1.4: Física del Suelo

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Sandra Brown, Asim Biswas, Jean Caron, Miles Dyck y Bing Si

Objetivos de aprendizaje

Al término de este capítulo, los alumnos podrán:

Definir relaciones entre textura, densidad aparente, porosidad y compactación
Describir cómo los suelos retienen el agua y las fuerzas que impulsan el movimiento del agua
Relacionar la retención de agua con las propiedades del suelo y disponibilidad de agua para las plantas
Caracterizar cómo varía el movimiento del agua del suelo con la tensión y la distribución del tamaño
Describir el principal mecanismo de intercambio de gases en suelos
Enumerar los principales mecanismos de transporte de solutos en suelos y su relevancia para las plantas
Delinear las propiedades térmicas del suelo y los factores que influyen en la temperatura del suelo y
Explicar el efecto del agua del suelo sobre la consistencia del suelo

INTRODUCCIÓN

La física del suelo es el estudio de las fases sólida, líquida y gaseosa de los suelos, y sus interacciones. La textura, estructura y densidad aparente del suelo reflejan cómo se combinan las partículas minerales y orgánicas del suelo para formar la matriz del suelo y los espacios porosos. Los espacios porosos contienen gases y agua. Comprender la retención de agua del suelo y el movimiento del agua del suelo es crucial para determinar la disponibilidad de agua para plantas y organismos del suelo, infiltración y drenaje, escorrentía y erosión. Muchos nutrientes del suelo se transportan en el suelo como solutos en solución de suelo. La aireación del suelo y el intercambio de gases rigen las emisiones de CO ₂ del suelo y la disponibilidad de O ₂ para las plantas. Las propiedades térmicas del suelo regulan la temperatura del suelo con profundidad y determinan qué tan rápido (o lentamente) se calienta un suelo en la primavera. La resistencia del suelo está influenciada por la textura del suelo y el contenido de agua, y determina la susceptibilidad de un suelo a fallas de taludes y compactación.

Comprender los impactos del manejo de la tierra en las propiedades físicas del suelo puede ayudarnos a desarrollar prácticas alternativas para el manejo de suelos en una variedad de ecosistemas (bosque, agricultura, urbano). Por ejemplo, en las operaciones forestales, los suelos pueden compactarse en aterrizajes, donde los troncos se almacenan y cargan en camiones con maquinaria pesada. Pero no todos los suelos son igualmente susceptibles a la compactación, ni todos los tipos de suelo requerirán un aflojamiento mecánico del suelo antes de la replantación de árboles. Los practicantes forestales deben considerar las propiedades físicas del suelo, como la textura y el contenido de agua, como parte de su evaluación de la necesidad de costosas medidas de rehabilitación. La agricultura representa el 85% de las emisiones de amoníaco (NH ₃) en Canadá (Bittman et al., 2017), en gran parte asociadas con la aplicación de estiércol animal a los campos. En regiones con un gran número de granjas lecheras y avícolas, como el Valle Inferior de Fraser en Columbia Británica, los agricultores se enfrentan a cantidades excesivas de estiércol que a menudo se aplican a los campos cultivados. Al comprender el intercambio de gases en el sistema suelo-planta-atmósfera, investigadores de Agriculture and Agri-Food Canada en Agassiz pudieron desarrollar un esparcidor de estiércol que inyecta el estiércol lácteo en el suelo entre hileras de maíz. Este tipo de maquinaria redujo tanto la contaminación del aire (mediante la reducción de las emisiones de óxido nitroso N ₂ O) como la contaminación de las aguas subterráneas (mediante la reducción de las pérdidas por lixiviación de nitratos) de los campos agrícolas En entornos urbanos, la construcción de casas comúnmente implica la remoción de vegetación y capa superior del suelo del sitio, y compactar intencionalmente el suelo para reducir la sedimentación. Una vez terminada la construcción, se extiende una fina capa de capa superior del suelo y se siembra con pasto. Pero la capacidad de retención de agua de esta delgada capa de suelo es insuficiente para soportar pasto vivo en el verano. En las partes más secas de Canadá, ciudades como West Kelowna en Columbia Británica han introducido estatutos, que requieren un espesor mínimo de 30 cm de capa superficial del suelo, con el objetivo de reducir el consumo de agua al aire libre al aumentar el volumen de agua disponible de la planta contenida en el suelo. Estos son solo algunos ejemplos de cómo la física del suelo puede ayudarnos a resolver una serie de desafíos ambientales relacionados con el suelo.

SUELO ES UN SISTEMA TRIFÁSICO

El suelo es un complejo sistema trifásico, compuesto por: sólidos (partículas minerales del suelo y materia orgánica), líquidos (la solución del suelo: agua, nutrientes disueltos, químicos y gases) y gases (p. ej., N ₂, O ₂, CO ₂) (Figura 4.1). La magnitud e interacción entre las tres fases determinan el comportamiento y la funcionalidad del suelo.

