suposiciones de Dupuit.

Dupuit supuso lo siguiente:

- para pequenas inclinaciones de la superficie libre de un sistema de flujo,

191

pueden tomarse las lïneas de corriente como horizontales en cualquier sección

vertical

- la velocidad de flujo es proporcional a la pendiente de la capa de agua

libre, pero es independiente de la profundidad del flujo.

Estas suposiciones implican una reducción de las dimensiones del flujo, el flujo

bidimensional se transforma en uno unimensional, y la velocidad de flujo en la

superficie freâtica es proporcional a la tangente del gradiente hidraûlico en

vez de al seno (a dh/dx en vez de a dh/ds).

Basândose en estas suposiciones, Forchheimer (1885) desarrolló una ecuaciôn gene

ral para la superficie libre aplicando la ecuaciôn de continuidad al agua de una

columna vertical en una zona de flujo, limitada superiormente por la superficie

freâtica e inferiormente por una capa impermeable, en la que la altura de la

columna de fluîdo es h (ver Fig. 12).

superficie freâtica

base impermeable Fig. 12. Flujo horizontal aproximado en un espaoio elemental de fluîdo, aomo suposioiân para la deduoaiôn de la eouaoiôn de continuidad lineal de Forehheimer.

Tomando la superficie de la capa impermeable como horizontal, es decir, coinci-

diendo con el plano de coordenadas horizontales x e y, los componentes horizonta

les de la velocidad de flujo son:

v 3 h v = - K -5— x 3x

v = y

3h 8y

Si q es el flujo en dirección x por unidad de anchura en dirección y, entonces

el flujo que entra a través de la cara izquierda de la columna, es el producto

de la superficie h dy por la velocidad v :

192

qx dy = _ K (h _ g) dy x

A medida que el flujo va desde la cara izquierda a la derecha de la columna cambia

en una proporción 3q /3x. Cuando deja la cara derecha de la columna q dy ha x x cambiado a q , dy, es decir a Hx+dx ''

3q (qx + IT dx) dy

La diferencia entre el flujo que sale y el que entra por unidad de tiempo en la

dirección x es la siguiente:

3 q x s ah

<Vdx - \)d* = 31T dy = - fc (h |J) dx dy

Similarmente el cambio de flujo en dirección y es:

^ dx dy = - K lp- (h |£) dx dy

Suponiendo que el flujo es en régimen permanente, la condición de continuidad

requière que la suma de los cambios sea cero. Por tanto

-K h (h ü r> + h (h & dx dy = ° (40)

l^jt^hih$'° (41)

^ i + l = 0 (42) 3x2 3y2

que es la ecuación de Forchheimer.

Las aproximaciones de Dupuit tienen muchas ventajas, algunas de ellas son las

siguientes:

- las dificultades matemäticas que se presentan en la resolución de muchos

problemas de flujo, se reducen considerablemente

193

- los limites impermeables y del agua que son tridimensionales, se reempla-

zan por limites verticales ficticios, que solamente se pueden curvar en piano

horizontal

- no hay limite con aportes desde arriba o desde abajo, es decir, no se

anade agua desde arriba por precipitación, riego, recarga, etc. o desde abajo

por flujo de entrada de agua subterrânea, agua artesiana

- hay solamente una variable dependiente, h, elevación de la superficie del

agua libre

- las condiciones de limite de la superficie libre que son no lineales

desaparecen, por lo que el problema se transforma en lineal

- puede aplicarse el principio de superposición, que permite determinar la

forma de la capa de agua y la velocidad en cada punto del sistema de flujo.

Ver también BEAR y otros (1968).

6.5.3 Flujo en régimen variable

Cuando existen condiciones de flujo en régimen variable, estado que a veces se

llama flujo transitorio, la suma de las variaciones de flujo en dirección x e y

debe ser igual a la variación en la cantidad de agua almacenada en la columna con-

siderada. Este cambio en la cantidad de agua almacenada se refleja en un descenso

o en una elevación de la superficie freâtica, cuando respectivamente el suelo

libera o toma agua.

La variación en almacenaje se expresa cuantitativamente de la forma siguiente:

AS » yAh (43)

donde

AS = variación de la cantidad de agua almacenada por unidad de area super

ficial en el tiempo considerado

y = porosidad efectiva del suelo

Ah = variación del nivel de agua en el tiempo considerado (L).

De esta forma, la porosidad efectiva se define como la fracción del suelo que

libera o toma agua por unidad de variación de la altura de la capa freâtica.

194

El principio de continuidad requière que la Ec.40 sea en este caso:

„ [9 ,. 3h- 3 ,. 3h.l , , 3h

" K l aï (h ïJ + â7 (h 37}J dx dy = ~ u JÏ dx *y <44> o

32h2 + 3

2h2 m 2y 3h

3x2 3y2 K 3t

La ecuaciôn A4 puede también escribirse

„ |\ 32h ,3h.2 u 3

2h ,3h 21 3h

K^h-_+ (_) + h _ _ + (_) J = p _ (46)

Si h es grande en comparación con su variación, puede considerarse h como una

constante de valor medio igual a D y despreciar los tÄninos de segundo orden

(j~) y (-r—)2, obteniéndose asî la siguiente ecuaciôn:

â h 32h _ p 3h ,.,,.

3x2 3y2 ^ 3 t

Esta ecuaciôn es idéntica a la bidimensional para la conducción del calor o a la

del flujo bidimensional de un fluîdo compresible a través de un medio poroso.

6 • 5 . 4 Re carga

Hasta ahora se ha supuesto que no hay ningûn aporte, es decir, que la superficie

libre no recibe agua de lluvia o de riego.

J- existen aportes, por ejemplo por una precipitaciôn constante de valor R, el principio de continuidad requière para el caso de flujo en régimen permanente

(ver Ec.44):

- K [|_ (h |H) + |_ (h |£)1 dx dy = R dx dy • (48) [ ox 3x 3y ày J

S2h2 + 3 V _ _ 2R (49)

Sx2 3y2 K

195

donde R es el valor de la recarga (LT ).

Para flujo en régimen variable se tiene que cumplir que:

- K [ f c (h lï> + h (h H > ] dx dy - R dx dy = - p |i dx dy

o, por un proceso similar al que se ha utilizado para la deducción de la Ec.47:

KD (UU + Üh) = y |£ - R (50) 8x2 dy2 3 t

Debe tenerse en cuenta que las soluciones de la Ec.47 pueden deducirse para unas

condiciones iniciales y de limite de h bastante arbitrarias. Pero las suposicio-

nes de Dupuit, fundamentando la ecuación original (44), son cuestionables y

en casos especiales pueden llevar a errores considerables en los resultados obte-

nidos. Por tanto para resolver los problemas del flujo bidimensional del agua

freâtica se han desarrollado otros métodos, que no se basan en esta3 suposiciones

sino que utilizan la técnica de variables complejas (ver Apartado 6.3).

6.5.5 Flujo en una capa libre situada entre dos masas de agua

En este apartado y en los siguientes se presentan algunas aplicaciones derivadas

de la formula del flujo en régimen constante.

En la Figura 11. se muestra el flujo de agua freâtica a través de una faja de

tierra limitada por dos cursos de agua, cuyos nivelés estän a una altura y e y.

sobre la capa impermeable. La capa freâtica en la zona de flujo es una superficie

libre. Si se toma un sistema de coordenadas rectangulares, el plazo xz représenta

el piano de flujo. Se supone que la superficie libre no se recarga por precipi-

tación o riego.

La ecuación de Forchheimer (Ec.42) para flujo unidimensional se reduce a:

^ 1 = 0 3x2

que integrando da:

h2 = Ax + B (51)

196

donde A y B son constances de integración. Con las condiciones particulates

para x = 0 h = y

y x = L h = y

se obtiene

2 2

V2 - yi A = y B = yf

L

Sustituyendo los valores de A y B en la Ec.51 se obtiene:

2 2

y2 - yi

h = x + y? (52) L

que demuestra que la capa freâtica tiene una forma parabólica.

Para la descarga por unidad de anchura a través de una sección transversal verti

cal, se deduce de la ecuaciôn de Darcy:

vu d h q = - Kh -7-^ dx

que tras integración y sustitución para las condiciones particulares da:

2 2

yi - y2

1 - - 2 Ï T — K ( 5 3 )

Por ejemplo, supóngase que L = 25 m, yi = 6 m, y2 = 5 m y K = 0,2 m/dîa. La

descarga por unidad de anchura de la masa de agua es:

q = 0,2 362 ~ " = 0,044 m3/dîa

Si la masa de agua tiene una longitud de 400 m, la descarga total es entonces

Q = 400 x 0,044 = 17,6 m3/dia

la carga h a una distancia x = 15 m es:

h = 252~- 3 6 15 + 36 - 29,4 m2

h = 5,4 m

197

Se observa que debido a las suposiciones de Dupuit, la posiciôn de la capa de

agua asî calculada, permanece un poco por debajo de la capa de agua real, en

particular cerca del desagüe.

6.5.6 Flujo en rêgimen permanente a zanjas paralelas, con una

recarga uniforme sobre la superficie del suelo

Otro ejemplo de aplicación de las suposiciones de Dupuit, es el siguiente; su-

pôngase un suelo homogéneo e isótropo, limitado por debajo por una capa imper

meable y drenado por una serie de zanjas paralelas que penetran la capa del

suelo hasta la base impermeable. La superficie del suelo se recarga uniformemente

por una precipitación de valor R. Los nivelés de agua en las zanjas estän a una

altura y , y la carga de agua freätica es h. Las zanjas estän separadas a una

distancia L (ver Fig.13).

I precipitación (mm/dia)

I t I 1 t t 1

pendiente

f c ^

^Ä^^*5^SÄ-pe,meabe ' y > » « ^ > : < K ^ ^ ^ ^ < ^ '

Fig.13. Flujo haaia zanjas paralelas, que penetran en un aauifero libre hasta la base impermeable. La capa de agua esta en equilibrio con la recarga de precipitación. El nivel del agua en las zanjas tiene una misma altura.

El problema es encontrar una expresión para la altura de la capa freätica a media

distancia entre las zanjas, H. Supóngase que el gradiente hidrâulico en un punto

es igual a la pendiente de la capa de agua en ese punto (suposiciôn de Dupuit-

Forchheimer). Puede verse en la figura que la suposiciôn de flujo horizontal cerca

de las zanjas es incorrecta, ya que allî las lîneas de flujo son curvas. Donde la

pendiente de la capa freätica es relativamente baja, las suposiciones de Dupuit-

Forchheimer son casi validas y solamente resultarân pequenos errores en los câl-

198

culos. La solución del problema puede encontrarse tomando un sistema de coorde-

nadas rectangulares, cuyo origen se situa en la base impermeable en el centro

de una de las zanjas. En la Fig.13 puede verse que un plano vertical dibujado a

media distancia entre las zanjas supone un plano de division. Toda el agua que

penetra a la derecha de este plano fluye hacia la zanja derecha y, similarmente,

todo el agua que entra a la izquierda fluye hacia la zanja izquierda.

Considérese el flujo a través de un plano vertical a una distancia x de la zanja

izquierda. Todo el agua que entra en el suelo a la derecha de este piano debe

pasar a través de él, en su recorrido hacia la zanja. Si R es la recarga por

unidad de superficie de suelo y por unidad de tiempo, entonces el flujo por uni-

dad tiempo a través del plano considerado es:

qx = R (| - x)

Evidentemente se puede aplicar la ley de Darcy al flujo a través del plano, de

acuerdo con las suposiciones establecidas, obteniendo asî una segunda expresión

para q . Para el gradiente hidraulico, se puede escribir dh/dx y en el piano

la superficie de la sección transversal de flujo es igual a h, por lo que:

vu d h

q = Kh — nx dx

Como el flujo debe ser igual en los dos casos, se pueden igualar los dos segundos

miembros en las dos ecuaciones.

Kh = R à - x) (54) dx l

Multiplicando por dx los dos miembros de esta ecuaciôn se obtiene:

Kh dh = R <h - x) dx

Kh dh = (RL/2) dx - Rx dx

que es una ecuaciôn diferencial ordinaria, que puede ser integrada. Los limites

de integración son:

para x = 0 h = y

x = JL h = H

199

por lo que se puede escribir

h=H x=iL K ƒ h dh - R ƒ (JL - x) dx

h=y x«0

Integrando y substituyendo estos limites se obtiene:

JK(H2 - y2) = R(jL)2 - JR(JL)2 = }R(}L)2

4K(H2 - y2) L 2 R~^ (55)

que puede escribirse de la forma siguiente:

L* - A K ( H + y o ) ( H " y o )

La diferencia de carga es H - y = Ah, 5 H = y + Ah; substituyendo eate valor de

H en la ecuación anterior se obtiene:

4K(2y + Ah)Ah

8Ky Ah 4KAh2

L2 = —f- + - Y - (56)

Con frecuencia esta formula se utiliza para resolver problemas de drenaje. Debe

tenerse en cuenta que en las formulas de drenaje especificadas en este libro para

designar la diferencia de carga se utiliza h en vez de Ah.

6.5.7 Flujo en régimen permanente hacia un pozo

Como ultimo ejemplo se analiza el flujo hacia un pozo que penetra completamente

en un acuîfero (Fig. 14). Se supone un acuîfero homogéneo e isótropo, limitado por

debajo por una capa impermeable horizontal y en el que penetra plenamente un

pozo. Mientras se bombea el pozo recibe agua de todo el espesor del acuîfero

saturado, y que la longitud del filtro del pozo es igual al espesor saturado

del acuîfero.

