riego por goteo libro cap01suelo[1]

8/14/2019 RIEGO POR GOTEO Libro Cap01suelo[1]

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CAPTULO ICONSIDERACIONES BSICAS SOBRE LA RELACIN ENTRE

SUELO AGUA- PLANTA1,2

Miguel A. Lugo Lpez y Vctor A. Snyder

1.0 Introduccin---------------------------------------------------------------------------------- 003

2.0 Procesos de determinantes del balance del agua del suelo2.1 Intercepcin ---------------------------------------------------------------------------- 004

2.2 Escorrenta ----------------------------------------------------------------------------- 0042.3 Infiltracin------------------------------------------------------------------------------ 005

2.4 Conductividad hidrulica------------------------------------------------------------- 007

2.5 Redistribucin y percolacin profunda--------------------------------------------- 0112.6 Retencin de agua disponible-------------------------------------------------------- 016

2.7 Evaporacin ---------------------------------------------------------------------------- 018

2.8 Transpiracin -------------------------------------------------------------------------- 019

3.0 Resumen-------------------------------------------------------------------------------------- 0204.0 Bibliografa----------------------------------------------------------------------------------- 021

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Manejo de Riego Por Goteo Captulo I: Relaciones Bsicas para Suelo-Agua-Planta

_______________

1 Este captulo fue preparado para el libro Manejo de Riego Por Goteo. Autor: Dr.Megh R. Goyal, Profesor en Ingeniera Agrcola y Biomdica, Universidad de Puerto

Rico Recinto de Mayagez, PO Box 5984, Mayagez, Puerto Rico 00681-5984.

Para ms detalles puede comunicarse por correo electrnico: [email protected] visitar la pgina: http://www.ece.uprm.edu/~m_goyal/home.htm

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mailto:[email protected]:[email protected]


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1.0 INTRODUCCIN

El conocimiento de la relacin de suelo - agua planta es esencial para la

produccin agrcola bajo riego. En el caso de uso de sistemas de riego por goteo este

conocimiento es particularmente importante en vista del alto costo inicial de las

instalaciones. An en reas de mucha lluvia la escasez de agua puede limitar el desarrollo

de las plantas [40]. Esto puede atribuirse a una errtica distribucin de lluvia, a una alta

escorrenta o a una infiltracin profunda en suelos con baja capacidad de retencin de agua.

Por tal razn, la importancia del riego no se limita a regiones ridas y semiridas.

Cada cultivo tiene requisitos de agua particulares y cada suelo tiene sus propiedades

que afectan en una forma u otra el suministro de agua a las plantas. La cantidad de agua en

el suelo a un tiempo dado es un valor sumamente dinmico, ya que es el resultado neto de

la cantidad recibida - ya sea por lluvia o por riego menos las prdidas por evaporacin,

transpiracin o infiltracin profunda. La disponibilidad de esta agua para las plantas

depende a su vez del sistema de races presente y de propiedades hidrulicas del suelo tales

como porosidad, conductividad hidrulica y capacidad de retencin de agua.

En este captulo se resumen algunos principios bsicos de la relacin suelo agua

planta y se presentan resultados de investigacin en torno a las propiedades hidrulicas de

los suelos de Puerto Rico.

2.0 PROCESOS DETERMINANTES DEL BALANCE DE AGUA DE SUELOLa suerte del agua aplicada al suelo ya sea por lluvia o por riego es determinada por

los procesos de intercepcin, escorrenta, infiltracin, redistribucin y precolacin

profunda, retencin, evaporacin y transpiracin.

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2.1 Intercepcin

La intercepcin se refiere al agua interceptada directamente por la cubierta vegetal.

Expresadas en trminos de porcentaje de la lluvia total, las prdidas por intercepcin se

estima que fluctan entre 15 y 20 % [11]. El porciento de intercepcin ser mayor en

aquellos casos donde la vegetacin sea abundante y la cantidad de agua en cada aplicacin

sea baja. El agua interceptada nunca llega al suelo ya que se evapora directamente de la

superficie de las plantas. En el caso de riego por goteo esta prdida no ocurre ya que el agua

se aplica directamente al suelo.