Fase sólida

La fase sólida de un sistema de suelo puede estar compuesta por partículas de suelo que son minerales (es decir, rocas, piedras, adoquines, grava, arena, limo, arcilla) u orgánicas (es decir, materia orgánica del suelo) en la naturaleza. Idealmente, la fase sólida ocupa aproximadamente 50% del suelo por volumen (Figura 4.1). Sin embargo, esto puede variar entre 30 y 60% del volumen total del suelo en función de las condiciones físicas así como de los impactos de manejo. Por ejemplo, en un suelo arenoso, las partículas minerales más grandes pueden ocupar un mayor volumen de suelo. De manera similar, la compactación puede aumentar el volumen de partículas sólidas dentro de un volumen especificado. Si bien el contenido de minerales sólidos es generalmente estable a lo largo del tiempo, el contenido de materia orgánica del suelo puede cambiar relativamente rápido. El contenido mineral del suelo consiste en partículas primarias como minerales cristalinos (por ejemplo, cuarzo, aluminosilicatos) y geles amorfos (por ejemplo, óxidos, hidróxidos y óxidos hidratados de hierro, aluminio y manganeso). Estas partículas primarias del suelo interactúan entre sí. Por ejemplo, los geles amorfos pueden recubrir partículas cristalinas y formar partículas secundarias o agregados (como se describe en el Capítulo 2: Formación de la Estructura del Suelo). Así, el contenido mineral está compuesto por partículas de diferentes formas, tamaños y composición química. Los materiales orgánicos también contribuyen a la fase sólida total de un sistema de suelo, pero generalmente ocupan una proporción menor (3-5%) en suelos minerales. La materia orgánica del suelo generalmente está compuesta por organismos vivos y residuos vegetales y animales en diversas etapas de descomposición. Estos materiales orgánicos pueden unir otros materiales minerales y orgánicos, y formar unidades secundarias (llamadas agregados), que también contribuyen a la fase sólida de un sistema de suelo. La composición y las características superficiales de los sólidos dictan el comportamiento del suelo y determinan la interacción de la fase sólida con fases líquidas (por ejemplo, agua del suelo, nutrientes de plantas) y gaseosas (por ejemplo, aire del suelo).

Fase líquida

La fase líquida de un sistema de suelo consiste en agua del suelo y diversos nutrientes, químicos y gases disueltos en el agua del suelo (a veces denominados solutos del suelo), formando una solución de suelo. Tanto la cantidad de agua en el suelo (cantidad de agua) como la composición química (calidad del agua) contribuyen a la fase líquida de un sistema de suelo. Idealmente, la fase líquida consiste en 25% del volumen total del suelo. Sin embargo, es más dinámica que la fase sólida ya que puede variar entre < 1% (condiciones completamente secas) y aproximadamente 50% (todos los espacios entre las partículas sólidas están llenos de líquidos). Los espacios entre las partículas sólidas dentro de un sistema de suelo se conocen como poros del suelo, y cuando todos los poros están llenos de agua, el suelo se considera saturado. Los poros que no estén llenos de agua dentro de un sistema de suelo, serán llenados por la fase gaseosa (es decir, aire del suelo) y así las fases líquida y gaseosa comparten los espacios porosos dentro de un sistema de suelo.

Fase gaseosa

La fase gaseosa de un sistema de suelo consiste en aire del suelo, que es una mezcla de gases que comúnmente incluyen nitrógeno (N ₂), oxígeno (O ₂), vapor de agua y dióxido de carbono (CO ₂). Idealmente, los gases del suelo comprenden alrededor del 25% del volumen total del suelo, pero es de naturaleza altamente dinámica. Generalmente, los espacios porosos que no están ocupados por la fase líquida (es decir, agua del suelo), serán ocupados por la fase gaseosa (es decir, aire del suelo). La cantidad, composición y movilidad de los gases varían con el tiempo y la posición en el perfil del suelo. El aire del suelo también varía en composición del aire atmosférico. Por ejemplo, el aire del suelo contiene mayor cantidad de dióxido de carbono y menor cantidad de oxígeno que el aire atmosférico.

Separa el suelo y textura del suelo

El suelo se separa

La fase sólida de un sistema de suelo está compuesta por diversas partículas primarias y secundarias que son de naturaleza mineral u orgánica, y se presentan en diversas cantidades, formas, tamaños y composiciones químicas y mineralógicas. Por ejemplo, algunas de las partículas son lo suficientemente gruesas para ser vistas a simple vista, mientras que otras son lo suficientemente pequeñas como para que solo se puedan ver con un microscopio y exhiban propiedades coloidales.

Las partículas minerales en los suelos se dividen en clases de tamaño. Los fragmentos gruesos de >2 mm de tamaño se separan de la fracción de tierra fina (<2 mm). Dentro de los fragmentos gruesos, las partículas de suelo de entre 2 mm a 8 cm de diámetro se denominan grava, de 8 a 25 cm de diámetro se denominan adoquines y >25 cm de diámetro se denominan como piedras o cantos rodados. Estos fragmentos gruesos pueden afectar la selección de prácticas de manejo de la tierra (por ejemplo, la selección de implementos de labranza), pero aportan poco a las funciones básicas del suelo como la retención de agua y la capacidad de almacenar y liberar nutrientes de las plantas.

La fracción de tierra fina (<2 mm) se agrupa en tres categorías principales: arena, limo y arcilla. El esquema para separar los tamaños de partícula del suelo siguiendo el sistema canadiense de clasificación de suelos se muestra en la Tabla 4.1.

Cuadro 4.1. El esquema de clasificación separada del suelo del sistema canadiense de clasificación de suelos (CSSC) y los rangos de diámetro para cada fracción de tamaño

Suelo separado	Diámetro de partícula
	mm	μm
Arena muy gruesa	2.0-1.0	2000-1000
Arena gruesa	1.0-0.5	1000-500
Arena mediana	0.5-0.25	500-250
Arena fina	0.25-0.10	250-100
Arena muy fina	0.10-0.05	100-50
Limo	0.05-0.002	50-2
Arcilla	≤0.002	≤2
Arcilla Fina	≤0.0002	≤0.2

El término suelo separa se utiliza para describir las partículas minerales (arena, limo, arcilla) que conforman la fracción de tierra fina.

Arena — el grupo más grande de suelos se separa, definido por el diámetro de 2 mm a 0.05 mm según CSSC. La fracción de arena se subdivide en cinco subfracciones (muy gruesa, gruesa, media, fina y muy fina). Las partículas de arena están compuestas predominantemente por el cuarzo mineral pero también pueden tener fragmentos de otros minerales primarios como feldespato, mica y otros. Las partículas de arena son generalmente de naturaleza esférica, con bordes dentados, duras y abrasivas, y se sienten arenosas y sueltas. La arena contribuye al drenaje excesivo y al bajo nivel de agua disponible en la planta.