200

2r*

capa de agua iniciat

^ impermeable

f?° pendiente A U

I I Fiç?.24. Flujo radial horizontal haoia un pozo que pénétra totalmente un aauifero libre mientras se bombea agua. No existe reoarga por preoipitaoiôn.

La capa freâtica inicial es horizontal, pero toma una forma curva una vez que co-

mienza a bombearse. Entonces el agua fluye horizontalmente de todas las direccio-

nes hacia el pozo (flujo radial).

Ademâs se supone que no hay recarga, y que el flujo del agua freâtica hacia el

pozo es en régimen permanente, es decir, las cargas hidrâulicas a lo largo del

perïmetro de cada cîrculo concéntrico con el pozo son constantes (simetria radial),

Se puede hallar el flujo a través de cada cilindro, a una distancia r del centro

del pozo,aplicando la ley de Darcy y suponiendo que el gradiente hidrâulico en

este cilindro es igual a la pendiente de la capa freâtica en el cîrculo de esta

circunferencia, dh/dr (suposición de Dupuit-Forchheimer).Substituyendo en la ecua-

ciôn de Darcy este gradiente, y la superficie de la secciôn transversal de flujo

A = 2TT rh, se obtiene la siguiente ecuación:

Q = 2TT rhK dh dr

(57)

donde

Q = descarga del pozo para flujo radial en régimen constante hacia dicho

pozo (L3 T~')

K = conductividad hidrâulica del material del acuîfero (LT )

Integrando se obtiene:

h2 = -2 In r + C TTK.

(58)

201

Integrando entre los limites h = h e n r = r y h = H e n r = r se obtiene:

w w e

h=H r=r ƒ h2 = - â m ƒ e r h=h ™ r=r

w w

H2 - h2 = - § In l i w

y reordenando l a ecuación y despejando Q:

TTK(H2 - h2)

l n ( r lx ) e w

(59)

que es la formula de Dupuit.

Puede obtenerse una solución especïfica de esta ecuación substituyendo un par de

valores de h y r, observados en dos pozos de observación a diferentes distancias

del centro del pozo de bombeo:

para r = r h = h.

para r = r. h = h 2

La ecuación es entonces:

" 2 ~ b-i

Q = ïïK -zr—-. 7 r-ln(r2/ri)

(60)

Si el descenso de la capa de agua es pequena, en comparación con el espesor satu-

rado del acuîfero D, entonces por aproximación se puede considerar h. + h = 2D,

con lo que la ecuación llega a ser la siguiente:

Q ° 2 * K D l n ( r 2 / r ! ) (61)

Es evidente que esta ecuación falla al describir con precision la curva de des

censo de la capa de agua cerca del pozo, donde la acusada curvatura de la capa

de agua contradice las suposiciones de Dupuit-Forchheimer. Para objetivos prâcti-

cos y en distancias no demasiado cortas del pozo, puede usarse la formula sin

cometer errores apreciables (ver Cap.25, Vol.III).

202

6.6 Algunos aspectos del flujo tridimensional

6.6.1 Conductividad hidrâulica discontinua

Se ha apuntado en el Apartado 4.2 que los suelos en general no son homogéneos e

isótropos, sino que estân formados de diferentes horizontes que tienen conductivi-

dades hidrâulicas diferentes.

Supóngase una superficie horizontal que sépara dos zonas de conductividades

hidrâulicas diferentes K y K. (ver Fig.15). Las direcciones normal y tangencial

al limite comûn de las dos zonas de flujo se designan respectivamente por n y t.

Los componentes de la velocidad del flujo en estas direcciones se designan por

v y v en la zona superior de conductividad hidrâulica K,, y v e t en la ni ' ti 1 * ' n 2 r2

zona inferior de conductividad hidrâulica K..

Fig.le. Refraaciân en el limite de dos oapas isótropos homogêneas con conductividades hidrâulicas K1 y K„ respectivamente (K1 < K- ) .

La presión, por tanto la carga hidrâulica h, debe tener necesariamente el mismo

valor en cada lado a lo largo del limite.

El principio de continuidad requière que todo el agua que sale de la zona supe

rior debe entrar en la zona inferior. Esta condición implica que los componentes

del vector velocidad de flujo, normales al limite comûn, deben ser los mismos

en cada lado.

v » v ni m

(62)

Aplicando la ley de Darcy a los componentes a lo largo del limite, v y v , se tj t 2

203

obtiene

vt l • - Ki i r y v

t 2 - - K* ar

Como la carga hidrâulica h es la misma a los dos lados del limite, 3h/3t tiene

el mismo valor en los dos lados, por lo que:

v„ /Kj = v /K2 (63) tl t2

Si et] y a2 representan los ângulos de los vectores velocidad respectivos respecto

a la dirección normal al limite, de las Ecs.62 y 63 se deduce que:

Kj tan ai

Kj = lalT^T (64)

De lo que se deduce que hay un cambio brusco en la dirección del vector velocidad

de flujo, a lo largo del limite entre dos zonas con conductividad hidraülica di-

ferente. También se deduce que si K2>> Ki, tan a2 es muy grande en comparación

con tan ai. Esta situación se da cuando un horizonte arcilloso (Ki) cubre un

horizonte arenoso (K2). En la capa arcillosa el flujo es casi vertical y en la

capa arenosa es casi horizontal.

Esto justifica las suposiciones que generalmente se han hecho, de que en un acuï-

fero semiconfinado el flujo del agua en la arena puede considerarse como horizon

tal, y en el estrato arcilloso de cobertura como vertical.

6.6.2 Funciones de potencial y de corriente

La ley de Darcy para flujo permanente bidimensional en un suelo homogéneo esta-

blece:

,r 3h „ Oh /rr\ v = - K v - y v = - K T- (65) x 8x ' y 3y

donde v y v son las componentes del vector velocidad de fluio en las direcciones x J y J

de las coordenadas x e y.

En esta ecuación la carga hidrâulica h es una cantidad escalar, es decir, puede

expresarse y definirse en cada punto solamente por un numero,en contraste con una

204

cantidad vectorial, que ademâs requière una dirección.

Se ha supuesto que el suelo es homogéneo,por tanto K es constante,y que el agua

tiene una densidad y una viscosidad asï tnismo constantes. Introduciendo un vector

derivable de la cantidad escalar $, llamado gradiente $ ó grad $,se puede expre-

sar ahora la ley Darcy (Ec.20) en la forma vectorial siguiente:

v = - grad * (66)

donde

$ = Kh = K(z + p/pg) (67)

2 —1 En esta ecuación se llama a $ potencial de velocidad y tiene la dimension (LT ).

Sus derivadas con respecto a las coordenadas x e y constituyen los componentes de

un vector en dirección x e y, que es el vector velocidad de flujo. Como se ex-

pondrâ seguidamente, el potencial de velocidad puede combinarse con una función de

corriente V.

Como consecuencia directa de su definición, el potencial de veloaidad $ es una

función de valor ûnico en cada punto del plano x, y. Por tanto, es posible dibu-

jar en este piano lîneas de $ constante (Fig.16). Estas lîneas se llaman lineas

equipotenaiales y generalmente se dibujan a intervalos iguales, de forma que.

4>i - $2 = $2 - $3 • • • • " A<t> (68)

En el caso de flujo en régimen variable, las lîneas dibujadas perpendicularmente

a las lîneas equipotenciales, se llaman lineas de corriente y se indican por el

sîmbolo V. Las lîneas de corriente dan el patron de flujo instantâneo y deberân

distinguirse de las llamadas trayeatorias, que muestran las lîneas por las que

se mueven las partîculas de fluîdo en flujo permanente.

Puede demostrarse que una lînea de corriente, que es una lînea continua y gene

ralmente curva, es tangente en cada punto al vector velocidad en ese punto o

a - grad $. Las componentes de este vector velocidad, v y v pueden expresarse x y

de la forma siguiente:

3$ 3* v X 37 y vy 3y v, » - iw (69)

205

grad $

Fig'.ie. Red ortogonal de tineas equi-_£ potenoiales y de Itneas de oorriente.

La tangente a lo largo de cada linea $ = constante, tiene una pendiente

<S>» = c

Puede hallarse el valor de esta pendiente tomando la diferencial total de

4> = constante

9$ 8$ d$ = — dx + Ç- dy = 0

öx dy '

,dy. = 8$/dx _ _x (dxJ$ = ~ 8$/3y ~ ~ v

(70)

Supóngase ahora una cantidad de flujo dq en el tubo de flujo limitado por dos

lîneas de corriente contiguas a y b de la Fig.16.

El principio de continuidad requière que pase por unidad de tiempo este volumen

a través de las secciones A - B y B - C, que se han elegido de forma que la

primera solo tiene contribución debida a v y la segunda solo v . Como primera r y x r

aproximación, y despreciando las contribuciones de (3v /3x)dx dy y (3v /3y)dx dy x -

como términos de segundo orden, el principio de continuidad requière:

dq = v dx = v dy y x

206

v dx - v dy = O (71)

y x v '

Para flujo bidimensional la ecuación de continuidad (Ec.16) se reduce a:

3v 3v

de la que se deduce que la Ec.71 se dériva de una diferencial total.

Una segunda función de gran importancia en la teorïa del flujo del agua freâtica

es la función de corriente T. El vector velocidad de flujo debe satisfacer la

ecuación de continuidad (Ec.72).

Por tanto los componentes del vector v y v pueden deducirse de una función x y

por

av 3v , , „ , v = - ~ - y v = + ~— (73)

x dy y dx

Substituyendo estas expresiones en la Ec.71 se obtiene:

|^ dx + |^ dy = df = 0 dx dy '

Por tanto:

^(x,y) " constante (74)

f(x,y) se llama función de corriente, y las lïneas de f constante, lïneas de co

rriente. Asï pueden considerarse las lïneas de corriente de la misma forma que

las lïneas equipotenciales. La Ecuación 71 se puede expresar ahora:

(&•) = (75) X

Comparando esta ecuación con la Ec.70, se prueba la ortogonalidad de las lïneas

equipotenciales y de las lïneas de corriente ya que matemâticamente dos lïneas

son ortogonales si el producto de sus pendientes es igual a - 1,

v v JL x - - £ = - i v v

x y

De forma anâloga a la carga hidrâulica h, el potencial de velocidad V satisface

207

la ecuación de Laplace (Ec.39). Por tanto

•> 92$ 32<î> V2* . ± - 1 + 1 - 1 . Q (76)

3x2 dy2

Por comparación de las Ecs.76 y 73 y eliminaciôn de v y v se llega a las rela-

ciones siguientes:

Sïï=37 y ây"="3l (77)

que son las condiciones de Cauchy-Rieman (o de Alembert-Euler).

De igual modo que las lfneas equipotenciales, se dibujan las lîneas de corriente

a intervalos iguales.

Eligiendo iguales incrementos A<J> y A4* que sean suficientemente pequenos, el siste-

ma de lîneas potenciales y de lîneas de corriente forman cuadrados curvilîneos

elementales. Esta red de cuadrados se llama red de flujo (Fig.16). Para resolyer

el problema del flujo bidimensional del agua freâtica, para condiciones de limi

tes especîficas, con frecuencia se utiliza la técnica del diseno de redes de

flujo, que es un método aproximado.

Para describir completamente un problema de flujo de agua freâtica debe tenerse

en cuenta que el potencial de velocidad $ y la función de corriente *F son s'uficien-

tes por separado. La ecuación diferencial bâsica para las dos funciones es la

ecuación de Laplace. Pueden obtenerse fäcilmente los componentes de la velocidad

de flujo tanto a partir de $ como de V, por diferenciación con respecto a una

de las coordenadas. Se prefiere una formulación del problema de flujo en términos

de $, ya que $ esta relacionado directamente con la carga h.

6.6.3 Métodos exactos de solución

Como se dijo anteriormente, los.problemas de flujo de la superficie libre son

difîciles de resolver exactamente, ya que las condiciones de limite no son line-

ales. Sin embargo se han desarrollado métodos aproximados de solución basados en

las suposiciones de Dupuit-Forchheimer. Los resultados obtenidos en la practica

con estos métodos son suficientemente precisos para que sean aplicados a los

problemas de flujo de drenaje.

208

Una solución exacta de los problemas de flujo bidimensional del agua freâtica

puede obtenerse aplicando el llamado método de variable compleja y por formula-

ción del problema en términos de potencial de velocidad <!> y función de corriente

V definidos anteriormente.

Una variable compleja es una cantidad de la forma z = x + iy, donde x e y son

numéros reales e i représenta la unidad imaginaria /-T . Si se satisface las con-

diciones de Cauchy-Rieman, entonces la combinación lineal de las funciones $ y f,

u = * + W (78)

es una función de la variable compleja z = x + iy.

Cualquier función anâlitica u> = f(z) corresponde a dos funciones reaies:

$ = *(x,y) y Y - Y(x,y)

Ambas satisfacen la ecuación de Laplace y por tanto pueden ser consideradas

funciones potenciales correspondientes a un flujo del agua freâtica en un suelo

homogéneo e isótropo.

El problema de flujo puede resolverse ahora hallando una solución, tanto para la

función potencial como para la función de corriente. Como las dos funciones

satisfacen el mismo tipo de ecuación diferencial, los métodos a aplicar serân

bâsicamente los mismos. Tan pronto como sea conocida una de las funciones, el

problema queda resuelto. Si esta función es la de potencial para un problema de

flujo bidimensional, se tiene una expresión para $(-x,y). Segûn la primera parte

de la Ec.77, tiene que diferenciarse esta expresión con respecto a x para hallar

â^/Sy. La integración de la ultima da una expresión de f(x,y).