2.2 Escorrenta

Los clsicos estudios realizados en Puerto Rico por Smith y Abrua [31] as como

Barnett et. al. [1] han demostrado que las prdidas por escorrenta se reducen cuando la

tierra se labra cuidadosamente o se cubre con mantillo. La lluvia en terrenos en barbecho

aumenta la escorrenta y las probabilidades de mayor erosin. En muchos suelos,

frecuentemente acentuados por la diferenciacin de sus horizontes, el agua se infiltra y

luego fluye en la superficie de contacto entre el suelo labrado y el subsuelo sin labrar y

eventualmente aflora ms abajo. Si se han aplicado abonos a un suelo con esta condicin la

escorrenta probablemente tendr una alta concentracin de minerales lo que conlleva

prdidas en la inversin de abono y aumenta el peligro de contaminacin ambiental. El

manejo del suelo es sumamente importante para minimizar la escorrenta. Esto se ilustra

con el trabajo de Smith y Abrua [31] que en suelo Mcara (Vertic Eutropets) observaron

que se duplicaron las prdidas por escorrenta cuando se removi toda la cubierta vegetal

bajo los cafetos. Dos aos despus---cuando se dej desarrollar esta vegetacin---las

prdidas por escorrenta se minimizaron.

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2.3 Infiltracin

La razn de infiltracin se define como la cantidad de agua que penetra en el perfil

del suelo en un intervalo dado de tiempo. Entre las propiedades del suelo que afectan la

infiltracin estn la densidad aparente, la distribucin de poros conforme a su tamao, la

textura y la estabilidad de los agregados o unidades estructurales del suelo. El tiempo de

infiltracin es sumamente importante. Al comenzar a infiltrar agua a travs de la superficie

de un suelo relativamente seco, la razn de infiltracin ser alta inicialmente y luego

tender a disminuir gradualmente a un valor constante que estar cerca de la conductividad

hidrulica del suelo. El concepto de conductividad hidrulica se desarrollar en la siguiente

seccin. Cuando se mide la razn de infiltracin de un suelo, es importante incluir medidas

a largo tiempo cuando el proceso se haya estabilizado cerca de su valor constante. De lo

contrario, se obtendrn valores demasiado altos, lo cual podra resultar en errores de diseo

de sistemas de riego o drenaje.

En Puerto Rico se realizaron estudios sistemticos entre 1945 y 1957 para obtener

informacin bsica sobre la infiltracin de los suelos [3,17]. En el cuadro 1, se resumen los

resultados. Los Oxisols, seguidos por los Mollisols y los Ultisols, tienen una infiltracin

rpida. En el otro extremo, la infiltracin de los Vertisols alcanza a tan solo 2% de la

infiltracin media de los tres grupos anteriores. Lugo-Lpez et. al. [18] analizaron los datos

de 740 pruebas de infiltracin bajo condiciones de campo que muestran una tasa

descendente de infiltracin despus de la hora inicial. Encontraron correlaciones altamente

significativas entre las tasas de infiltracin a la octava hora y las tasas anteriores a

intervalos de una hora. Debido a la correlacin linear altamente significativa entre las tasas

de la tercera hora para predecir la infiltracin bajo precipitacin o riego prolongado.

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Cuadro 1. Valores de infiltracin.

Infiltracin a la 8va. horaOrden de Suelo

(cm/h)Vertisols 0.2Entisols 2.4

Inceptisols 2.8

Alfisols 2.8

Ultisols 7.5

Mollisols 8.4

Oxisols 8.6

Cuadro 2. Valores de conductividad hidrulica.

SueloConductividad hidrulica

media (cm/h)Aguirre (Udic Pellusterts) 0.14

Gunica (Udic Pellusterts) 0.11

Santa Isabel (Udic Pellusterts) 0.13

F (Paleustolic Chromusterts) 0.26

Jcana (Vertic Ustropepts) 0.08

San Antn (Cumulic Haplusolls) 0.56

Cuadro 3. Valores de conductividad hidrulica para diferentes profundidades.