Limo — consiste en partículas con tamaño intermedio entre arena y arcilla. El rango de tamaño para limo es de 0.05 mm a 0.002 mm (CSSC). Las partículas de limo están compuestas por los mismos minerales que la arena. Cuando se frota entre los dedos, las partículas de limo exhiben una sensación suave. Debido a su menor tamaño en relación con la arena, el limo tiene mayor área de superficie específica por unidad de masa (descrita más adelante).

Arcilla — la fracción de menor tamaño de partículas minerales del suelo, y es la fracción coloidal. El diámetro de las partículas de arcilla es menor de 0.002 mm y el diámetro de las partículas finas de arcilla es menor de 0.0002 mm (CSSC). Las partículas de arcilla son típicamente de forma de placa o de aguja y generalmente están compuestas de minerales secundarios (por ejemplo, aluminosilicatos). Entre las partículas finas de tierra, las partículas de tamaño de arcilla tienen la mayor superficie específica por unidad de masa y exhiben una actividad fisicoquímica única. Las partículas de arcilla típicamente llevan una carga negativa y a menudo son altamente reactivas. Las arcillas son generalmente pegajosas y presentan típicamente un comportamiento plástico. Las partículas de arcilla pueden absorber agua, lo que hace que el suelo se hinche y se encoja o agriete Si bien las fracciones relativamente inertes de arena y limo pueden constituir el esqueleto del suelo, las arcillas se consideran la carne de ese esqueleto. En conjunto, las tres fracciones de tamaño, en diversas configuraciones, constituyen la matriz del suelo.

Textura del suelo

El término textura del suelo se utiliza para expresar las proporciones relativas de las distintas separaciones de suelo en un suelo. La textura cualitativa del suelo representa la sensación de los materiales del suelo, mientras que cuantitativamente la textura del suelo es las proporciones relativas de los diversos tamaños de partículas (es decir, arena, limo, arcilla) en cualquier suelo. Los suelos se agrupan en clases de textura con base en las proporciones relativas de arena, limo y arcilla, y hay 13 clases de este tipo en el CSSC (Figura 4.2). La clase textural — marga se utiliza para representar suelos con proporciones aproximadamente iguales de arena, limo y arcilla. Generalmente, una clase textural dominada por un solo tamaño de partícula es menos adecuada para el crecimiento de las plantas que una marga. La información sobre la clase textural del suelo es muy importante ya que puede guiar la idoneidad del suelo para el crecimiento de las plantas y dictar la capacidad de uso del suelo, así como el manejo del suelo. El movimiento y retención de agua y solutos (por ejemplo, nutrientes), así como la transferencia de calor y aireación, se ven afectados por la textura del suelo.

Al determinar la clase textural del suelo usando el triángulo textural canadiense del suelo (Figura 4.2), marcar el valor del contenido de arena en el eje inferior leyendo de izquierda a derecha y luego tomar el contenido de arcilla y marcar el valor en el eje vertical leyendo de abajo hacia arriba. Dibuje una línea desde el punto identificado del eje inferior paralelo al eje vertical y dibuje otra línea desde el punto identificado del eje vertical en paralelo al eje inferior. Marque el punto donde se cruzan dos líneas e identifique la clase textural del suelo. Si el punto cae en la línea de dos clases texturales del suelo, la clase con partículas más finas o alto contenido de arcilla obtendrá la designación (habitual). Aunque el tercer eje presenta el contenido de limo, muchas veces es suficiente para identificar la clase textural con datos de arena y arcilla.

Figura 4.2. Triángulo textural del suelo siguiendo el sistema canadiense de clasificación de suelos. La figura se crea en R usando el paquete 'soiltexture'. © Asim Biswas está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución)

La superficie específica de un suelo es la superficie total de partículas de suelo por unidad de masa de suelo o por unidad de volumen de partículas de suelo. Se expresa comúnmente como metros cuadrados por gramo de suelo (masa) o por centímetro cúbico (volumen) de partículas de suelo. La superficie específica depende tanto del tamaño como de la forma de las partículas. Las partículas de menor tamaño contribuyen a una gran superficie por unidad de masa o volumen. Del mismo modo, las partículas de suelo con formas aplanadas o alargadas pueden exponer mayor área superficial por masa o volumen que las partículas de suelo de forma cúbica o esférica. Las partículas de arcilla, además de su pequeño tamaño, son generalmente de forma de placa, y aportan una gran superficie por unidad de masa o volumen de suelo. Si bien las partículas de arena pueden tener una superficie específica de aproximadamente 1 m ² g ^-1, las partículas de arcilla pueden tener una superficie específica de hasta varios cientos de metros cuadrados por gramo de suelo. La superficie específica de cualquier material del suelo es una propiedad fundamental y se correlaciona con otras propiedades importantes como la capacidad de intercambio catiónico, retención de agua, disponibilidad de nutrientes y propiedades mecánicas, incluyendo plasticidad, cohesión y resistencia.

Estructura del Suelo

Las partículas minerales y orgánicas en los suelos están dispuestas por diversas fuerzas y a diferentes escalas para formar distintas unidades estructurales llamadas peds o agregados. La estructura del suelo se refiere a la disposición de arena, limo, arcilla y partículas orgánicas en agregados o piedales. Estos agregados afectan la naturaleza del sistema de poros en un suelo. En consecuencia, la estructura del suelo tiene una gran influencia en el movimiento del agua y el aire, así como en el crecimiento de las raíces y el movimiento de la macro y mesofauna.

¿Cómo se forman los agregados?

La agregación es el resultado de varios procesos biológicos, físicos y químicos a través de diferentes escalas: el nivel atómico o molecular, el nivel microscópico y el nivel macroscópico o escala visible. La Figura 4.3 ilustra la formación de agregados a través de diferentes escalas.