Es evidente que se obtendrâ el mismo resultado diferenciando 'Kx.y) respecto a y

e integrando el resultado respecto a x.

Asî se usan las ecuaciones de Cauchy-Rieman para hallar fC*) cuando se da $(¥), e

inversamente. Al par de funciones como <J> y ¥, que satisfacen la ecuación de La-

Place, se les llama funciones conjugadas. Estas funciones son taies que realmente

las curvas $(x,y) » constante y T(x,y) - constante forman un sistema de

trayectorias ortogonales.

209

El describir los detalles de esta técnica de variable compleja supera los obje-

tivos de este capîtulo, pero sin embargo es uno de los mejores instrumentes de

los que se dispone para resolver exactamente los problemas del flujo bidimensio-

nal del agua freâtica. El método facilita la solución de problemas de flujo para

zonas limitadas por lîneas de potencial y lîneas de corriente fijas.

6.6.4 Otros métodos aproximados de solución

Finalmente se mencionan otros dos métodos aproximados de solución.

El método de relajación

Es un método nûmerico de solución de la ecuación de Laplace bidimensional, y se

basa en la substitución de los cocientes diferenciales por expresiones de dife-

rencias finitas. Los câlculos se realizan a mano, aunque puede utilizarse un

computador electrónico. La region de flujo se divide en una malla o red cuadrada,

como la de la Fig.17. Comenzando con los valores de carga hidrafllica conocidos

a lo largo de los limites de la zona de flujo, se asignan arbitrariamente valores

nûmericos a la carga en cada punto de la red, segûn la expresión siguiente:

hQ - J (h! + h2 + h3 + h„) (79)

la carga en el punto cero (0) de la red debe ser el valor medio de los valores

en los cuatro puntos de la red circundantes del 1 al 4, y todos los puntos de la

red deben satisfacer la ecuación 79. Se puede hacer ajustando los valores empï-

ricamente, conservando desde luego los valores dados a lo largo de los limites.

La condición expresada por la Ec.79, para cada punto de la red se satisface en

pasos consecutivos. Después de asignar en cada punto de la red los valores de h

supuestos, se détermina el error en cada punto, usando la expresión siguiente:

error » 4h - (hi + h2 + h3 + hu) (80) o

Luego se toma el punto con mayor valor absoluto de error y se reduce el valor de

h en ese punto a un cuarto del valor del error. A continuación deberä calcularse

el nuevo valor del error en los puntos circundantes. Este procedimiento se repite

hasta que los errores que quedan son suficientemente pequenos (Fig.18).

210

800

500

1000

9 0 0 8 1 2 7 8 9 7 7 8 7 7 6 7 7 5

5 8 0 5 1 5 4 9 4 4 8 9 4 8 8 4 8 7

1000

8 7 0 8 4 0 8 1 9 814 813 812

6 5 0 5 8 9 5 7 8 576 5 7 5 575

100

Fig.17. Puntos de la red del mêtodo de relajaoión.

Fig. 18. Ejemplo del mêtodo de relajaoiôn.

Es evidente que cuanto menor sea el tamano de la red mejores y mas seguros serân

los resultados. El porcentaje de error del método de relajación comparado con un

anälisis exacto del mismo probleraa, puede hacerse tan pequeno como se quiere,

aunque es comprensible que trabajando a mano los cälculos son laboriosos.

El método de los cuadrados

En vez de calcular los valores de $ 6 f en ciertos puntos de la zona de flujo,

o tratar de buscar una función de corriente o potencial, pueden dibujarse las

lfneas equipotenciales y las lïneas de corriente por tanteo, utilizando la parti-

cularidad de que son perpendiculares entre sï. Como se anotó anteriormente,estas

lïneas forman cuadrados elementales cuando se eligen intervalos de igual magnitud

entre lïneas de potencial y lïneas de corriente (A$ = A41).

Comenzando a partir de las condiciones de limite, se dibuja una primera aproxima-

ción del sistema de lfneas potenciales o lïneas de corriente, que ajuste mejor

segûn los datos disponibles.

Si, por ejemplo, se dibujan primero las lïneas de potencial, se dibujan entonces

las lîneas de corriente perpendicularmente a las lîneas de potencial. La red de

flujo asî obtenida se ajusta entonces en fases consecutivas, hasta que las lîneas

de corriente y las lîneas potenciales sean ortogonales y formen cuadrados elemen

tales, y la red de flujo cumpla con las condiciones de limite. Cuando la red

211

de flujo se ha ajustado, puede calcularse la descarga total (por unidad de

espesor) que fluye a través del sistema considerado:

Q - |*i - $2! jj (81)

donde j $] - $2 | /n es la pendiente del potencial en cada cuadrado.n es el numero

de cuadrados en una lfnea de corriente, y m es el numero de lîneas de corriente.

6.7 Condiciones de limite

Las ecuaciones en derivadas parciales, como es la ecuación de Laplace, tienen

un numero infinito de soluciones. El problema que surge es elegir entre estas

infinitas soluciones, una que se aplique a un problema particular. Como se men-

ciono en el Apartado 5.1, cualquiera que sea el problema de flujo particular a

investigar, solamente se puede determinar su solución si se conoce en detalle lo

que ocurre en los limites de la zona de flujo. Las condiciones de los limites en

los problemas del flujo del agua freâtica describen las condiciones fîsicas de-

talladas que afectan a los limites de la region de flujo.Estos limites no son ne-

cesariamente capas impermeables o paredes que confinen el agua en una zona deter-

minada, sino que son superficies geométricas en las que en todos sus puntos se

conoce la velocidad del flujo del agua, o el potencial de velocidad,o una función

dada o ambas. Seguidamente se discuten brevemente algunas condiciones de limite

caracterîsticas.

6.7.1 Limites impermeables

Las capas impermeables se considéra que representan lîneas de corriente, ya que no

hay flujo a través de ellas. La componente normal de la velocidad de flujo des-

aparece en taies limites. Por lo que V = constante y d^/ds = 0.

En la practica se considéra un estrato como impermeable si su conductividad

hidraulica es muy pequena en comparación con la conductividad hidraûlica de

estratos adyacentes.

6.7.2 Pianos de simetrla

En la Fig.19 se muestran en sección, pianos de simetrla por lîneas como la A-B

212

(verticalmente a través del eje de los drenes) y C-D (paralela a A-B, pero a

media distancia entre los drenes).

A causa de la simetrïa del sistema, el patron de lîneas equipotenciales y de lï-

neas de corriente en un lado de ese limite es la imagen reflejada de la del otro

lado. Por tanto, inmediataraente junto a dicho limite, cualquier componente de la

velocidad de flujo que sea perpendicular a ese limite debe ser contrarrestado por

el componente en dirección opuesta del lado contrario inmediato a dicho limite.

El flujo neto a través del limite debe ser por tanto cero y el plano de simetrïa

es, como una capa impermeable, una linea de corriente del sistema.

-in,p«™.bl. X < ^ ^ > X ^ X ^ ' ^ ^ ' ^ < ^ <

Fig.19. Condiaiones de limite para flujo en rêgimen permanente o haaia zanjas de drenaje.

6.7.3 Superficie del agua libre

La superficie del agua libre se define como aquella superficie donde la presión

es igual a la presión atmosférica. Se supone que la superficie de agua libre

limita la region de flujo, es decir, no existe flujo por encima de esta super

ficie. Esto no es cierto para la mayor parte de los casos del flujo del agua

a través de los suelos, pero dicha suposición es util para analizar el flujo a

través de medios que tienen franjas capilares muy pequenas, o cuando la region

de flujo sea muy grande en comparación con la franja capilar.

Para una superficie de agua libre la componente de presión de la carga, p/pg es

cero, por lo que la carga total es igual a la componente de elevación: h = z.

Si no existe percolación hacia la superficie libre del agua, la componente de la

velocidad de flujo normal a esa superficie es cero y entonces la superficie de

213

agua libre représenta una lînea de corriente.

Sin embargo en el caso de que haya percolación.la intensidad de la recarga ver

tical R détermina el valor de las lîneas de corriente. En la Fig.20 la intensi

dad de la precipitaciôn es R y existe flujo hacia la zanja.Las lîneas de flujo

tienen un valor R , donde x es la distancia de la zanja. La superficie del agua

libre ni es una linea equipotencial ni es una linea de corriente, y estas tienen

su punto de partida a distancias reguläres entre sï.

(I \ R I I \ I

Fig.20. Condiaiones de limite para la superficie de agua libre.

6.7.4 Limites con agua en repose- o con agua moviéndose lentamente

Estos limites se encuentran a lo largo de los taludes de zanjas y embalses y

donde, por ejemplo, el flujo ascendente del agua freâtica se junta con el agua

de percolación que desciende.

La presiôn hidrostâtica a lo largo del talud de la zanja, es decir, la presiôn

que actûa sobre la pared debido a la altura del agua que permanece sobre la

misma, es igual a:

p = pg(zQ - z) (82)

donde z - altura del punto considerado (Fig.21)•

Se deduce entonces que:

Zo » fe + Z ( 8 3 )

214

W^\WW/A\\\

Fig.21. Condioiones de limite del agua en reposo 6 en movimiento lento.

El segundo miembro représenta el potencial o la carga hidraülica, por lo que el

potencial en cada punto a lo largo del dique es igual a la altura z del nivel

de agua en la zanja. En la Figura 21 se tiene:

Punto Elevación (z) Presión (p/pg) Suma (z ) o

A

B

zi

Z2

Z - Zl

o z - Z2

o

6.7.5 Superficie de filtración

En los puntos del suelo por encima de la capa freâtica la presión es negativa,

mientras que en los puntos por debajo de la misma es generalmente positiva. Sin

embargo cuando la capa freâtica corta la superficie del suelo,como se muestra en

la Fig.22,existe una superficie de filtración, que se define como el limite de la

masa del suelo donde el agua brota, y luego continua su flujo en forma de una pe-

lîcula fina a lo largo del limite exterior del suelo.También aparecen superficies

de filtración aguas abajo de las presas a través de las que se filtra el agua.

^//^mv/y/^mw^^^^w^-^m

superficie de filtración

V,

Fig.22. Condioiones de limite para una superficie de filtración.

215

A lo largo de una superficie de filtración la carga de presión p = 0 (presión

atmosférica), por lo que en ese punto de la superficie de filtración, la carga

hidraülica es igual a la carga de elevación en ese punto, ó h • z.

Una superficie de filtración no es una linea de corriente para el movimiento de

agua freâtica, porque en el interior de la masa de suelo puede haber un componen-

te del vector velocidad de flujo perpendicular al limite que no sea cero.

6.8 Bibliografia

BEAR, J., ZASLAVSKY, D., y IRMAY, S. 1968. Physical principles of water perco

lation and seepage. UNESCO, Paris. 465 pp.

CHILDS, E.C. 1969. An introduction to the physical basis of soil water pheno

mena. John Wiley & Sons. New York. 493 pp.

DE WIEST, R.J.M. 1965. Geohydrology. John Wiley & Sons, New York. 366 pp.

HARR, M.E. 1962. Groundwater and seepage. McGraw Hill Book Co.New York. 315 pp.

LUTHIN, J.N. 1966. Drainage engineering. John Wiley & Sons. New York. 250 pp.

MUSKAT, M. 1946. The flow of homogeneous fluids through porous media. McGraw Hill

Book Co. New York. 763 pp.

POLUBARINOVA-KOCHINA, P.YA. 1962. Theory of groundwater movement. Princeton Univ.

Press. New Jersey. 613 pp.

VERRUIJT, A. 1970. Theory of groundwater flow. MacMillan Civ.Eng.Hydraulic

Series, London. 190 pp.

216


7. MODELOS ELECTRICOS: LAMINAS CONDUCTORAS ANALOGICAS

S. A. DE BOER Hidrólogo Agricola Land Development and Reclamation Company Grontmij Ltd., De Bilt

W . H . V A N DER M O L E N

Catedrâtico de Agrohidrologia Department of Land Drainage and Land Improvement University of Agriculture, Wageningen


W. H. van der Molen (1968, 1970-1971) University of Agriculture

S. A. de Boer (1969) University of Agriculture

7. Modelos eléctricos : laminas conductoras analógicas

7.1 Analogîas 219

7.2 Analogfa entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electricidad 221

7.2.1 Flujo de agua en suelo saturado 221 7.2.2 Flujo de electricidad 223 7.2.3 La analogîa 225

7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos 225

7.4 Lineas de corriente, lîneas equipotenciales:

condiciones de frontera 229

7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos 231

7.6 Medidas en el modelo 235 7.6.1 Medida de la descarga 235 7.6.2 Medida de lîneas equipotenciales 235 7.6.3 Medida de lîneas de corriente, modelo inverso 235

7.7 Ejemplo: determinación de la superficie libre del agua en un dique de tierra 237

7.8 Bibliografîa 240

OB.TETIVOS DE ESTE CAPITULO

La analogîa entre el flujo de agua subterrânea y la electricidad, haoe posible

obtener soluciones a los problemas de flujo de agua subsuperficial a partir de

modelos eléctricos. Se discute la analogîa y se da un ejemplo de la aplicaciôn

de un modelo elêatrico construido con laminas conductoras a problemas de flujo

de agua subterrânea con condiciones de limite sencillas.