Profundidad(cm)

Conductividadhidrulica

(cm/h)Condicin del Suelo

No compacto

(Densidad = 1.14 g/cc)0-7.6 0.85

Compactado

(Densidad = 1.33 g/cc)0-7.6 0.11

No compactado 10-18 0.23

Compactado 10-18 0.06

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2.4 Conductividad Hidrulica

La conductividad hidrulica se puede definir como la velocidad de movimiento de

agua en el suelo cuando el agua es sometida a una fuerza neta igual a la gravedad [Esta

definicin requiere que el potencial hidrulico se exprese en unidades de longitud, cabecera

hidrulica]. Es una propiedad del suelo que puede medirse con relativa facilidad en el

campo o en el laboratorio. En base a esta definicin de conductividad hidrulica, podemos

decir que la velocidad de movimiento vertical de agua en un suelo, bajo condiciones donde

la fuerza principal que mueve el agua es la gravedad, ser bsicamente igual a la

conductividad hidrulica del suelo. La gravedad es la causa dominante de movimiento de

agua en dos situaciones muy importantes: 1) Infiltracin a largo tiempo cuando el perfil

ha sido humedecido a bastante profundidad; y 2) Precolacin profunda (redistribucin) de

agua desde horizontes superficiales humedecidos a horizontes inferiores luego de haber

cesado la infiltracin a travs de la superficie del suelo. La primera situacin se asume que

existe bajo emisoras de sistemas de riego al disear la distancia entre emisoras [6, 25] y la

segunda situacin determina el tiempo y tensin de humedad a los cuales se considera que

un suelo ha llegado a capacidad de campo. La conductividad hidrulica es el parmetro

bsico utilizado para predecir el comportamiento del suelo bajo estas condiciones.

La conductividad hidrulica del suelo no es un valor constante sino que depende de

la distribucin de tamao de poros del suelo y del contenido de agua del mismo. Cuando

todos los poros del suelo estn saturados de agua, hablamos de la conductividad hidrulica

saturada (Ks) o permeabilidad del suelo. Si los poros del suelo estn solos parcialmente

saturados con agua, hablamos de la conductividad hidrulica no saturada o conductividad

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capilar del suelo. De aqu en adelante usaremos el termino conductividad hidrulica para

ambos casos, y entendindose que nos referimos a conductividad saturada en el caso de

suelo saturado y a conductividad capilar en el caso de suelo parcialmente saturado.

Lugo-Lpez et. al. [21] midieron la conductividad hidrulica (saturada) en 23 tipos

de suelos del Valle de Lajas. All los suelos son generalmente muy profundos con un

contenido sumamente alto y casi uniforme de arcilla (en muchos casos mas del 50%, en

algunos mas del 80%) del tipo que se expanden y contraen, con una proporcin de

microporos, muy baja estabilidad de agregados en el subsuelo (generalmente menos del 1%

cuado se mide por el mtodo de Bryant et. al. [4]), muy baja conductividad hidrulica

saturada del subsuelo (a menudo con valores tan bajos como 0.002 cm/h), pero con un suelo

superficial de 30 a 60 cm de profundidad que permite un buen movimiento de agua [21]. El

cuadro 2 resume datos de conductividad hidrulica en el subsuelo (a veces hasta 160 cm de

profundidad). El movimiento lento de agua en todos estos subsuelos puede atribuirse a la

naturaleza y tamao de los poros.

Aunque en todos los casos la porosidad total es alta, la mayora de los poros son

muy pequeos segn se desprende de un examen de los datos sobre retencin de humedad,

que es alta an cuando la humedad se acerca al porcentaje de marchitez permanente.

Adems, las unidades estructurales del subsuelo son inestables [32] y se dispersan

rpidamente al humedecerse, obstruyendo as los poros.

En algunos suelos de la serie Gunica (Udic Pellusterts) el agua se mueve en los

primeros 60 cm del perfil a ms de 2.5 cm/h; en algunos suelos de la serie F (Paleustolic

Chromusterts) se han obtenido valores de conductividad hidrulica sumamente altos en los

15 cm superiores del perfil del suelo.

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En los suelos llanos de Coamo, Bonnet y Lugo-Lpez [2] obtuvieron valores de

0.20 a 0.48 cm/h para los suelos de Coamo (Typic Argiustolls), Jacana (Vertic Ustropets) y

Amelia (Typic Haplustalfs) que indican que la conductividad hidrulica saturada es lenta.

En los suelos Descalabrado (Lithic Vertic Ustropepts) la conductividad hidrulica fue

moderadamente lenta (0.56-1.4 cm/h).

En los suelos de la isla de Vieques la conductividad hidrulica vara marcadamente

de rpida en las capas superiores hasta muy lenta a los 60 cm de profundidad [13]. Las

reducciones son dramticas: de 124.4 a 3.5 cm/h e suelo Guayama arcilloso (Lithic

Haplustalfs) y de ms de 30 a menos de 0.5 cm/h en un suelo de la serie de Vieques (Typic

Ustropets).