Figura 4.3. Formación de agregados a través de diferentes escalas. Modificado de Tisdale y Oades (1982) y adaptado de Krzic et al., SoilWeb200 CC-BY. Adaptado y modificado por Lewis Fausak y licenciado bajo licencia CC BY (Atribución).

A nivel molecular, las partículas de arcilla (con cargas negativas en sus superficies) atraen cationes y moléculas polares de agua. Los cationes polivalentes y las moléculas de agua son capaces de unir partículas de arcilla actuando como puentes entre ellas. Cuando el suelo se seca, disminuye el número de moléculas de agua que componen estos puentes y las partículas de arcilla se acercan. Esto permite la floculación, que es el primer paso en la formación de agregados.

Los compuestos orgánicos también son importantes en la formación de puentes entre las partículas de arcilla. Las moléculas de cadena larga (por ejemplo, polisacáridos) son capaces de entrar en contacto cercano con la arcilla, uniéndolas entre sí. Los óxidos e hidróxidos de aluminio y hierro pueden desempeñar un papel similar, creando enlaces complejos entre las partículas de arcilla, contribuyendo así a la formación de agregados.

Las partículas de arena y limo casi no llevan carga en su superficie, pero pueden vincularse en microagregados a nivel microscópico (≤250 micrones) si tienen una capa de arcilla o compuestos orgánicos en sus superficies.

A nivel macroscópico (≥250 micrones), los microagregados del suelo se unen en macroagregados por hifas fúngicas, raíces finas de plantas y otros agentes estabilizantes. Generalmente es la forma de estos macroagregados la que describen los científicos del suelo, ya que son importantes para dotar al suelo de un sistema de poros grandes.

Se reconoce una serie de factores como importantes para la formación de agregados, que todos juegan un papel en acercar las partículas de arcilla cargadas individuales entre sí para que pueda ocurrir la floculación. Estos procesos incluyen:

ciclos de humectación y secado
hinchazón y contracción de las partículas de arcilla
congelación y descongelación

Todos estos procesos físicos y químicos están asociados en gran medida con suelos que tienen un alto contenido de arcilla (es decir, en suelos de textura más fina). En suelos arenosos, la formación de agregados depende completamente de procesos biológicos, que incluyen:

actividades de enterramiento de lombrices de tierra,
producción de geles orgánicos por bacterias y hongos que sirven como agentes cementantes y estabilizan los flóculos; por ejemplo, hifas de hongos del suelo que producen una sustancia pegajosa llamada glomalina que actúa como agente cementante, y
enmallado de partículas minerales por una red de raíces finas e hifas fúngicas.

La actividad de microbios y raíces, y la presencia de materia orgánica produce agregados más grandes (es decir, macroagregados).

Los tipos comunes de agentes cementantes en suelos son:

compuestos orgánicos
recubrimientos arcillosos
Óxidos de Fe/Al
carbonatos

Recuerde que Agregación = Floculación + Cementación, donde:

Floculación: es la interacción entre las partículas del suelo (arcilla), cuando se acercan. Estas interacciones incluyen fuerzas electrostáticas y de van der Waals, y/o enlaces de hidrógeno; y conducen a la formación de flóculos microscópicos (o grumos); y

Cementación: es la estabilización de los flóculos mediante un agente cementante, como compuestos orgánicos, carbonatos, óxidos de Fe y Al, o arcillas.

Dispersión de arcillas

La carga neta negativa de las partículas de filosilicato tiende a hacer que se repelan entre sí. Cuando estas fuerzas repulsivas son fuertes, las partículas no pueden acercarse entre sí y se dice que están dispersas. La repulsión mutua se ve reforzada por cationes monovalentes a bajas concentraciones, ya que bajo esas condiciones hay poca neutralización de repeler las cargas negativas. En consecuencia, el suelo dominado por iones Na ⁺ tendrá partículas de arcilla en estado disperso, más que un suelo donde el Ca ²⁺ u otros cationes polivalentes son dominantes. La dispersión de partículas de suelo es indeseable, ya que las partículas dispersas conducen a poros pequeños. La infiltración de agua se reduce en gran medida, lo que lleva a agua estancada en la superficie del suelo.

Tipos de Agregados

Los suelos pueden ser sin estructura o agregados. Los suelos de grano único son un ejemplo de suelo sin estructura. Estos suelos están dominados por partículas de arena y no hay formación de agregados. La falta de estructura en un suelo arenoso se debe a que las partículas de arena, compuestas por minerales primarios como el cuarzo, llevan una carga limitada. Esto da como resultado una unión muy limitada y, en consecuencia, una floculación muy limitada en suelos de textura gruesa.

Los suelos masivos son otro ejemplo de suelo sin estructura. Estos suelos no tienen agregados visibles y son típicos de arcillas masivas. Cuando están secos, estos suelos son difíciles de romper. La falta de estructura en un suelo arcilloso puede impedir el crecimiento de las plantas, ya que una arcilla masiva carece de poros medios y grandes suficientes para el desarrollo de las raíces. Este tipo de suelo tiene una tasa muy lenta de infiltración de agua.

En suelos agregados, las partículas de suelo están asociadas en agregados distintos o peds. Los agregados de suelo se pueden caracterizar en términos de su: forma (o tipo), tamaño (fino, medio o grueso) y distinción (o fuerza, como fuerte, moderada o débil). Muchos tipos de agregados de suelo ocurren en suelos con cuatro formas principales, siendo esferoidal, laminar, en forma de bloque (bloque angular con bordes afilados y bloque sub-angular con bordes redondeados) y prisma (agregados columnares orientados verticalmente con cimas redondeadas y agregados prismáticos con cimas planas). Estos tipos estructurales (y algunos subtipos) se ilustran a continuación (Figura 4.4).