218

7.1 Analogias

El flujo de agua en suelo saturado esta gobernado por la ley de Darcy y de con-

servación de masa. La consideración conjunta de estas dos leyes conduce a ecua-

ciones diferenciales como la de Laplace para flujo en régimen permanente (Cap.6,

Vol.I) y la ecuación de flujo de calor en régimen variable. Para las condiciones

de régimen permanente, que son a las que se referirân en este capîtulo, la ecua

ción bâsica de Laplace es como sigue:

V2 h = 0 (1)

junto con

V*„ = 3!*1 + ÜÜ + If«! (2) 3x2 3y2 9z2

donde

h " la carga hidrâulica (m)

V2 * el operador de Laplace

x,y,z » las coordenadas cartesianas (M)

La solución. de estas ecuaciones dépende de las condiciones frontera. Para con

diciones frontera sancillas, existen soluciones analîticas; sin embargo, cuando

dichas condiciones son mas complicadas, o bien no se conoce la solución, o bien

es muy compleja.

Se pueden encontrar soluciones por medio de:

a) aproximaciones

b) métodos numéricos

c) estudios con modelos analógicos.

a) Las soluciones aproximadas se basan en una simplicación de los supuestos

sobre las que se apoyan (por ejemplo, los supuestos de Dupuit-Forchheimer);

A menudo y para fines prâcticos, la precision obtenida es suficiente.

219

b) Las soluciones numéricas pueden ser muy exactas:sin embargo,como los calcu

les son laboriosos, a menudo se necesita el empleo de un computador.

c) La exactitud obtenida con las soluciones analógicas es variable. El error

cometido con las mâs simples es aproximadamente de un 10%, aunque empleando

métodos un poco mas sofisticados, se puede reducir dicho error hasta un 10%.

Imprecisiones de un 10% son, a menudo, aceptables en la practica, ya que los

parämetros empleados (transmisividad KD, resistencia hidräulica c, porosidad

efectiva U, etc.) generalmente tienen errores de este orden de magnitud; ademés,

un nivel de error de un 1% supone una precision mayor que la necesaria para la

mayorîa de los trabajos de ingenierîa.

Se dice que dos sistemas son anâlogos si existe una correspondencia entre cada

uno de los elementos de dichos sistemas asî como entre las funciones de excita-

ciôn y respuesta de estos elementos y los sistemas considerados como un conjunto

(KARPLUS, 1958). Las analogfas son muy instructivas y tienen la ventaja de que

el ingeniero puede mantener un estrecho contacto con su problema. Si él lo crée

apropiado, puede introducir durante la investigación variaciones y mejoras en su

diseno.

Las analogias estân basadas en las semejanzas existentes entre leyes aplicadas

a diferentes sistemas ffsicos. Obedecen a similares leyes el siguiente grupo

de procesos:

- flujo de fluîdos a través de medios porosos

- flujo laminar de fluîdos (por ejemplo, entre laminas paralelas)

- flujo de calor a través de un conductor

- la deformación producida por la acción de un peso en una membrana esti-mada, y

- flujo de electricidad a través de un conductor.

Los problemas correspondientes a estos campos, se pueden estudiar construyendo

un modelo. Este modelo puede ser de la misma naturaleza que el caso real (por

ejemplo, a una escala menor), o bien puede pertenecer a uno de los otros grupos.

Por tanto, un problema de flujo de agua en el suelo puede estudiarse a una

escala reducida (por ejemplo, en un tanque de arena) o por analogîa empleando el

flujo de calor o la electricidad. La electricidad tiene varias ventajas: es un

220

trabajo limpio, se maneja fâcilmente y, ademäs, se puede medir convenientemente

y precisamente.

7.2 Analogia entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electricidad

7.2.1 Flujo de agua en suelo saturado

El flujo de agua unidimensional y en régimen permanente a través de un medio

poroso de sección rectangular viene descrito por la ley de Darcy:

Q = K ^ BD (3)

donde

Q « caudal de descarga, en m3/dïa

K • conductividad hidrâulica, en m/dïa

Ah » diferencia de potencial hidrâulico, en m

B,D " anchura y espesor de la sección transversal, en m

L = trayecto longitudinal medio recorrido por el flujo, en m

A v » Q/BD se Ie denomina descarga especîfica y représenta la descarga por unidad

de sección transversal. Si se expresa el valor de Ah/l como -Vh, la Ec.3 toma la

forma:

v « - KVh (4)

El signo menos de esta ecuación indica que el flujo se produce en sentido con

trario al del gradiente hidräulico. Para flujo bi- o tridimensional en un medio

isótropo, la Ec.4 sigue siendo valida si se define el operador nabla (V) como la

suma de las derivadas con relación a las coordinadas x, y, z, es decir:

v = i _ + i_ + 1_ 8x 3y 8z

Para resolver problemas de flujo de agua en suelo saturado, la ley de Darcy no

es suficiente. La descarga especîfica, que es una magnitud vectorial, se puede

describir en un espacio tridimensional por medio de sus tres componentes, v , v , x y

v (Fig.1). La ley de Darcy da, solamente, tres relaciones entre las cuatro

221

incognitas en juego: las tres componentes vectoriales y la carga hidrâulica. Se

puede obtener la cuarta relación recordando que el flujo de agua debe satisfa-

cer el principio fïsico fundamental de conservación de la mesa: en un sistema

cerrado, el agua del suelo ni se créa ni se destruye.

Fig.1. Veator v de desaarga espeoifiaa y sus tres componentes v , v , v . x y z

Suponiendo que la densidad del agua p es constante, se puede expresar matemâti-

camente este principio por medio de la ecuación de continuidad.

3v 9v 3v —ï- + — 2 . + — £ = o

3x 3y 32 (5)

Combinando las Ecs.4 y 5 se obtiene la ecuación de Laplace

32 32 32

+ + — — » 0 3x2 3y2 3z2

(6)

Abreviadamente se suele escribir de la forma

V2h = 0 (7)

A V2 (nabla al cuadrado) se Ie denomina operador de Laplace. Significa la opera-

ción de sumar las derivadas segundas respecto a las coordenadas x, y, z,es decir:

222

2- + il + ai-2 3„2 a,2

V2 . 1 ! _ + iL + 3 3x2 3yz 3z2

Si se resuelve el problema del flujo en dos dimensiones, el término en z de la Ec.

6 desaparece.

7.2.2 Flujo de electricidad

El flujo eléctrico unidimensional a través de una varilla conductora (Fig.2)

viene descrito por medio de la ley de Ohm

AU = RI (8)

donde

Ah = diferencia de potencial (voltios)

R » resistencia de la varilla (ohmios)

I = intensidad de la corriente (amperios)

ß i —r

L a * ' H "" " ~

iC ,' ! , Si

I /

0

Fig.2. Resistenoia de una varilla.

Una varilla de sección rectangular tiene una resi9tencia igual a

R = ?iD (9)

donde

O = resistividad (ohmios m )

L, B, D • longitud, anchura y espeaor de la varilla (m)

Combinando las Ecs.8 y 9 se obtiene la ecuación (unidimensional) para el flujo

longitudinal

223

o bien

er BD (10) Li

aVU (11)

donde

-2 J • I/BD es la densidad de corriente (amperios m )

VU » -(AU/L) es el gradiente de potencial (voltios m )

El signo menos de la Ec.11 indica que el flujo de corriente se produce de mayor

a menor potencial.

La Ec.11 sigue siendo valida para los casos de flujo bi- y tridimensional. En el

caso de flujo tridimensional, la densidad de corriente J, anâlogamente a la des-

carga especïfica en el caso de flujo de agua en el suelo, es una magnitud vecto

rial que puede describirse por medio de sus tres componentes J , J , J .

La ecuación de continuidad es valida y toma la forma

3J 3J 3J

"17 + 3y + ~3T = ° (12)

Combinando las Ecs.11 y 12, se obtiene la ecuación de Laplace

3!£ + + l ! l = 0 (.3) 3x2 3y2 3z2

cuya forma abreviada es

V2U = 0 (14)

donde V es el operador de Laplace (ver Apartado 7.2.1).

En el caso de flujo bidimensional, la Ec.13 queda reducida a:

ÜÜ + = 0 (,5)

3x2 3y'

22i

7.2.3 La analogia

La Tabla 1 présenta los elementos anâlogos del flujo de agua en suelo saturado

y del flujo eléctrico.

TABLA 1. Correspondencia entre los elementos del flujo de agua en suelo saturado y los del flujo elëctrico.

Agua' en suelo saturado Electricidad

Diferencia de carga hidraûlica ûh(m)

Conductividad hidraûlica K(m dîa )

Caudal

Descarga especîfica v(m dîa ')

Ley de Darcy v - - K VH

Ecuaciôn de Laplace V2h » 0

Diferencia de potencial AU(vol)

Resistividad o(ohmios m )

Q(m3dîa"')

-K

Intensidad X(aroperios)

-2 Densidad de corriente J(amp m )

Ley de Ohm J - - oVU

Ecuacidn de Laplace V2V • 0

7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos

Con relación a las variables espaciales, los modelos analógicos pueden ser dis-

cretos o continuos. Si un ârea en estudio se define solamente por unos cuantos

puntos especîficos del modelo analogico, se dice que el modelo es discreto. Si

todos los puntos del area tienen su correspondiente en el modelo, este sera con

tinuo. Por supuesto, la variable tiempo es continua en ambos casos.

En la Tabla 2 se dan los tipos de modelos eléctricos generalmente empleados para

estudiar problemas de flujo de agua en suelo saturado en condiciones de régimen

permanente.

Se limitarä la discusión a los modelos analógicos elaborados con laminas conduc-

toras.

Las laminas conductoras son muy utiles para estudiar problemas de flujo de agua

en suelo saturado en dos dimensiones. La mas empleada es el papel Teledeltos,

que se encuentra en el comercio como papel de registro electrosensible; es fâcil

de manejar y relativamente barato. Este papel se obtiene anadiendo a la pasta

de papel durante el proceso de fabricación, negro carbon, que es un material con

ductor.

225

TABLA 2. Tipoa de modelos eléctricos.

Tipo

Laminas conductoras

Tanque electrolïtico

Malla de resistencias

eléctricas

Numéro de

dîmensiones

2

2 ô 3

2 6 3

Continu

SI

Sî

No

idad Error

107.

2-57.

\Z

Una de las caras del papel conductor se recubre con un barniz que actûa como ais-

lante eléctrico mientras que la otra lleva una pintura de aluminio (Fig.3).

Fig. 3. Papel Teledeltos: 1 = hoja semi-conductor a de aluminio, 2 - papel de gvâfito conductor, 3 - revestimiento de barniz.

Debido al proceso de manufacturación, el papel resultante no es totalmente homo-

géneo sino que la conductividad electrica varia algo dependiendo de las diferentes

direcciones (anisotropfa). Es probable que la resistencia de cualquier hoja pre

sente una variación de un 10% y que la resistencia medida longitudinalmente en un

rollo de este papel sea un 10%, menor que si se mide en dirección transversal.

Sin embargo, este papel es muy apropiado para obtener una primera aproximación

en estudios teóricos y para resolver problemas prâcticos.

En una lamina conductora, D es constante y, por ello, se puede escribir la Ec.9

de la forma

Si L = B, R = R ; por tanto, R représenta la resistencia de un cuadrado, inde-s s

pendientemente de sus dimensiones (Fig.4). Es una constante caracterîstica del

material empleado. Como

226

R B s

07)

cualquier modelo bidimensional con una resistencia igual a R es equivalente a un

modelo rectangular cuya relación L/B sea igual a R/R (Fig.5).

©

mzzœzzzœœnm

V/!l!////////>;r7777A

G

©

WM/M/////M/f/fM/7/>/rm

•//t///>////W///>/»////77777A»*

' efectrodos conductores

0

Fig,4. Dos cuadrados de lamina conduatova ofrecen la misma vesistencia al paso de la oorriente electrica.

linea de comente 100%

linea eq ui potential 0%

linea de comente 0%

-linea equipotencial 100%

linea equipotencial 0%

linea de comente 0%

-*— linea equipotencial 100%

Fig*5. Transformación de una region arbitraria (A) en un rectângulo equivalente (B).

227

Este resuitado es anâlogo a la transformación llevada a cabo al hacer una pro-

yección conforme en la que una region cualquiera bidimensional se transforma

matematicamente en un rectängulo equivalente.

En un modelo eléctrico, dadas unas condiciones de frontera, los electrones re-

suelvan automâticamente el problema.

El flujo de agua en suelo saturado,bidimensional,en una region rectangular viene

descrito por:

o bien,

~=I (.8) q B

2 -I donde q es la descarga considerada en dos dimensiones (m /dîa ).

Ahora bien, para unas condiciones de frontera dadas, se puede hallar L/B a partir

del modelo eléctrico.

Por ello

KAh _ R_ q " R s

ademâs, como R = AU/I (Ec.8), se cumplirâ que:

R I R S 5 s ( }

KAh AU S K '

Como ambos cocientes son adimensionales, no es necesario tener en cuenta ningûn

factor de escala.1 Por tanto, se puede construir el modelo eléctrico a la escala

mâs conveniente; se mide R y se conoce R . J s

De entre las tres cantidades q, K, Ah, se puede conocer cualquier de ellas si se

conocen las otras dos.

1 Para loa easos tridimensionales, es neoesario el usa del factor de escala.

228

7.4 Lineas de corriente, lineas equipotenciales : condici-ones de frontera

En flujo bidimensional en medios isótropos, las lîneas de corriente y las lineas

equipotenciales se cortan en ängulo recto: son ortogonales. En un problema de

flujo de agua en suelo saturado, bidimensional, se pueden numerar las lîneas de

corriente, por ejemplo desde el cero (0) para la primera hasta el 100 para la

ultima.

Sin embargo, es mas conveniente emplear porcentajes y numerar las lîneas de co

rriente desde el 0 hasta el 100%.