El manejo del suelo puede ejercer un efecto marcado sobre la conductividad

hidrulica. Lugo-Lpez y Acevedo [12] documentaron la relacin entre la compactacin de

un suelo Vayas (Typic Fluvaquents) atribuble al trnsito de tractores y la conductividad

hidrulica saturada del suelo es dada en el cuadro 3.

En ambas profundidades se obtuvo una reduccin de 4-8 veces en la conductividad

hidrulica saturada, lo cual ilustra el peligro de restriccin de movimiento de agua como

consecuencia de la compactacin en suelos arcillosos.

Rivadeneira [28] estudi los cambios en propiedades hidrulicas de la capa arable

en un suelo Coto (Typic Eutrustox) como funcin del tiempo despus de labranza. La

conductividad hidrulica saturada vari desde 45 cm/h a las 11 semanas luego de arar, hasta

10 cm/h a las 50 semanas. El suelo sin arar mantuvo una conductividad de

aproximadamente 2 cm/h durante todo el periodo del experimento, lo cual indica un efecto

del arado an 50 semanas despus de arar.

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La conductividad hidrulica disminuye drsticamente al disminuir el contenido de

agua del suelo. Esto se debe a que, al irse vaciando los poros ms grandes del suelo, los

nicos poros capaces de transmitir agua son los poros pequeos que an contienen agua.

Para efectos prcticos, los poros grandes llenos de aire se comportan como si hubiesen sido

sellados con un material impermeable. Wolf y Drosdoff [36] determinaron la conductividad

hidrulica no-saturada en varios horizontes de los suelos Humatas (Ultisol arcilloso) y

Bayamn (Oxisol arenoso) como funcin del contenido de agua del suelo. La conductividad

hidrulica, expresada en funcin de la tensin de agua del suelo, es presentada en la figura

1. La conductividad del suelo Bayamn arenoso disminuy desde 40 cm/h cerca del punto

de saturacin del suelo (tensin de humedad = 0) hasta solamente 0.1 cm/h a una tensin de

humedad de 0.08 bares. Esto indica que la conductividad hidrulica disminuy ms de 100

veces con un cambio muy pequeo de tensin de humedad. Todos los horizontes del suelo

hasta una profundidad de 120 cm mostraron un comportamiento similar. El suelo Humatas

arcilloso mostr una mayor diferenciacin entre horizontes que el suelo Bayamn arenoso.

Se observa en la figura 1 que mientras ms cerca de la superficie, ms aguda es la

disminucin de conductividad hidrulica al aumentar la tensin de humedad. Este

fenmeno probablemente se debe a la presencia de una mayor proporcin de poros grandes

en los horizontes superficiales del suelo asociado a un mayor contenido de materia

orgnica. Estos poros grandes quedan vacos a tensiones muy cerca de cero, causando una

disminucin correspondiente en conductividad hidrulica.

La disminucin tan marcada en conductividad hidrulica a tensiones bajas en suelos

con una alta proporcin de poros grandes (suelos arenosos o muy bien estructurados)

provee la explicacin de porqu estos suelos llegan a capacidad de campo a tensiones de

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0.1 bares o menores. A tales tensiones, la conductividad hidrulica es tan baja que el

movimiento vertical de agua prcticamente cesa, correspondiendo este punto a la capacidad

de campo del suelo.

2.5 Redistribucin y precolacin profunda

Luego de haber cesado la infiltracin, empieza a ocurrir el desage de los horizontes

superiores humedecidos durante la infiltracin. El agua perdida es retenida por horizontes

inferiores ms secos (redistribucin), o pasa del prfil a formar parte de las aguas

subterrneas (precolacin profunda). La velocidad de redistribucin o precolacin es

bsicamente una funcin de la conductividad hidrulica. Al principio, cuando el suelo

contiene mucha agua, la conductividad hidrulica es alta y la velocidad de percolacin ser

alta. Al pasar el tiempo e irse desaguando el suelo, la conductividad hidrulica y

correspondiente la velocidad de percolacin irn disminuyendo. El proceso continuar hasta

que la conductividad hidrulica sea tan baja que la velocidad de desage es prcticamente