Figura 4.4. Tipos o formas de agregados de suelo que se encuentran en suelos minerales. Fuente: © Krzic et al. 2013. SoilWeb200 está bajo una licencia CC BY-NC-SA (Atribución NoComercial CompartirIgual).

La forma del agregado se ve afectada en parte por la composición y en parte por las diferencias en los procesos de desarrollo Por ejemplo, los suelos arcillosos a menudo tienen estructura en bloques; la estructura columnar se asocia frecuentemente con arcillas sódicas en climas semiáridos; la estructura laminar a menudo ocurre cerca de la superficie del suelo como resultado de la actividad de congelación-descongelación.

Estructura del Suelo y Espacio Poro

La estructura del suelo influye directamente en el tipo de espacios porosos que existen en un suelo. Los poros se pueden clasificar como: macroporos (diámetro > 0.08 mm) que ocurren entre agregados o granos individuales en suelos de textura gruesa. Los macroporos permiten fácilmente el movimiento del aire, el drenaje del agua y proporcionan espacio para las raíces y los organismos en el suelo. Los microporos (diámetro < 0.08 mm) ocurren dentro de agregados o entre partículas individuales del tamaño de arcilla. Los microporos suelen estar llenos de agua y son demasiado pequeños para permitir mucho movimiento de aire. El movimiento del agua en los microporos es lento y parte del agua firmemente retenida por los coloides del suelo no está disponible para las plantas.

Un suelo arcilloso bien agregado tiende a tener un equilibrio de grandes poros de “aireación y drenaje” y pequeños poros de “retención de agua” (Figura 4.5). La buena estructura del suelo se asocia con agregados de tamaño pequeño o mediano con poros abundantes tanto dentro como entre los agregados.

Figura 4.5. Esquema de un horizonte A con una estructura granular porosa, poros entre peds o poros interagregados (mostrados como espacios triangulares en la lupa) y dentro de peds o poros intraagregados (mostrados como puntos redondeados azules). Fuente: © Krzic et al. 2013. SoilWeb200 está bajo una licencia CC BY-NC-SA (Atribución NoComercial CompartirIgual).

Estructura del Suelo y Flujo de Agua

La estructura del suelo influye directamente en el tamaño de los poros, y a través de eso impacta otras propiedades importantes del suelo como la tasa de infiltración de agua, retención de agua, aireación y drenaje (Figura 4.6). Los suelos con estructura masiva o agregados platosos pueden inhibir el flujo de agua, mientras que el agua se mueve rápidamente a través de los poros en suelos con agregados granulares y en suelos de grano único.

Figura 4.6 El movimiento del agua afectado por el tipo (forma) de los agregados. Fuente: USDA 1991. Modificado por Lewis Fausak y licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

Impacto del manejo del suelo en la estructura del suelo

La estructura del suelo es una propiedad muy importante para el flujo de agua y la aireación adecuada en los suelos. Sin embargo, es fácilmente sujeto a deterioro cuando se aplican tensiones sobre el suelo. El estrés puede ser impuesto por el cultivo, el pisoteo de animales, el tráfico pesado de la tala, motos de tierra y cuatriciclos, etc. Una buena estructura (es decir, macro y microporos equilibrados) es importante para el crecimiento de las plantas porque mejora el drenaje y la aireación, al tiempo que mantiene el agua disponible de las plantas dentro de los agregados. Si el suelo está sujeto a prácticas de manejo que involucran el uso de maquinaria, puede ser vulnerable a la compactación (reducción del espacio total de poros por trituración de agregados e relleno del espacio de poro). La estructura puede deteriorarse fácilmente bajo las tensiones impuestas por los tractores e implementos agrícolas, e incluso por el impacto de las gotas de lluvia o el tránsito peatonal. La compactación es especialmente grave cuando los suelos son sometidos repetidamente a maquinaria pesada. Por esta razón, las personas que manejan los suelos para el crecimiento vegetal respetan varios principios de manejo del suelo para mantener una buena estructura del suelo:

No correr maquinaria en tierra cuando está muy húmeda. Cuando el contenido de agua es muy alto, el suelo no puede ofrecer mucha resistencia a un estrés aplicado. El equipo pesado puede atascarse fácilmente en suelos húmedos.
Mantener un nivel adecuado de calcio o contenido de Ca ²⁺ aplicando alguna piedra caliza molida, CaCo ₃ para mantener floculadas las arcillas. El calcio es un catión divalente que crea puentes entre las partículas del suelo, apoyando la formación de micro y macroagregados.
Mantener o agregar materia orgánica del suelo que puede contribuir a la fuerza de los agregados uniendo las partículas del suelo y alentando los microbios del suelo que secretan sustancias que ayudan a unir las partículas del suelo.

La labranza repetida, especialmente en condiciones húmedas, provoca la reorientación de las partículas y la compactación del suelo justo por debajo de la profundidad del arado. La densa capa de suelo resultante, llamada “sartén de arado”, puede impedir el drenaje y el enraizamiento. El cultivo ocasional profundo con un implemento “subsolador”, cuando el suelo está seco, puede ser apropiado para romper dicha sartén.

Relaciones Masia-Volumen

Las relaciones masa-volumen se pueden usar para definir muchas propiedades físicas del suelo, incluyendo la porosidad, la densidad aparente del suelo y las proporciones relativas de agua y aire que ocupan el espacio de poro en un suelo.

Figura 4.7. Relaciones masa-volumen entre tres fases de un sistema de suelo. © Asim Biswas, Univ. de Guelph está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

La masa total del suelo (Figura 4.7) está compuesta por la masa de sólido (M _s), la masa de líquido (M _l) y la masa de gas (M _g). Obsérvese sin embargo, que la masa del gas es despreciable, y se puede suponer igual a cero.