El porcentaje V asî obtenido es un numero adimensional. La relaciôn que guarda

con la función ¥ de corriente es:

** = -nr^— x 100 % (20) * max

De igual forma, las lîneas equipotenciales se pueden numerar del 0 al 100%, siendo

el 0% para la de potencial mas bajo y el 100% para la del mäs alto. El porcentaje

asî obtenido es un numero adimensional que esta relacionado con la función $ « Kh

por medio de:

*• * Kh h ^21^ * = | x 100 % = ££ x 100 % - £ x 100 %

<P max Kh h max max

Por tanto, las lîneas de corriente vienen definidas por 41 = constante y las • * •

lîneas equipotenciales por $ = constante.

Tanto para "r como para <P , es aplicable la ecuaciôn de Laplace

V 2 ^ = 0 y V2$* = 0 (22)

En muchos casos, $ o V estân definidos para los limites hidraûlicos del proble

ms» sin embargo, no se conocen estos datos ni para la capa freâtica ni para las

superficies de filtraciôn que automâticamente tienen lugar en acuîferos libres

bajo la influencia de la gravedad.

229

Mientras que los limites en los que se conoce $ o V son facilmente simulados

por medio de modelos eléctricos (ver Apartado 7.5.1), no sucede asï con las su

perficies libres ya que no existe un equivalente eléctrico para la gravedad. La

situación de las superficies de filtraciôn se conoce de antemano excepto su limi

te superior, que es donde emergen en la superficie libre. La situación de esta

ultima es completamente desconocida y, por ello, tanto dicha situación como el

punto de transición de la superficie de filtraciôn deben encontrarse como una

parte de la solución del problema del flujo de agua.

En la zona saturada del suelo, la carga hidraulica h viene definida por:

H = z + p/pg

Para las superficies freaticas y para las superficies de filtraciôn p = 0 y h = z.

Si se toma para z el mismo intervalo de variación que para h (de 0 a h), se puede

expresar la altura como el procentaje sobre la diferencia total de carga hidrâuli-

ca. El porcentaje z asi obtenido es un numero adimensional. Esta relacionado

con el valor real de la altura z por medio de la expresión

•t = z x 100% (23) n max

•*• h Para h » z y $ = r- x 100%, se obtiene que:

max

$* = •? (24)

que es valida para las superficies freaticas y para las superficies de filtra

ciôn.

Algunas veces la superficie freâtica es una linea de corriente: por ejemplo en

el caso de flujo libre y permanente entre dos zanjas abiertas con diferentes ni

velés del agua en ellas; sin embargo en otros casos no es ni una lînea de corrien

te ni una linea equipotencial: caso de lluvia entre dos drenes abiertos.

Las superficies de filtraciôn no son ni lîneas de corriente ni equipotenciales.

La Tabla 3 da un resumen de las condiciones de frontera que generalmente se

encuentran.

230

TABLA 3. Condictones de frontera para problemas de flujo de agua en el suelo en régimen permanente.

Tipo de limite Funcîôn de corriente Función de potencial

Lînea de corriente

Limite impermeable

Lînea de simetria

Lînea equipotencial

Superficie freatica a vece

Superficies de filtracion

T « constante

H1 • constante

y • constante

-

Y • constante

_

Y* « COI

Y - Z

•M- -X-

V * Z

7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos

L i m i t e s de l a s l î n e a s de c o r r i e n t e se simulan cortando la lamina

conductora en los l ugares deseados con unas t i j e r a s o una c u ch i l l a de a f e i t a r

( F i g . 6 ) .

jagua


<!> * 4 Q-*—dren enterrado

I I lineas de simetria

. / / / / / A ' W W V V V V . capa imperméable

©

v////////7777)k-+ electrodo I

-0

u. 1

Fig.6. Simulación de un pvoblema de flujo de agua en suelo satuvado con condiciones de fronteva sencillas (caso de agua embalsada).

231

Limites de las lîneas equipotenciales se obtienen colocando elec-

trodos conductores en los lugares deseados. Para la construcción de electrodos

se puede emplear laminas o alambres de metal pegadas a la hoja conductora. Un

método recomendado es aplicar pintura de plata por los limites. Al elegir el ma

terial del electrodo es necesario tener cuidado para que la resistencia del mismo

sea despreciable en comparación con la de la lamina conductora. Se mantiene los

electrodos al potencial necesitado por medio de una apropiada fuente de energîa

electrica (por ejemplo una pila seca).

Recarga desde una superficie equipotencial: el caso del agua embal-

sada se puede simular de la misma forma alimentado al electrodo con el que se

semeja la superficie equipotencial, con un cierto voltaje.

Recarga unifornemente repartida en una superficie (ej : aporte de

lluvia): se simula alimentado el modelo en su limite superior con un gran numero

de corrientes iguales distribuîdas a intervalos iguales. Un método conveniente es

aplicar un voltaje alto (por ejemplo 100 voltios) y hacer pasar la corriente por

unas resistencias. Estas resistencias deberân ser altas en comparación con la

resistencia del modelo. Asî por cada una de las resistencias pasa, aproximadamente,

la misma intensidad de corriente y se simula una recarga uniformemente repartida

(Fig.7).

©100 V

4 — G

Fig. 7• Simulaoiân de una recarga uniformemente distribuida (ej: produaida por la lluvia).

Superficies freâticas: no se pueden obtener directamente. En los suelos,

taies superficies estân bajo la influencia de la gravedad y los electrones no

estân sometidos a esta fuerza. En la naturaleza, las superficies libres o freâti

cas estân gobernadas por la relación

232

$ - z

Su equivalente en los modelos eléctricos es:

Donde

4>* - x 100%

(25)

siendo Ç la altura relativa, expresada como porcentaje, en el modelo. En el mo-

delo se représenta:

Ç = 0% indicando un nivel horizontal correspondiente a h » 0 de la realidad,

Ç • 100% indicando un nivel horizontal correspondiente a h = h de la re-max

alidad.

Si no existe recarga de la capa freâtica, su superficie es una lînea de corriente.

Haciendo diversas pruebas se van obteniendo diferentes formas del limite superior

del modelo hasta que la condición exigida es satisfecha. Esto se hace recortando

los trozos correspondientes de la lamina conductora hasta que los "potenciales" •X- ü-

$ se correspondan con las alturas Ç (Fig.8).

pane eliminada para elcanzar la fase II

+20 v

escala 0.6 volt * 1 i

Fig. 8. Localizaaiôn de la superficie freâtica. I : la situaaiôn inicial, II y m : intermedias, IV : la soluciôn final.

si existe recarga en la superficie freâtica (por ejemplo debido a lluvia) se

puede empezar con el modelo mostrado en la Fig.7. La superficie freâtica se dé

termina por medio de diversas pruebas y haciendo en cada una de ellas incisiones

entre los pequeîîos electrodos con una tijeras, hasta alcanzar una posición con-

creta de dicha superficie (Fig.9).

233

Fig.9. Situaaiôn de una superficie freâtiaa oonstituida por una reoarga uniformemente alimentada.

Superficie de filtración también cumple la condición (25).Su posición

se conoce de antemano, menos su limite superior, que es donde se fusiona con la

superficie freâtica. El agua sale por estas superficies, por lo que no son ni

lîneas de corriente ni equipotenciales.

Se simula la condición (25) por medio de un gran numero de contactos situados a

lo largo de la esperada superficie de filtración: cada contacto es alimentado por

su apropiado potencial. Para este fin, se puede dividir un potencial por medio

de una serie de resistencias que sean considerablemente mas bajas que la resis-

tencia del modelo. Como mejor se hacen estos contactos es aplicando una tira de

pintura de plata a lo largo de lo que se espéra sea la superficie de filtración

y cortando esta tira en trozos separados (Fig.10).

superficie de filtración

escala del modelo: 1 volt = 6,5 mm

Fig.10. Filtración a travês de un dique. Situaaiôn de la superficie freâtica y de la superficie de filtración.

234

7.6 Medidas en el modelo

7.6.1 Medida de la descarga

Para ello, se debe medir la resistencia total del modelo R con un puente de Wheat-

stone y, ademäs, se debe conocer R , K y Ah. Empleando la Ec.19 el valor de R

détermina la relación q/Ah del flujo original de agua en el suelo.

7.6.2 Medida de llneas equipotenciales

Se encuentran las lïneas equipotenciales en el interior del modelo empleando un

analizador de potencial, constituïdo por una pila seca, un potenciómetro y un

galvanómetro, y un bolîgrafo como tanteador. De esta forma, se pueden dibujar

las lîneas equipotenciales directamente sobre la hoja conductora. Una vez que

se ha conectado la pila a los electrodos del modelo, se ajusta el potenciómetro

al voltaje correspondiente al de la lînea equipotencial que se quiere dibujar,

por ejemplo la de potencial 60Z. Entonces se mueve el bolîgrafo por la hoja con

ductora de tal forma que la desviación de la aguja del galvanómetro sea nula. La

lînea equipotencial 60% ($ = 60), se obtiene uniendo todos los puntos para los

que la lectura del galvanómetro sea cero (Fig.11).

modelo

/ linea equipotencial 60%

Fig. 11. Localizaaión de las lïneas equipotenciales.

7 . 6 . 3 Medida de l i n e a de c o r r i e n t e , modelo i n v e r s o

Las l ïneas de corriente no se pueden medir directamente porque los electrones no

se pueden ni marcar ni colorear. No obstante, como la Ec.22 establece que la

1 En modelas electrolttiaos, donde los tones son los que transportan la corriente electrica, a veces se errrplean zones coloreados para obtener lïneas de corriente.

235

función de corriente y la de potencial siguen las mismas leyes.se puede aplicar

el concepto de dualidad y construir un modelo inverso, intercambiando f por 4>

en los limites. Las lîneas equipotenciales del modelo inverso corresponde a las

lîneas de corriente del modelo original (Fig.12).

modelo inverso

Fig.12. Localizaaiôn de las lîneas de corriente representando las equipotenciales del modelo inverso.

La Tabla 4 da un resumen de los cambios producidos por la inversion y de las

condiciones de frontera a simular en el modo inverso.

TABLA 4. Resumen de los cambios producidos por la inversion.

Modelo original Modelo inverso En el modelo înverso

función de corriente función de potencial

Lînea de corriente equipotencial

Limite impermeable equipotencial

Lînea de simetrïa equipotencial

Equipotencial lînea de corriente

Superficie freâtica misma superficie

Superficie de filtracion misma superficie

Y * constante

*• -M-

¥ - ç

$ » constante

$ • constante

$ = constante

a veces <t » constante

En casos sencillos la inversion es fâcil; sin embargo en aquellos en que las con

diciones de frontera son mas complicadas, se emplean resistencias variables que se

van ajustando hasta que satisface la condición rquerida de

Y = ç

236

http://leyes.se

7.7 Ejemplo : determinación de superficie libre del agua en un dique de tierra

La Fig.13 A muestra la sección transversal de un dique cuyas caras tienen una

inclinación de 45 grados. Se toma como piano de referencia la base del dique.

Se desconocen la forma exacta de la superficie libre del agua BF y la longitud de

la superficie de filtraciôn FG;dichas incognitas se determinarân en el modelo.

C D

capa impermeable " ' w m s ^

3,5 v 1 0 0 % *| ,_ 0 %

2 0 m dtvisor de potencial 10x10 ohm -

Fig.13 A. Caras del dique con una inalinaaiân de 45 grados.

Fig.13 B. Modelo elêatrioo del dique, esaala 1 : 100.

A continuación se indica la forma en que pueden simularse los limites del modelo

(Fig.13 B).

La base del dique es una linea de corriente, por lo que el limite AG puede simu

larse cortando el papel con su forma. La cara de entrada del agua es una lînea

equipotencial y el limite B queda representado por medio de un electrodo de

pintura de plata. Este electrodo tiene un ancho de unos pocos milimetros; la

cara derecha del electrodo AB de la Fig.13 B es el limite del modelo. Se supone

que BE es la primera aproximación de dicha superficie. Como esta superficie es

una lînea de corriente, se puede simular el limite BE cortando la hoja conductora

con su forma. A lo largo de la cara de salida del agua, el potencial eléctrico

debe corresponderse con la altura sobre el piano de referencia. En dicha cara

del dique, se corta un electrodo de pintura de plata en 11 trozos iguales sepa-

rados y repartidos a lo largo de EG. Por razones präcticas, la separación entre

dos trozos se toma igual a la longitud de cualquiera de ellos. Se introduce un

ligero error al representar una superficie de filtraciôn continua por medio de

una serie discontinua de electrodos. El procedimiento a seguir en la construcciôn

de modelo ABEG, escala 1:100, es como sigue:

237

- tomar un trozo de papel Teledeltos

- aplicar pintura de plata a lo largo del limite AB; en los electrodos de

pintura de plata largos se debe colocar,ademäs,una cinta de aluminio par mejo-

rar su conductividad; por ello, cortar una tira de aluminio de 15 cm de largo y

0,5 cm de ancho

- fijar la cinta de aluminio a la pintura de plata antes de que esta esté

seca

- doblar el trozo de aluminio que sobra para obtener un extremo suficiente-

tnente fuerte. Asf, se podrâ pinzar y unir a la baterîa

- aplicar pintura de plata a lo largo de EG

- dividir el electrodo EG en 11 trozos iguales

- unir estos trozos con hilos finos conductores empleando pintura de plata

- pegar el modelo a un trozo de cartulina empleando cinta adhesiva

- pegar a la cartulina un divisor de potencial consistente en 10 resisten-

cias de 10 ohmios cada una

- unir los hilos conductores al divisor de potencial

- trazar con un bolîgrafo lîneas paralelas a AG (lîneas de puntos en la Fig.