cero. Wolf y Drosdoff [36] estudiaron el desage de los suelos Humatas y Bayamn a los

cuales se alude en la figura 1. La metodologa consisti en instalar tensimetros a varias

profundidades y darle seguimiento a los cambios en la tensin del agua luego del riego. Los

resultados se representan en las figuras 2a y 2b en forma de grficas de tensin de agua

como funcin del tiempo para cada horizonte. Se observa que todos los horizontes del suelo

de Bayamn arenoso y en los horizontes de 7.5-30 y 30-60 cm del suelo Humatas arcilloso,

arcilloso, la tensin de agua aumenta rpidamente al principio y luego tiende a estabilizarse

en un valor relativamente constante antes de las 24 horas. Una comparacin con la figura 1

indica que estos horizontes son aquellos cuyas conductividades hidrulicas disminuyen

rpidamente al aumentar la tensin de humedad.

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Figura 1. Conductividad hidrulica como funcin de tensin de humedad a variasprofundidades en los suelos de Bayamn y Humatas [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].

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Los horizontes 60-90 cm y 90-120 cm del suelo Humatas, sin embargo muestran un

aumento gradual de tensin de humedad durante un mayor periodo de tiempo. Una

comparacin con la figura 1, muestra que estos horizontes son precisamente cuya

conductividad hidrulica disminuye solo gradualmente al aumentar la tensin de humedad.

Estas comparaciones indican la ntima relacin que existe entre la conductividad hidrulica

y las propiedades de desage del suelo.

An cuando la velocidad de desage de un suelo tiende a disminuir marcadamente 1

2 das luego de haber cesado la infiltracin, no debe interpretarse que el desage es

insignificante a este tiempo. Los datos de Wolf y Drosdoff [36] indicaron que an a los 6

das despus del riego en un suelo Bayamn arenoso, la precolacin estaba ocurriendo a

razn de 1 mm/da. Esto representa alrededor del 20% de la prdida diaria de agua por

evapotranspiracin. De otra parte, en un suelo Humatas arcilloso se encontr que la

precolacin ocurra a razn de aproximadamente 0.5 mm/da a los 3 das luego de

descontinuarse el riego. Obviamente el tipo de suelo desempea un rol importante en las

propiedades de desage.

Comnmente se asume que el lmite superior de retencin de agua de un suelo

(capacidad de campo) 2 3 das despus del riego corresponde el agua retenida por el

mismo a 0.33 bares de tensin de humedad. Sin embargo, Wolf y Drosdoff [36]

encontraron que a los 3 das despus del riego las tensiones en los suelos Humatas (Tepic

Tropohumults), Tropohumults), Catalina (Tropeptic Haplorthox), Torres (Plinthic

Palehumults), y Bayamn (Typic Haplorthox) slo alcanzaban niveles entre 0.02 y 0.05

bares.

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Figura 2a. Cambios en tensin de humedad a varias profundidades como funcin deltiempo despus de riego en el suelo Bayamn, [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].

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Figura 2b. Cambios en tensin de humedad a varias profundidades como funcin deltiempo despus de riego en el suelo Humatas, [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].

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Recomendaron que la capacidad de campo se estableciera a 0.07 (1/15) bares para

el suelo de Bayamn arenoso y a 0.08 (1/12) bares para los suelos arcillosos Humatas,

Catalina y Torres.

2.6 Retencin de agua disponible

El agua disponible para las plantas se considera ser la cantidad retenida entre la

capacidad de campo y el porcentaje de marchitez permanente (15 bares).

Tradicionalmente la fraccin disponible se ha determinado asumiendo que la

capacidad de campo del suelo corresponde al agua retenida a 0.33 bares de tensin de

humedad. Existe una gran cantidad de datos sobre esta fraccin en los suelos de Puerto

Rico [30], algunos de los cuales son presentados en la figura 3. Se puede observar que

existe una variedad enorme en la cantidad de agua disponible retenida por los diferentes

suelos. En general, los Vertisols aparentan retener la mayor cantidad de agua disponible,

entre 10-20% por volumen en casi todos los casos. Los Mollisols, Inceptisols, Alfisols y

Ultisols retienen entre 9-15% y los Oxisols entre 3-10%.