(1) $\ comenzar {ecuación*} M_ {t} = M_ {s} + M_ {l} + M_ {g}\ final {ecuación*}$

De igual manera, el volumen total de suelo $V_ {t}$ está compuesto por el volumen de sólido ( $V_ {s}$ ), el volumen de líquido ( $V_ {l}$ ) y el volumen de gas ( $V_ {g}$ ). Como los volúmenes de líquido y gas constituyen el volumen de huecos o poros,

(2) $\ comenzar {ecuación*} V_ {f} = V_ {l} + V_ {g}\ final {ecuación*}$

y el volumen total de suelo,

(3) $\ comenzar {ecuación*} V_ {t} = V_ {s} + V_ {l} + V_ {g}\ final {ecuación*}$

En el sistema SI, la unidad de masa es kilogramo (kg) y la unidad de volumen es metros cúbicos (m ³). De igual manera, en el sistema centímetro-gramo-segundo (CGS) la unidad de masa es gramo (g) y la unidad de volumen es centímetro cúbico (cm ³).

Densidades ( $\ rho$ ):

La relación entre masa y volumen para cualquier material en una fase está relacionada con su densidad. La relación se puede escribir como

(4) $\ begin {ecuación*} Masa = {Volumen}\ veces {Densidad}\ final {ecuación*}$

(5) $\ begin {ecuación*} Densidad =\ frac {Masa} {Volumen}\ end {ecuación*}$

La unidad de densidad es unidad de masa sobre unidad de volumen o kg m ^-3 (unidad SI) o g cm ^-3 (unidad CGS).

Densidad de partículas ( $\ rho_ {p}$ ): La densidad de partículas sólidas (o del suelo) se puede calcular como

(6) $\ begin {ecuación*}\ rho_ {p} =\ frac {M_ {s}} {V_ {s}} =\ frac {\ text {Masa de sólido}} {\ text {Volumen de sólido}}\ end {ecuación*}$

La unidad de $\ rho_ {p}$ es kg m ^-3 (unidad SI) o g cm ^-3 (unidad CGS). Al calcular $\ rho_ {p}$ , es difícil medir el volumen de sólidos en un sistema de suelo; a diferencia del volumen total de suelo que incluye el volumen de aire y agua. Con base en los minerales más comunes encontrados en el suelo (es decir, cuarzo y feldespato), el $\ rho_ {p}$ de un suelo mineral oscila entre 2,600 kg m ^-3 y 2,700 kg m ^-3 (o entre 2.6 g cm ^-3 y 2.7 g cm ^-3). Por lo general, el valor promedio, 2,650 kg m ^-3 (o 2.65 g cm ^-3) se utiliza para calcular otras propiedades físicas del suelo. De igual manera, $\ rho_ {p}$ de los materiales orgánicos es de aproximadamente 1,300 kg m ^-3 (o 1.30 g cm ^-3).

Densidad de líquido o agua ( $\ rho_ {l}$ ): La densidad del líquido (o agua) se puede calcular como

(7) $\ begin {ecuación*}\ rho_ {l} =\ frac {M_ {s}} {V_ {l}} =\ frac {\ text {Masa de líquido}} {\ text {Volumen de líquido}}\ final {ecuación*}$

La unidad de $\ rho_ {l}$ es kg m ^-3 (unidad SI) o g cm ^-3 (unidad CGS). Para la mayoría de los cálculos, la densidad del agua se supone 1,000 kg m ^-3 (o 1.0 g cm ^-3).

Densidad aparente seca ( $\ rho_ {b}$ ): La densidad aparente seca se puede calcular como

(8) $\ begin {ecuación*}\ rho_ {b} =\ frac {M_ {s}} {V_ {t}} =\ frac {\ text {Masa de sólido}} {\ text {Volumen de suelo total}}\ final {ecuación*}$

La unidad de $\ rho_ {b}$ es kg m ^-3 (unidad SI) o g cm ^-3 (unidad CGS). Tenga en cuenta que ρb representa solo la masa de sólidos. Como su nombre lo indica, $\ rho_ {b}$ incluye la masa de suelo seco. La mayoría $\ rho_ {b}$ de los suelos minerales varía entre 1,000 a 1,800 kg m ^-3. Sin embargo, esto puede verse afectado por procesos naturales (por ejemplo, encogimiento/oleaje, agregación, congelación/descongelación) y prácticas de manejo como labranza, tala o pastoreo. Por lo tanto, la densidad aparente a menudo se considera una propiedad dinámica en o cerca de la superficie del suelo, aunque es razonablemente constante más baja en el perfil del suelo. A diferencia de los suelos minerales, los suelos orgánicos (suelos con materia orgánica > 30% en peso) generalmente tienen ρb que oscilan entre 800 y 1,000 kg m ^-3 con valores tan bajos como 500 kg m ^-3 en suelos con niveles muy altos de materia orgánica no descompuesta (e.g., suelos de turba).

Contenido de agua ( $\ theta$ )

El contenido de agua ( $\ theta_ {w}$ ) es la cantidad de agua (o líquido) presente en un sistema de suelo. Se puede calcular sobre una base de masa (conocido como contenido gravimétrico de agua, $\ theta_ {w}$ ) o base de volumen (conocido como contenido volumétrico de agua, $\ theta_ {v}$ ), como la relación de $M_ {w}/{M_ {t}$ o $V_ {w}/{V_ {t}$ , respectivamente. Al ser una relación, es adimensional. Sin embargo, la unidad de numerador y denominador a menudo se mantienen para indicar el tipo de contenido de agua o el procedimiento de cálculo. Por ejemplo, la unidad de $\ theta_ {w}$ es kg kg ^-1 o g g ^-1 y la unidad de $\ theta_ {v}$ m ³ m ^-3 o cm ³ cm ^-3; así, la unidad indica el tipo de contenido de agua y el procedimiento de cálculo. Por ejemplo, un valor de 0.22 kg kg ^-1 de suelo indica la cantidad de contenido gravimétrico de agua o $\ theta_ {w}$ de 0.22. Sin una indicación de unidades o especificación sobre el tipo de contenido de agua (gravimétrico o volumétrico), el valor de 0.22 por sí solo puede ser confuso y engañoso. Esta relación se puede multiplicar adicionalmente por 100 para expresar el contenido de agua en porcentaje, es decir, 22% de contenido de agua sobre una base de masa o gravimétrica en este ejemplo.