13 B), dividiendo la distancia entre BE y AG en 10 partes iguales. Se puede

llamar a estas lîneas por el porcentaje 10%, 20% ... 90% de Ç

- dejar que se seque el modelo durante varias horas.

La resistencia del divisor de potencial es mucho menor que la del modelo, por lo

que la intensidad de la corriente en el divisor es mayor que en el modelo; por

tanto, la variación de potencial a lo largo de EG se mantiene lineal.

Como el potencial en la superficie libre del agua debe variar linealmente con su

altura vertical sobre AG, el potencial de la intersección de dicha superficie

como, por ejemplo, la lînea de altura 90% (Ç = 90), deberâ ser el 90% de la di-

ferencia de potencial total (por ejemplo 3,5 voltios). La intersección de la

superficie libre con la lînea del 100% de altura se conoce de antemano.

Para determinar la superficie libre:

- conectar el electrodo AB y los terminales del divisor de potencial a los

contactos de la baterîa situada en el analizador de potencial

238

- ajustar a la diferencia de potencial deseada

- poner el potenciómetro del analizador de potencial en el 90%

- mover el bolîgrafo probador sobre el modelo siguiendo de izquierda a de-

recha la lînea del 90% hasta que el galvanômetro marque cero en un determinado

punto y senalar dicho punto

- seguir el mismo procedimiento para la lînea del 80% y asî sucesivamente.

De esta forma, se encuentran los puntos que en una primera aproximación deter-

minan la superficie libre del agua

- trazar la lînea que une dichos puntos

- cortar y eliminar la parte de hoja conductora situada por encima de la

lînea dibujada y repetir el proceso de medida.

La corriente electrica atravesarâ el conjunto del modelo conductor. Cortando y

eliminando trozos del mismo se cambian los limites fîsicos del modelo y, por

tanto, se debe repetir todo el proceso de medida. Después de repetir este pro

ceso por tres o cuatro veces (Fig.13 C) se encuentra la situaciôn definitiva de

la superficie libre del agua en el dique y, ademâs se détermina la longitud de

la superficie de filtración.

35v 1 0 0 % . +'i 0°/o

Fig.13 C. La soluaiôn final de la superficie libre.

239

7.8 Bibliografia

BEAR, J., ZASLAVSKY, D. y IRMAY, S. 1968. Physical Principles of Water Perco

lation and Seepage. Unesco, Arid Zone Research, Vol.29, 465 pp.

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Sugerenaias para leeturas adieionales

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techniques du ministère de l'agr. no.340, Paris.

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WIJCKOFF, R.D. y REED, W. 1935. Electrical conduction models for the solution

of water seepage problems. Physics 6: 395-401.

240

Principales simbolos empleados en el Volumen I Sîmbolo Descripción Dimensiones

-3

A area de una sección transversal; ärea de una superficie horizontal

B anchura

densidad aparente

CEC capacidad de intercambio catiónico (meq/100 g de suelo)

c resistencia hidraulica al flujo vertical de agua

D espesor; espesor saturado de la capa de suelo en la que se encuentra la capa de agua

D difusividad del agua del suelo w

d diametro

EC conductividad electrica del extracto a saturación e

ES sodio intercambiable (en meq/100 g de suelo)

ESP porcentaje de sodio intercambiable

e relación de huecos

F fuerza

F, fuerza especîfica

g aceleración debida a la gravedad

H altura de la capa de agua en el punto medio entre drenes

h carga hidraulica o potencial hidraulico (=p/pg+z) (energîa por unidad de peso)

h carga de altura (=z) g

h carga mâtrica m

h carga hidrostâtica P

I intensidad de corriente electrica

2

i gradiente hidraulico; unidad imaginaria (i =-1)

J densidad de corriente

K conductividad hidraulica

ML

T

L

LV1

ohm cm

adimensional

adimensional

-2 MLT

LT"2

LT"2

L

L

L

L

L

amp

adimensional

-2 amp L

LT"1

241

Sîmbolo Descripción Dimensiones

K'

KD

k

kh

k w

L

M

mho

mmho

n

P

P

Q

q

w

SAR

t

U

V

V s

V v

242

permeabilidad intrinseca

transraisividad para flujo horizontal

coeficiente de conductividad

conductividad capilar

coeficiente de conductividad capilar

longitud; espaciamiento entre drenes

masa

recîproco del ohm

-3

milimho (=mho " 10 )

porosidad

presion hidrostâtica presiôn hidrostâtica relativa (p=0 para la presión atmosférica)

descarga; caudal del flujo de un fluîdo

descarga por unidad de longitud

descarga por unidad de superficie horizontal

radio

recarga de la capa de agua del suelo por unidad de superficie horizontal

resistencia electrica

radio; distancia radial

radio de influencia del pozo de bombeo

radio de un pozo

relación de adsorción de sodio

tiempo

potencial eléctrico

volumen especîfico (=l/p)

volumen de sólidos

volumen de huecos

M-'L3T

LT"'

-1 3 M L T

L

M

ohm

ohm

adimensional

ML"1?-2

-I -2 ML T

LV1

LV'

LT"1

L

LT"1

ohm

L

L

L

adimensional

T

volt

M-'L3


v velocidad efectiva del flujo (=Q/A)

W trabajo

w contenido de agua en volumen

x, y, z coordenadas cartesianas

y altura del nivel del agua en un canal, zanja o dren

z carga de altura

z carga de altura expresada como porcentaie de z

LT

2 -2 ML T

adimensional

L

L

L

adimensional

a

Y

n

e

u

V

n

P,

a

ângulo de contacto entre el fluîdo y la superficie

peso especîfico

viscosidad dinâmica

fracción de masa de agua en el suelo

porosidad efectiva o espacio poroso drenable

viscosidad cinematica (=n/P)

presión osmótica

densidad del aire

densidad del agua

conductividad especîfica

tension superficial

función de potencial (=Kh)

función de potencial expresada como porcentaje de 4

potencial de agua o energfa especîfica (energîa por unidad de masa)

potencial gravitacional

potencial mâtrico

potencial osmótico

potencial hidrostâtico

potencial hidraulico (=<J) +<»> o $ +<}>) g m g p

adimensional

ML"2!"2

ML-'T"'

adimensional

adimensional

LV'

ML"'T"2

ML -3

-3 ML

u _ 1 T - 1

ohm L

MT

LV1

adimensional

2 -2 L T "

2 -2 L T

2 -2 L T

2 -2 L T

2 -2 L T Z

2 -2 L T

243


m m

•;

potencial de presión del agua (energfa por unidad de volumen)

presión mâtrica (succion)

presión hidrâulica

presión hidrostâtica

funciôn de corriente

funciôn de corriente expresada como porcentaie de V

funciôn compleja de potencial (= $ + if)

MI/V 2

ML"1!"2

ML"1!"2

ML-'T"2

LV'

adimensional

LV1

incremento de

derivada parcial de

operador diferencial (nabla)

operador de Laplace

244

Indice de materias

A Acantilados

Acuïferos clasificación confinados freâticos semiconfinados

Acuîferos libres flujo de agua en

Abanicos aluviales

Adherencia de agua ascenso capilar

Adherencia del suelo

Adsorciôn de agua ver tambiên Veloaidad de entrada de agua

Adsorciôn de agua

Agregaciôn influencia del drenaje influencia de la materia

6

1

2 5

]

1 1 1 1

1 5

3

3 2

.5

.2 2

.2

.2

.2 5

2

3 2

limites

Agua semiconfinada

Agua subsuperficial definición influencia de la tempe-

ratura sobre la viscosidad

leyes bâsicas potencial propiedades fîsicas

Agua subterrânea salada

Aire ver tambiên Oxigeno

Aire atmosférico composición

6

6

6

6

2

7

!

6

3 6 2 6

3

5

4

2

1

3 2 4 2

4

1

2.3.3

5.2.2

4.3.1

orgânica

Agregados

Agua adherencia adsorciôn conducciôn flujo infiltraciôn peso especîfico potenciales presencia en retención transmisión transporte

el suelo 2

velocidad aparente viscosidad

Agua artesiana

Agua capilar

Agua confinada

Agua de fusion del hielo

Agua de percolación

Agua en reposo

Agua freâtica

Agua higroscópica

2

2

2 5 2 5 5 6

4.2; 2

6 6

6

2

2.4

3.2

3.3 2.2 3.2 3.1 4.2 2.3 5.3 5.1 5.2 4.1 5.4 3.1 2.2

1.2

6.1

1.2

1.6

1.8

7.4

1.2

3.2

Agua que se mueve lentamente

Aire circulante en el suelo 2.5.3

Aire del suelo 2.5 composición 2.5.1 volumen 2.5.2

Aireaoión ver tambiên Difusiân, Gases, Poroaidad

Aireaciôn del suelo 2.5 espacio poroso 4.2.1 influencia del

drenaje 2.5.6; 4.3.2 necesidades de las

plantas 2.5.4 procesos del suelo 2.5.5

Alcali blanco

Alcalinidad del suelo efectos sobre la

estructura

Almacenamiento de agua

Analizador de potencial

3.4

3.4

4.6

6.5.3

7.6.2

Anhîdrido carbónico 2.5.1; 2.5.3

Aporte de nutrientes 2.7.2 influencia del drenaje 4.5

Arboles frutales influencia del drenaje 4.8.3

Arcilla caracterïsticas fîsico-

quîmicas 2.2.3 clases texturales 2.2.1 composición del suelo 2.2.2 limite del tamano de

las partîculas 2.2.1

245

Arcillas capacidad de intercambio

catiónico glaciares lacustres

Arena clases texturales composición del suelo limite del tamatio de las

partïculas

Arroyos ver también Rios

Arroyos abanicos aluviales energïa erosión perfil sedimentación valles

Ascenso capilar

adherencia del agua

Avenida maxima

Avenidas en arroyos

B Bacterias

fijación del nitrógeno respiración

Bajada

Bancos de arena llanuras costeras llanuras lacustres

Bases de cambio

Bernoulli

ecuación de la energïa

Bioporos

Bloques angulares del suelo

Brak

Bulbos ver Cultivos herbdaeos

Cadena de dunas

Calcio intercambiable suelos salinos

2.2.2

2.2.3 1.6

2.2.1

2.2. I 2.2.2

2.2.1

1.3.2 1.2 1.3 1.3 1.3

1.3.1

5.4.3 5.2.2

1.3

1.3.2

2.4 7.2 5.1

1.3.2

1.4 1.5

2.2.3

2.5

3.2

3.2

3.4

1.4

3.2

Caliza disoluciön karst llanuras de loess

Calor especlfico del suelo

Cambios en la cantidad de agua almacenada

Caolinita capacidad de intercambio

catiónico

Capa ver también Aouiferos

Capa de agua colgada de transición difusa freâtica frontal (delta) impermeable intercalada inferior (delta) iónica doble salobre de transición superior (delta)

1.8 1.8 1.7

2.6.2

6.5.3

2.2.3

Capa superficial del suelo estabilidad estructural 2. infiltración superficial 2.1.6;2. posibilidad de laboreo 2.1.6;2.

Capacidad calorïfica de los suelos influencia del drenaje 2,

Capacidad de adsorción de aniones

Capacidad de oampo ver también Humedad del suelo

Capacidad de campo 2.4.2; 5.2.1;5.

2. Capacidad de intercambio

catiónico suelos salinos

Capacidad de percolación reducción debida a la alcali-

nización del suelo

Capacidad de transporte (arroyos)

Capacidad productiva del suelo 2

Capacidad termal del suelo 2

Caracterïsticas del suelo definiciones 2

Car ja hidrâuliaa de veloaidad ver también Veloaidad aparente

4.1 3.3 3.3 6.1 3.3 1.7 3.3 2.3 3.3 3.3

3.2 4.1 2.1

6.2

2.3

2.3

2.3 3.4

4.6

1.3

.7.1

.6.2

2.2 .1.6

246

Carga hidräulica de presión 6.2.4; 6.2.5 de velocidad 6.2.5 definición 6.2.4 del agua salada 6.3.4 flujo a través de suelos

estratificados 6.4.2 medida 6.3.4 superficie de filtración 6.7.5

Casquetes glaciares 1.6

Cationes intercambiables espesor 3.4 suelos salinos 3.2 suelos tropicales 2.2.3

Cauces de rîos 1.3.1

Cauchy-Rieman

condiciones de 6.6.2

Caudal del fli<Jo ver De s oar ga

Caudal mâximo rîos anastomosados

Cementación

1.3.1

2.3.3

Céréales ver Cultivas herbâceos

Ciénagas

Claridad (value)

1.3.1

color del suelo

Clases texturales

Clasificaciôn acuîferos color del suelo estructura del suelo sedimentos suelos salinos textura del suelo

Coefiaienie de aor.duatividad tarbiéyi Cor.dustividad

Coeficiente de conductividad

Coeficiente de Darcy

Cohesion moléculas de agua suelo

2.3

2.2

1 2.3 2.3

1 3

2.2

ver

5.4

6.3

5.2 2.3

4

1

2 4 2 3 4 1

2

2

2 3

Coloides orgânicos capacidad de intercambio

catiónico 2.2.3

Color del suelo 2.3.4

Compactación del suelo 2.3.3 resultados desfavorables 4.4.1

Complejo de adsorción del suelo 2.2.3

Composición mineralógica del suelo 2.2.2

Condiciones climâticas introducciôn de cultivos

colonizadores periglaciales 1.6; rendimientos de los cultivos 2.