Segn se observa en la figura 3, la disponibilidad de agua tiende a aumentar con el

contenido de arcilla hasta aproximadamente 40-50% de arcilla y luego se reduce cuando la

arcilla sobrepasa el 40-50%. Lugo-Lpez [9] inform resultados similares. Debe tomarse en

cuenta, sin embargo, que los suelos ms arcillosos en la figura 3 son Oxisols los cuales se

caracterizan por el predominio de xidos de hierro y aluminio y minerales de tipo 1:1 en la

fraccin arcillosa. Es probable que no solo la cantidad sino tambin el tipo de arcilla

desempee un rol importante en la disponibilidad del agua.

Segn se mencion anteriormente, la capacidad de campo de suelos arenosos o muy

bien estructurados tiende a ocurrir a tensiones de humedad 1/10 bares a an a menores.

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Figura 3. Agua retenida entre 0.33 y 15 bares de tensin de humedad, expresada enfuncin de contenido de arcilla para suelos de Puerto Rico [Adaptado de Soil Survey,1967].

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Por esta razn, la capacidad de retencin de agua disponible en estos suelos es mayor

que la cantidad estimada a base de una capacidad de campo de 1/3 bares como en la

figura 3.

Datos limitados en Ultisols y Vertisols de Puerto Rico [32, 36] indican que el agua

retenidaentre 1/3- 15 bares constituya alrededor del 80-90% del agua retenida entre 1/10-

15 bares. En Oxisols y suelos muy arenosos esta fraccin puede estar entre 40-75% [28,36].

Estos resultados indican que un estimado de agua disponible usando 1/3 bares como

capacidad de campo podra errar tanto como 25-60% por debajo del valor real en Oxisols y

suelos arenosos. El error probablemente ser menor en el caso de los Ultisols, Alfisols,

Millisols, Inceptisols y Vertisols, siempre y cuando la fraccin arenosa no sea demasiado

alta.

La materia orgnica y la densidad aparente de los suelos desempean un rol muy

importante en la disponibilidad de agua en los mismos, ya que afectan la distribucin de los

tamaos de poros en el suelo. En aquellos sistemas de produccin donde se requiere

maximizar la capacidad de retencin de agua del suelo (como por ejemplo en caso de

escasez o ausencia temporera de agua de riego) es importante el manejo apropiado de la

materia orgnica del suelo y la minimizacin de la compactacin. Prez-Escolar y Lugo-

Lpez [27] encontraron que el tamao de agregados del suelo afectaba el contenido de agua

disponible. Los agregados ms gruesos retienen menor cantidad de agua disponible; los ms

finos, mayor cantidad.

2.7 EvaporacinLuego de un periodo de lluvia o riego parte del agua aplicada se pierde por

evaporacin directa a travs de la superficie del suelo. La cantidad de agua prdida, en

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trminos de porciento de la cantidad de agua aplicada, depende de la magnitud y frecuencia

de las aplicaciones de agua y la fraccin expuesta de la superficie del suelo.

Aplicaciones leves y frecuentes de agua generalmente resultan en altas prdidas de

agua por evaporacin, inclusive en el caso de riego por goteo [25]. Doorenbos y Pruitt [7]

estiman que para una suelo totalmente descubierto, riego uniforme (toda la superficie

humedecida) y una evapotranspiracin potencial de 5 mm/da, la prdida de evaporacin

por agua vara entre el 25% al 90% de la evapotranspiracin potencial para intervalos de

riego de 20 das y 2 das, respectivamente.

La cantidad y tipo de cubierta del suelo puede modificar drsticamente la

evaporacin bajo un rgimen dado de aplicacin de agua. Segn se va desarrollando el

follaje de una cosecha, la sombra resultante disminuye la prdida de agua por evaporacin,

permitiendo as que una proporcin del agua aplicada se pierda por transpiracin a travs

del sistema vascular de la planta aumentando as la eficiencia de utilizacin de agua. La

aplicacin de mullas sobre la superficie del suelo puede ser muy efectivo para controlar la

evaporacin. Vicente Chandler et. el. [33] evaluaron el efecto de mullas de hierba y pulpa

de caf sobre el suministro de agua disponible bajo una siembra de caf en un suelo Toa

(Fluventic Dystropepts). Encontraron que las mullas aumentaron la cantidad de agua

disponible entre 60 y 90% en comparacin donde no se utiliz ningn tipo de mulla. Estas

mullas probablemente redujeron las prdidas por evaporacin y propiciaron la infiltracin

de agua.