Contenido de agua gravimétrico o en masa ( $\ theta_ {w}$ ): El contenido de agua basado en masa, también conocido como contenido gravimétrico de agua, puede calcularse como,

(9) $\ begin {ecuación*}\ theta_ {w} =\ frac {M_ {l}} {M_ {s}} =\ frac {M_ {t} - M_ {s}} {M_ {s}} =\ frac {\ text {Masa de líquido (agua)}} {\ text {Masa de sólido}}\ final {ecuación*}$

Esto se expresa como adimensional con especificación de contenido gravimétrico de agua o kg kg ^-1 o g g ^-1.

Contenido de agua volumétrico o volumétrico ( $\ theta_ {v}$ ): El contenido de agua basado en volumen, también conocido como contenido volumétrico de agua, puede calcularse como,

(10) $\ begin {ecuación*}\ theta_ {v} =\ frac {V_ {l}} {V_ {t}} =\ frac {\ text {Volumen de líquido (agua)}} {\ text {Volumen de suelo}}\ end {ecuación*}$

Esto se expresa como adimensional con especificación de contenido volumétrico de agua o m ³ m ^-3 o cm ³ cm ^-3. Sin embargo, la medición del volumen de líquido en un sistema de suelo es muy difícil. Así, a menudo el contenido volumétrico de agua se estima a partir de una simple relación entre el contenido gravimétrico de agua y la densidad aparente (ver Ec. 14).

Porosidad

La porosidad es la cantidad de espacio de poro (o el espacio ocupado por las fases líquida y gaseosa) en un sistema de suelo. Es un índice para el volumen relativo de poros en el suelo. El volumen total de poros incluyendo el ocupado por las fases líquida y gaseosa se conoce como porosidad total ( $f$ ). Los poros ocupados por gas (o aire) se conocen como porosidad llena de aire (o aireación) y los poros ocupados por líquido (o agua) se conocen como porosidad llena de agua. Es la relación de dos volúmenes (volumen de poros a volumen de suelos) y las unidades son m ³ m ^-3 (Unidad SI) o cm ³ cm ^-3 (unidad CGS). Esta relación se puede convertir en porcentaje multiplicando por 100.

Porosidad total ( $f$ ): indica los poros o huecos totales en un sistema de suelo y se calcula como

(11) $\ begin {ecuación*} f =\ frac {V_ {f}} {V_ {t}} =\ frac {V_ {l} + V_ {g}} {V_ {t}} =\ frac {\ text {Volumen de huecos (líquido + gas)}} {\ text {Volumen de suelo}} =\ frac {V_ {t} - V_ {s}} {V_ {t}}\ final {ecuación*}$

La unidad de $f$ es m ³ m ^-3 (unidad SI) o cm ³ cm ^-3 (unidad CGS). La relación también se puede convertir en porcentaje multiplicando por 100. En general, para un suelo mineral, $f$ varía entre 0.3 y 0.6 m ³ m ^-3. Para suelos arenosos o suelos con abundancia de partículas grandes, $f$ tiende a ser más pequeños, mientras que para suelos dominados por arcilla o suelos con partículas más finas, $f$ tiende a ser más grandes. Recuerde, las partículas de gran tamaño pueden crear poros más grandes que las partículas de menor tamaño. Sin embargo, el número total de poros y el volumen de poros son mayores en suelos con partículas más finas. Tenga en cuenta que la porosidad total no proporciona ninguna información sobre la distribución del tamaño de poro. Los suelos superficiales tienden a tener alta porosidad y el volumen de poros generalmente disminuye con la profundidad en el perfil del suelo ya que la densidad aparente del suelo tiende a aumentar.

Porosidad llena de agua ( $f_ {w}$ ): los poros se llenan de agua en un sistema de suelo y se calcula como,

(12) $\ begin {ecuación*} f_ {w} =\ frac {V_ {l}} {V_ {t}} =\ frac {\ text {Volumen de líquido (agua)}} {\ text {Volumen de suelo}} =\ theta_ {v}\ end {ecuación*}$

La unidad de $f_ {w}$ es m ³ m ^-3 (unidad SI) o cm ³ cm ^-3 (unidad CGS).

Porosidad llena de aire o porosidad de aireación ( $f_ {a}$ ): los poros llenos de gas (aire) en un sistema de suelo y se calcula como,

(13) $\ begin {ecuación*} f_ {a} =\ frac {V_ {g}} {V_ {t}} =\ frac {\ text {Volumen de gas (aire)}} {\ text {Volumen de suelo}}\ final {ecuación*}$

La unidad de $f_ {a}$ es m ³ m ^-3 (unidad SI) o cm ³ cm ^-3 (unidad CGS). La porosidad llena de aire es la proporción del suelo a granel ocupado por el aire en cualquier momento. Se relaciona con la porosidad total y el contenido volumétrico de agua, ya que tanto el aire como el agua comparten el mismo volumen de poro. La porosidad llena de aire se puede determinar restando el contenido volumétrico de agua (cm ³ de agua por cm ³ de suelo) de la porosidad total del suelo. Como el contenido de agua varía en el tiempo y con la profundidad del suelo, también lo hace la porosidad llena de aire. Su valor será mínimo después de eventos significativos de lluvia o riego. Por lo general, los valores deben ser superiores a 0.10 a 0.15 cm ³ cm ^-3 a la capacidad de campo, después del drenaje.