Condiciones d'Alembert-Euler de Cauchy-Rieman

Condiciones de encharcamiento temporal

Condiciones de frontera de la region del flujo 6.5.1; 6.7; modelo eléctrico simulación en modelos simulación en modelos

inversos

4.6 1.7 7.1

6.2 6.2

2.3.4

7.1 7.4 7.5

7.6.3

Condiciones de la capa en el suelo abanicos aluviales areas afectadas por

disolución deltas llanuras llanuras llanuras llanuras llanuras valles

costeras

de agua

de inundaciôn de loess glaciales lacustres

.3

1 .3

1 .3

1 1 1

.3

2

8 3 4 1 7 6 5 1

Condiciones iniciales de la zona de flujo 6.5.1

Conducción de agua función de poros 2.3.2

Conductividad capilar 5.4.3 del suelo 3.4 discontinua 6.6.1 hidräulica 2.4.1; 6.3; 7.2.1 influencia de la temperatura 6.3.3 isotropîa 6.4.2

Conductividad especifica 7.1 analogîa con el flujo de

agua subsuperficial 7.2.3

Conductividad hidräulica discontinua 6.6. 1

Configuraciones costeras fôsiles 1.5

Conservación de energîa (ley) 6.2.5

247

Consistencia del suelo 2.3.3

Constante de proporcionali-dad K 6.3.2

Contenido de agua ver también Capaaidad de aampo, Retenaión

Contenido de agua en el suelo 5.1 succion mâtrica 5.2.3

Contenido de humedad en el suelo

Continuidad ecuación

2.3.3

5.4.1; 6.2.1; 7.2.1

Control de malas hierbas ver también Laboreo

Control de malas hierbas influencia del drenaje 4.4.2

Convección del aire del suelo 2.5.3

Costra aireación del suelo formación

2.5.3 4.6

Crecimiento de las plantas 2.5.4 recuperación de suelos 3.5 suelos salinos 3.4 temperatura del suelo 2.6.1

Cuadrados solución del flujo de agua

subsuperficial 7.2.3

Cuarzo 2.2.2 capacidad de intercambio

catiónico 2.2.3

Cuencas hidrológicas 1.3.1

Cultivos ver también Condiaiones climatisas, Desarrollo de las raises

Cultivos condiciones de humedad

del suelo 4.2.2 drenaje 4.8 efectos de la salinidad 4.6 influencia del drenaje 4.4 necesidades de

oxïgeno 2.5.4;4.2.1 nivel de la capa de agua 4.8 penetración de las raïces 4.2.2 tolerancia a las sales 4.6

Cultivos de leguminosas influencia del drenaje 4.8.2

Cultivos herbäceos influencia del drenaje 4.8.2 necesidades de oxïgeno 2.5.4

Cultivos para la recuperación de suelos 4.6

Curso de agua consecuente 1.4

D D'Alembert-Euler

condiciones 6.6.2

Daroy ver también Ley de Daray

Darcy coeficiente K

6.3.2

1.7

1.3.3

2.3.1

Deflación

Deltas

Densidad aparente

Densidad de la corriente electrica 7.2.2

Densidad de las partïculas del suelo 2.3.I

Densidad del agua 5.2.2;6.2.1 influencia de la

temperatura 6.3.3

Densidad real ver también Partïculas del suelo

Densidad real 2.3.1

Densidad relativa 2.3.1

Depósitos ver también Sedimentos

Depósitos cuaternarios de loess 1,7 en deltas 1.3.3 en llanuras aluviales 1.3.1 en llanuras costeras 1.4 en llanuras lacustres 1.5 fluvioglaciales 1.6 loess 1.7

Desarrollo de las raïces aporte de nutrientes 2.7.2 en condiciones de

reducción 4.2.2 en relación con el color

del suelo 2.3.4 relaciones suelo-agua 4.2.1

248

Descarga a través de secciones

transversales 6.5.2 de pozos 6.5.7 de rîos 1.3 hacia los drenes 6.5.1 hacia zanjas 6.5.1 ley de Darcy 6.3.1

Descarga especîfica 6.3.1; 7.2.1

medida en el modelo 7.6.1

Descarga maxima 1.3

Descomposición de la materia organica

Desleimiento

Diametro de los poros

2.2.4

2.3.2

2.5.2

Difusiôn del aire del suelo 2.5.3

Dique de defensa deltas 1.3.3 llanura de inundaciôn 1.3.1 llanuras costeras 1.4

Disoluciôn de la caliza 1.8

Distribuciôn del tamaîio de los poros 2.3.2

Doble Capa Difusa teorîa de Gouy-Chapman 2.2.3;3.3

Drenaje ârboles frutales condiciones fîsicas

del suelo cultivos herbâceos de los cultivos definición enfermedades de las p prâcticas de cultivo praderas rendimientos

lantas

4

4 2

4

.8

4 .8 .5 4 4 4

.8 4

3

3 2 6 1 7 4 1 5

Drenaje interno restauraciôn por el laboreo 4.4.1 zona radicular

Drenaje subsuperficial aireación del suelo

Drenaje superficial tnaîz

Dupuit-Forchheimer supuestos de

2.4.1

2.4.1 2.5.6

4.1 4.8.2

6.5.2

Ecuaciôn ver tambiên Leyes

Ecuaciôn Bernoulli 6.2. Forchheimer 6.5. Hagen-Poisseuille 6.3.

Ecuaciôn de conti-nuidad 5.4.1; 6.2.6; 7.2.

Ecuaciôn de la energîa 6.2,

Ecuaciôn de Laplace 6.5.1; 7 analogîa con la electricidad 7.1 método de solución por

relajación 6.6.4

Ecuaciôn del flujo en general 5.4.1 en la capa de agua del suelo 6.5

Efimerofitas 4.2.2

Encharcamiento 4.2.1 color del suelo 2.3.4

Enfermedades de las plantas influencia del drenaje 4.7

Enmiendas mejora de la estructura 3.5

Erosion arroyos 1.3 llanuras costeras 1.4 llanuras glaciales 1.6

Escorrentia ver tambiên Descarga maxima, Flujo base

Escorrentîa superficial llanuras glaciales 1.6

Espacio poroso ver tambiên Poros aapillares

Espacio poroso 2.3 influencia del drenaje 4.2.1;4.3

.1

. 1

3

2

Espacio poroso drenable 6.5.

Estabilidad estructural 2.3.

Estado nutritivo del suelo 2.7.1

mejora por el laboreo 4.4.1

Estiêrcol ver Fertilisantes

Estratificaciôn depôsitos 6.5.3

Esiruaiura ver tambiên l'acroestructuvas

249

Estructura del suelo 2.3.2 unidades 2.2.2

Exceso de agua 4. 1

Extracto a saturación 3.4 tolerancia de las plantas

a la sal 4.6

Factor de proporcionalidad ver Ley de Daray, Conduatividad hidrâuliaa

Factores de conversion para el potencial del agua

Fallas

Fauna del suelo

Fertilidad del suelo aporte de nutrientes definición potencial

Fertilizantes nitrogenados rendimientos de cultivos

Fijación del nitrógeno aporte de nutrientes influencia de la aireación influencia del drenaje

Filtraaión afluyente ver tambiên Superficie de filtraaión

Filtración afluyente 1.3.1

Fïsica de la humedad del suelo 5

Floración retardo debido a la salinidad

del suelo 4.6

5.3.1

1.9

2.2.4

2.7 2.7.2 2.7.1 2.7.1

4.5

2.7.2 2.5.5

4.5

lujo a través del sue base capilar de drenaje eléctrico hidräulico laminar neto variable

Lo 5.3.1 1.3

2.3.2 6.5. 1 7.2.2 6.5.2 6.3.1 6.6.2 6.5.3

Flujo bidimensional del agua subsuperficial 6.6; 7.2.1 analogîa con la electricidad 7.2.2 ecuaciones bâsicas 6.5 función de corriente 6.6.2 funciones de potencial 6.6.2 método de los cuadrados 6.6.4 método de relajaciôn 6.6.4

(Flujo bidimensional) métodos exactos de solución 6.6.3 modelos eléctricos 7.3

Flujo de agua subsuperficial 6.2; 6.3. I; 7.2.1 a través de suelos

estratificados 6.4.2 analogîa con la electricidad 7.2.3 bidimensional 6.6;7.2.1 ecuaciones bâsicas 6.5 ley de Darcy 6.3;7.2.1 lineal 6.4.2 modelos eléctricos 7.3

Flujo en la superficie de agua libre 6.5.2 solución 6.5.1

Flujo en régimen permanente bidimensional 6.6;7.2.1 ecuación de Forchheimer 6.5.2 ecuaciôn de Laplace 6.5;7.1;7.2 en una capa libre 6.5.5 hacia un pozo 6.5.7 hacia zanjas paralelas 6.5.6

Flujo radial ver Flujo bidimensional del agua subauperfiaial

Flujo subsuperficial lineal de agua a través de suelos

estratificados 6.4.2

Flujo unidimensional de agua subsuperficial 6.5.2;7.2.1 electricidad 7.2.2

Forchheimer (ecuación) 6.5.2

Forma de relieve factor de formación del suelo 2.1.3 glacial 1.6

Formaciones de playa 1.4

Fosa tectónica 1.9

Fracción arena 2.2.2

Fracción de humedad del suelo sobre el peso en seco del mismo 5.1

Fracción ligera 2.2.2

Fracción limo 2.2.2

Fracturas 1.9

Fragmentos 2.3.2

4.2.2 6.1

Franja capilar def inición

Freatofi tas 4 . 2 . 2

250

Friabilidad del suelo 2.3.3

Frieoión ver Viscosidad

Fuerzas ver Potenaiales

Función de corriente 6.6.2

Función de potencial 6.6.3;6.6.2;7.4

Galvanómetro medida de lïneas equi-

potenciales 7.6.2

Gases intercambio 2.5.3 suelo 2. 5.1

Glaciares 1.6

Gley 2.3.4

Gouy-Chapman teorîa de la doble capa

difusa 2.2.3; 3.3

Gradiente carga hidräulica cauces de agua

Gradiente de potencial en electricidad

Gradiente de velocidad del agua

Gradiente hidräulico

Granulación estructura del suelo

6.3.1 1.3

7.2.2

6.2.2

6.3.1

2.3.2

H Habitat ver también Plantas

Habitat de las plantas

Hagen-Poisseuille (ecuación)

Heladas efectos en el suelo

Hidräulica del agua en suelo saturado

Hidräulica del agua subsuperficial

Hidrodinâmica conservación de la energïa conservación de la masa ley de Darcy leyes bâsicas

4.2.2

6.3.2

4.3.4

6

6.2.5 6.2.6

6.3 6.2

Hidrofitas

Hidrogeologïa

en relaciön con el drenaje

Hielo (erosión)

Hierro en suelos tropicales

Horst

Huecos del suelo (relación) Humedad del suelo

adaptación a las plantas contenido fïsica de por laboreo

Humedad del suelo excesiva

Humedad disponible 2.4.2;

Humedad media total

Humedad total fâcilmente utilizable

HVJVUS ver también Materia organ del suelo

Humus capacidad de intercambio

catiónico materia orgânica

4.2.2

1.1

1.6

2.2.2

1.9

2.3. 1

2.4 4.2.2 2.3.3

5 4.4.1

4.1

4.2.1

2.4.2

2.4.2

ia a

2.2.3 2.2.4

Illita capacidad de intercambio

catiónico 2.2.3

Indice de plasticidad 2.3.3

Infiltración de agua 5.4.2 reducción debida a la salinidad

del suelo 4.6

Infiltración superficial 2.4.1

Intensidad de evaporación 5.4.3

Intensidad de percolación 2.4.1

Inundaciones en lamina 1.3.2

Investigaciones de campo 2.1.5

Laboreo ver también Control de malas hierbas

Laboreo aireación del suelo 2.5.6

251

(Labored) influencia de la consistencia

del suelo 2.3.3 influencia del drenaje A.4.1 posibilidad 2.2.1 relación con la textura 2.2.1 relación suelo-drenaje 2.5.6

Laboreo profundo suelos sódicos no salinos 3.5

Lagos clasificación I.5 en yugo 1.3.1 glaciales 1.6 sedimentos 1.5 volcänicos 1.5

Lagunas 1.4

Laminas conductoras 7 estudios del flujo de agua

subterränea 7.3.2

Laplace ecuación 6.5.1; 7.2 operador 6.5.1; 7.2.1 solución de la ecuación 6.6.4

Lavado de sales en regiones âridas 1.5 problemas de recuperación 3.5

Leahos de rios ver Arroyos, Rios

Lenguas de tierra 1.5

Ley de Darcy 6.3;7.2.1 aplicaciones 6.4 conductividad hidräulica 2.4.1;6.3 constante de proporcionalidad 6.3.2

Leyes conservación de la energfa 6.2.5 conservaciön de la roasa 6.2.6 Darcy 6.3;7.2.1 Ohm 6.3.1;7.2.2 resistencia lineal 6.3.1

Limite lîquido

Limite plâstico

Limites con agua moviéndose

lentamente planos de simetrîa simulación en un modelo superficie libre del agua superficies de filtraciôn

Limites de consistencia

2.3.3

2.3.3

6.7.4 6.7.2

7.7 6.7.3 6.7.5

2.3.3

Limites de consistencia

Limites de tamanos de las partîculas

Limites impermeables modelo modelo inverso simulación en modelos

Lineas de corriente definiciôn flujo neto medida en el modelo método de los 'cuadrados modelo eléctrico simulación en modelos

Lineas de potencial método de los cuadrados

Lineas equipotenciales flujo neto medida en el modelo modelo eléctrico simulación en modelos

Limo clases texturales composición del suelo limites del tamaîio de las

partîculas

Llanura de inundación

Llanura de pie de monte

Llanuras costeras de lago formadas por arroyos glaciales lacustres

Loess depôsitos desértico glacial llanuras

Loma fluvial

M Macroagregados

Macroestrueturas

Macrofauna del suelo

Macroporos

2.3.3

2.2.1

6.7.1 7.4

7.6.3 7.5

6.6.2 6.6.2 7.6.3 6.6.4

7.4 7.5.1

6.6.4

6.6.2 6.6.2 7.6.2

7.4 7.5. 1

2.2.1 2.2.2

2.2.1

1.3.1

1.3.2

1.4 1.5 1.3 1.6 1.5

1.7 1.7 1.6 1.7

1.3.1

2.3.2

2.3.2

2.2.4

2.3.2

252

Maîz pérdidas de nutrientes 4.5 rendimientos A.8.2

Marismas llanuras costeras 1.4 llanuras de inundación 1.3.1

Materia orgânica del suelo en relación con el color

del suelo 2.3.4 en relación con la estabilidad

estructural 2.3.2 influencia del drenaje 4.3.3

Material de partida (suelo) 2.1.3

Meandros 1.3.1

Mesofitas 4.2.2

Mesoporos 2.3.2

Método de relajación solución de la ecuación

de Laplace 6.6.4

Microagregados 2.3.2

Miaroorganismos ver también Bacterids

Microorganismos del suelo 2.2.4

Microporos 2.3.2

Migajosa estructura del suelo 2.3.2

Minérales alterables 2.2.2

Modelos eléctricos bidimensionales 7.3.3 medidas 7.6 simulacion de condiciones

limite 7.5 tipos 7.3.1

Modelos inversos medida de las lîneas de

corriente 7.6.3

Moldeo

capacidad del suelo 2.3.3

Montîculo de la capa freâtica 1.3.1

Montmorillonita capacidad de intercambio

catiónico 2. fracción arcilla 2.