2.8 Transpiracin

La transpiracin se refiere a la evaporacin de agua del suelo a travs del sistema

vascular de la planta. El volumen de agua transpirada depender de muchos factores como

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la demanda evapotranspirativa (evapotranspiracin potencial), la etapa desarrollo del

cultivo y la cantidad de agua disponible del suelo de la zona de crecimiento de las races.

Para muchas cosechas, se ha encontrado que la transpiracin comienza a disminuir y las

plantas comienzan a sufrir por falta de agua una vez que aproximadamente la mitad del

agua disponible del suelo en la zona de races haya sido extrada por la planta [7]. La

capacidad de retencin de agua del suelo, pues, desempea un rol clave en la determinacin

de la frecuencia y cantidad de riego requerido para satisfacer las necesidades de agua de las

plantas.

3.0 RESUMENPara el diseo, implantacin y operacin de cualquier sistema de riego es esencial

familiarizarse con las condiciones del suelo y particularmente con lo que atae a la relacin

suelo-agua-planta.

Bajo las condiciones de demanda evapotranspirativa en Puerto Rico las prdidas

atribuibles a la evaporacin de la humedad del suelo pueden variar entre 25 al 90% de la

demanda evapotranspirativa dependiendo de la cubierta del suelo y la cantidad y frecuencia

de lluvia o riego. Se ha comprobado la eficacia del uso de mantillos para reducir la prdida

por evaporacin. Las prdidas inevitables por intercepcin de la vegetacin (en caso de

lluvia o riego areo) se estima que fluctan entre 5 y 20%. Esto no ocurre en el caso de

riego por goteo o riego por gravedad ya que el agua se aplica directamente al suelo.

Se ha demostrado que la escorrenta puede ser alta en terrenos sin proteccin

adecuada. Esta prdidas se reducen notablemente cuando la tierra se labra cuidadosamente,

se cubre con mantillo o se usan mullas. En muchos casos al agua se infiltra y luego fluye en

la superficie de contacto entre el suelo y subsuelo y eventualmente aflora ms abajo.

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Los Oxisols, seguidos por los Mollisols y Ultisols tienen una infiltracin rpida de

entre 7.5 y 8.6 cm/h luego de 8 horas de infiltracin. En el otro extremo, la infiltracin de

los Vertisols es de solo 0.2 cm/h. La rapidez de infiltracin se reduce con el tiempo, pero

hay una correlacin significativa entre las infiltraciones a los diferentes intervalos de

tiempo.

La conductividad capilar disminuye drsticamente al disminuir el contenido de agua

del suelo (o aumentar la tensin de humedad del suelo). Un aumento en tensin de

humedad de 0 a 1/10 bares puede resultar en una disminucin de mas de 100 veces en la

conductividad capilar. Suelos con este comportamiento llegan a capacidad de campo a

tensiones de humedad de menos de 1/10 bares.

La capacidad de retencin de agua disponible vara grandemente entre suelos,

siendo mayor en los Vertisols seguido por el grupo de los Inceptisols, Mollisols, Ultisols y

Alfisols y finalmente por los Oxisols. Los suelos arenosos tienden a tener una baja

capacidad de retencin de agua independiente del orden a que pertenecen. La capacidad del

suelo para suministrar agua a las plantas se puede modificar mediante prcticas agrcolas

adecuadas.

4.0 BIBLIOGRAFIA

1. Barnett, A. P., Carreker, J. R., Abrua, F., Jackson, W. A. ,Dooley, A. E. and

Holladay. J.H. 1972. Soil and nutrient losses in runoff with selected cropping

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2. Bonnet, J. A. and Lugo-Lpez, M. A. 1950. Soil studies in the projected Coamo

irrigation area. Univ. P.R. Agric. Exp. Sta. Bull. 88.

3. ____________ and ____________. 1952. The rate of infiltration of lateritic soils, J.

Agric. Univ. P.R. 36 (2): 161-6.

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4. Bryant, J.A., Bendixen, T. W. and Slater, C. W. 1984. Measurement of water

stability of soils, Soil Sci. 65:341-5.

5. Coln, J. A. 1977. Climatologa, En: Geovisin de Puerto Rico, (M.T.B. de

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Paper presented at the Tropical Soils Workshop, Kingston, Jamaica.

riego por goteo libro cap01suelo[1]

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