Morrena

Moteado

2.3 2.2

1.6

.3.4

Movimiento de agua ver Hidrodinâmioa, Transporte

Movimiento de marea 1.3.3

Munsell sistema de color

N Nitratos

efectos sobre la aireación

2.3 .4

4.5

Nitrificaoión ver también Fijaaiôn del r.itrôgeno

N i t r i f i c a c i ó n 2 .7 .2

Nivel de base 1. 3

Nivel de la capa de agua en el suelo

Nivel del mar

Nivel piezométrico de la capa de agua

Numéro plâstico

1.3.1

1.3

0 Ohm (ley)

1.2 6.2.4; 6.3.4

2.3.3

6.3.1; 7.2.2

Oligoelementos absorción por las raîces de

las plantas

Operador de Laplace

Oxïgeno aire del suelo difusión necesidades de las

6.5.1;

plantas

2

7

2 2 2

7.

2

5 5 5

2

1

1 3 4

Papel Teledeltos

Partîculas del suelo adsorción de agua agregación disposición tamano

7.3.2

2.3.2 5.2.2 4.3.1

2.3.2; 4.3.1 2.2.1

2.3.2 Pelîcula de agua

Percolaciôn ver también Reoarga

Percolaciôn capacidad intensidad

4.6 2.4.1

253

Përdidas de nutrientes

Pérdidas en arroyos

Perfil de los arroyos

Perfil del suelo agrológico estructural hidrológico pedológico

Perxodo interglaciar

Permafrost

Permeabilidad de la arcilla 2.2.3 definición 6.3.2 de depósitos de loess 1.7 del suelo 2.3.1;2.4.1

Permeabilidad intrïnseca 6.3.2

Permeâmetro 6.4.1

1

2 2 2 2 2

4

3

1

1 1 3 1 1

1

1

.5

.1

.3

.4 4

.2 4 4

6

6

Peso especïfico del agua del suelo

PH de suelos de suelos salinos

6.2.3 2.3.1

2.2.3 3.4

Piezómetro 5.2.3;6.3.4

Plagas ver Enfermedades

Plantas ver también Creoimiento, CultivoSj Vesarrollo, Rendimie-atos

Plantas efectos de la salinidad 4.6 condiciones reducidas 4.2.2 contenido en sal 3.4 relaciones suelo-agua 4.2.1

Plantas acuâticas 4.2.2

Plantas de ciénagas 4.2.2

Plantas raîces

influencia del drenaje 4.8.2

Plasticidad del suelo 2.3.2

Plataforma continental 1.4

Playas 1.5

Pleistoceno 1.3.1

Polders 4.8

Poros capilares 4.2.1

Poros de a i r e ac iôn 2 .3 .2 diametro 2 .5 .2 d i s t r i b u c i ó n de l tamaîio 2 .3 .2

254

Poros no capilares 2.3.2

Porosidad ver tambiên Densidad real

Porosidad 2.3.1

Porosidad de aireaciôn 2.5.1

Porosidad del suelo 2.3.1

Potencial del agua subsuperficial 6.2.4 medida 6.3.4

Potencial del flujo de agua anâlisis del flujo de agua 5.4.1 definición 5.3.1

Potencial hidrâulico gradiente

Potenciales de agua de velocidad función 6 gravitacional mâtrico osmótico total

Potenciómetro medida de lîneas equi-

potenciales

5.3.2 5.4.1

5.3 6.6.2

.6.3; 7.4 5.3.2 5.3.2 5.3.2 5.3.2

7.6.2

Pozo caudal de descarga 6.5.7 flujo en régimen

permanente a 6.5.2;6.5.7 penetrando parcialmente en el

acuîfero 6.5 penetrando totalmente en el

acuîfero 6.5.7

Praderas influencia del drenaje 4.8.1

6.5.6 Precipitación

recarga procedente de

Presa (embalse) determinación de la superficie

libre del agua 7.7

Presion (unidades) del agua en suelo saturado

Presión negativa medida

Productividad del suelo

Profundidad de la capa freâtica en relaciôn con la producción

de los cultivos 4.8 en relaciôn con los efectos sobre

la temperatura 4.3.4 en relaciôn con rendimientos 4.5

5.3.1 6.2.4

5.2.3

2.1.4

Profundidad de penetración de las raîces 4.2.2

Propiedades agrîcolas del suelo de tipo flsico definiciones 2.1.6

Propiedades del suelo retención de agua 2.4.2 transmisiön de agua 2.4.1

Propiedades fîsicas del suelo definiciones 2.1.6 influencia del drenaje 4.3

Puente de Wheatstone medida de la descarga 7.6.1

Punto de marchitez 2.4.2; 5.2.1

R Recarga debida a la lluvia 6.5.6

simulación en modelos 7.5.2

Recuperación de suelos salinos 3.5 por medio del drenaje 4.6

Regiones desérticas 1.7

Reh 3.4

Relaciones agua-suelo 5.1

desarrollo de las plantas 4.2

Relieve ver también Forma de relieve

Relieve ondulado 1.6

Relieves cuesta 1.4 Remolaoha azuaarera ver Cultivos

herbâaeos

Rendimientos ärboles frutales 4.8.3 cultivos herbâceos 4.8.2 influencia del drenaje 4.5 nivel de la capa de agua 4.8 praderas 4.8.1 salinidad del suelo 3.4 subsolado 3.5

Resalinización

prevención de 3.5

Residuos orgänicos 2.2.4

Resistencia a la penetración 2.3.3

Resistencia hidräulica 6.4.2

Resistencia lineal 6.3.1

Retención de agua ver también Capaoidad de campo

etención de agua el suelo

en

curvas de retención función de los mecanismos de potenciales

ïos anastomosados con marea de meandros

poros

2.2.1 ; 5 5 2 5

1

1

2 2. 3 2 5

3 1 3

2 3 2 2 3

1 4 1

Sabbagh

Sales disueltas concentración 5.3.2; potencial osmótico

Sales en el suelo potencial osmótico presencia tipos

Salinidad del suelo crecimiento de las plantas efectos en los cultivos 3 influencia del drenaje

Salinización origen prevención

Saturación cromâtica por bases

Sedimentación en deltas

Sedimentos abanicos aluviales arroyos clasificación estratificaciôn llanuras costeras llanuras lacustre6 rïos anastomosados rïos con meandros

Sedintentos litorales

Sellado superficial

Sequîa fisiológica

Silicatos alumïnicos

Simetrîa radial

3.4

5.4.1 5.3.2

5.3.2 3. 1 3.2

3.4 3;4.6

4.6

3.1 3.5

6.1 2.3.4 2.2.3

1.3.3

1.3.2 1.3 1.3 1.3 1.4 1.5

1.3.1 1.3.1

1.4

2.3.2

2.5.4

2.2.2

6.5.7

255

Sistema de color Munsell 2.3.4

Sodio intercambiable suelos salinos 3.4 sustitución 3.5

Solonchak 3.4

Solonetz 3.4

Solución del suelo concentración de cationes 2.2.3 suelos salinos 3.2

Subsolado suelos sódicos no salinos 3.5

Subsuelo drenaje interno 2.1.6;2.4.1 profundidad efectiva del

suelo 2.1.6

Succion mätrica 5.2.2;5.2.3

Suelo aire 2.5 clasificación para inge-

nierîa color compactación composición consistencia crecimiento de las plantas desarrollo determinación drenaje estructura factores A, B, C factures de formación fertilidad humedad investigaciones permeabilidad plasticidad porosidad retención de agua salinidad temperatura textura

Suelos adhérentes amarillos

Suelos arcillosos composición catiónica concentración en sales

Suelos estratificados infiltración en flujo de agua

2.3.3 2.3.4 2.3.3 2.2.2 2.3.3 2.1.2 2.1.3 2.1.1 2.5.6 2.3.2 2.1.6 2.1.3

2.7 2.4

2.1.5 2.4.1 2.3.3 2.3.1

5.2 3.4 2.6

2.2.1

2.3.3 2.3.4

3.3 3.3

5.4.2 6.4.2

Suelos firmes

Suelos grises parduzcos

Suelos helados

Suelos isótropos cônductividad e

Suelos ligeros

Suelos minérales caracterîsticas porosidad

Suelos mojados plasticidad

Suelos orgânicos drenaje

Suelos pardos

.éctrica

fîsicas

Suelos pesados (arcillosos)

Suelos rojos

Suelos salinos clasificación origen recuperación

Suelos salino-sod recuperación

Suelos saturados flujo de agua

Suelos sódicos no recuperación

Leos

salinos

2

2

2

6

2

2

4 2

4

2

2

2

5

3

3.

3.

4

2

2 3

3 3

3

3

2

3

3 3 3 3

3 3

4

3 3

3

4

3

2

1

3 1

4 3

3

4

1

4

4 4 1 5

4 5

1

4 5

Suelos tropicales 2.3.4 fracción arcilla 2.2.2

Superficie de agua libre 6.7.3 determinación 7.7 modelo 7.4 modelo inverso 7.6.3 simulación en modelos 7.5.2

Superficie de filtración 6.7.5 modelo 7.4 modelos inversos 7.6.3 simulación en modelos 7.5.2

Superficie de la capa de agua del suelo 6.7.3 simulación en el modelo 7.4

Superficie del suelo

agrupaciones texturales 2.2.1

Superficie freâtioa ver Capa de agua

Supuestos de Dupuit-Forchheimer 6.5.2

Szik 3.4

256

T Tamices standard 2.2.1

V Temperatura

influencia en la aireación del suelo 2,

influencia en la viscosidad del agua 6,

Temperatura del suelo 2.6; 4, crecimiento de las plantas 2. influencia del

drenaje

Tensiómetro

Tension superficial retención de agua

Terrazas llanuras costeras llanuras lacustres rîos

Terrones

Textura del suelo clasificación

Tinte (hue)

Tir

Tolerancia a la sal de cultivos y plantas

2.6.2; 4.

5.

5.3

3.3

3.4 6.1

3.4

2.3

5.2.2

1.4 1.5 1.3

2.3.2

.2.1

,3.4

3.4

3.4; 4.6

Topografia ver también Relieve

Topografîa kârstica 1.8

Traficabilidad del suelo 2.5.6

Transmisión de agua 2.4.1 en relaciôn con el tamaîio

de los poros 2.5.3

Transporte de agua ver también Asaenso capilar, Infiltraoiân

Transporte de agua 5.4 ecuaciones 5.4.1

Trayectorias de flujo 6.6.2

Valles 1

Valles tectônicos

Valor de la suma de excedencias

Vapor de agua en el suelo 2

Variable compleja 6

Varvas

Velocidad aparente 6,

Velocidad de entrada de agua 2,

Velocidad de infiltraciôn 2,

3.1

1.9

4.8

5.1

6.3

1.6

3.1

4.1

4.1

4.1 6.2

Velocidad del flujo de agua 5. potencial de 6.

Velocidad efectiva del flujo de agua 6.3.1

Vermiculita capacidad de intercambio

catiônico 2.2.3

Virosis ver Enfermedades

Viscosidad del agua 6.2.2 influencia de temperatura 6.3.3

Volumen especifico del suelo 2.3.1

X Xerofitas 4.2.2

Y Yeso

aplicación en suelos salinos 3.5

Zona de transmisiôn ver Infiltraoiân

Zona radicular color del suelo 2.3.4 contenido en sales 3.4 drenaje 4.1 drenaje interno 2.4.1 humedad total fâcilmente

utilizable 5.4.1 humedad utilizable total 2.4.2 potencial total del agua 5.4.1

?S7

nn31048.1b-1s s - wur

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