Relaciones entre los parámetros físicos del suelo

Si bien muchas cantidades físicas se pueden calcular a partir de las relaciones masa-volumen de las tres fases, la medición de masa y volúmenes de diferentes fases a veces es difícil. Alternativamente, se pueden usar parámetros fáciles de medir para estimar parámetros que son más difíciles de medir. A continuación se proporcionan algunas fórmulas útiles.

La relación entre el contenido volumétrico de agua ( $\ theta_ {v}$ ), el contenido gravimétrico de agua ( $\ theta_ {w}$ ) y la densidad aparente ( $\ rho {b}$ ) se puede escribir como,

(14) $\ comenzar {ecuación*}\ theta_ {v} =\ theta_ {w}\ rho_ {b}\ fin {ecuación*}$

La relación entre la porosidad total ( $f$ ), la densidad aparente ( $\ rho_ {b}$ ) y la densidad de partículas ( $\ rho_ {p}$ ) se puede escribir como,

(15) $\ comenzar {ecuación*} f = 1 -\ frac {\ rho_ {b}} {\ rho_ {p}}\ fin {ecuación*}$

La relación entre la porosidad total ( $f$ ), la porosidad llena de aire ( $f_ {a}$ ) y el contenido volumétrico de agua ( $\ theta_ {v}$ ) se puede escribir como,

(16) $\ comenzar {ecuación*} f_ {a} = f - {\ theta_ {v}\ final {ecuación*}$

Compactación

Cuando el suelo es sometido a presión, tiende a comprimirse y aumentar de densidad. El principal mecanismo de compresión del suelo es la reducción de la porosidad a través de la expulsión parcial de aire y/o agua del cuerpo del suelo que se comprime. Por ejemplo, la presión estática o la vibración pueden hacer que las partículas se reorienten dentro del mismo volumen y creen una disposición de empaque más cercana. Durante esta reorientación, la porosidad total, en particular la macroporosidad, disminuye. En el caso de suelos saturados, la disminución de la porosidad se produce a medida que el agua es expulsada de los macroporos, a diferencia de un suelo seco donde se expulsa el aire. La expulsión del aire es más rápida que la expulsión del agua, que es un proceso lento ya que los poros de mayor tamaño se vacían primero y luego los poros cada vez más pequeños. En suelos con contenido intermedio de agua del suelo, primero se expulsará el aire y luego el agua. El término compactación se aplica generalmente a la compresión de un cuerpo de suelo insaturado, resultando en una reducción en el volumen de aire. Si bien el término consolidación, generalmente se usa para la compresión de suelos saturados al exprimir el agua.

En un contexto agrícola, se considera que un suelo está compactado cuando la porosidad total, en particular la porosidad llena de aire, es baja y restringe la aireación, así como cuando el suelo es tan denso y sus poros son tan pequeños que se impide la penetración de la raíz y el drenaje. La compactación también crea un problema importante en la gestión de campo, particularmente la labranza. La compactación puede ocurrir en la superficie (por ejemplo, corteza superficial) o en el subsuelo (por ejemplo, superficie dura). Una de las principales causas de compactación artificial está relacionada con el uso de maquinaria pesada para operaciones agrícolas. Por ejemplo, hasta el 90% de la superficie del campo puede ser atravesada por ruedas del tractor durante las operaciones agrícolas tradicionales. La compactación de suelos forestales también se asocia con el uso de maquinaria pesada, particularmente en aterrizajes (áreas donde se almacenan árboles cosechados, procesados y cargados en camiones); donde puede restringir o impedir el crecimiento de plántulas de árboles plantados o regeneración natural, y donde alguna rehabilitación de compactados áreas pueden ser requeridas. Ejemplos de compactación en entornos urbanos incluyen el uso de maquinaria pesada durante la construcción y el pisoteo excesivo por personas o bicicletas.

¡Puedes Cavar!

¿Qué tiene que ver el camping con los suelos?

Camping. © Benjamin Hollis está bajo una licencia CC BY (Atribución).

El senderismo, el ciclismo de montaña y las tiendas de campaña pueden tener impactos significativos en el suelo. Incluso caminando, nuestro peso corporal comprime el suelo. La compactación del suelo reduce la porosidad del suelo y aumenta la densidad aparente del suelo. En particular, los macroporos están colapsados, lo que reduce la infiltración y el movimiento del agua a través del suelo, y puede resultar en flujo terrestre y erosión durante eventos de lluvia. La reducción en el espacio de poro también reduce la aireación, lo que puede afectar negativamente a los organismos del suelo y al crecimiento vegetativo. El pisoteo extenso puede resultar en una pérdida de vegetación, que se ve comúnmente a lo largo de las rutas de senderismo y en los campamentos. Los campings suelen tener un área de alto impacto de aproximadamente 10 m ².

Reducción en el espacio de poro como resultado de la compactación. © Lewis Fausak está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

En los campamentos de alta intensidad, el impacto en los suelos ocurre muy rápidamente, y la restauración puede llevar décadas. Pero los guardaparques y los gerentes de recreación están trabajando para crear oportunidades de campamento de bajo impacto. En áreas donde se permite acampar dispersos, las carpas se pueden mover diariamente para reducir el potencial de impacto a largo plazo. Los estudios sugieren que los campamentos de bajo impacto no compactaron los suelos superficiales en la medida en que se obstaculizó el crecimiento radicular de la vegetación circundante. Pero seleccionar el sitio para lanzar su tienda importa; los suelos arenosos no son tan susceptibles a la compactación como los suelos de textura fina. Entonces, evita los suelos y la vegetación sensibles, quédate en los senderos y recuerda que ¡acampar sin dejar rastro es más que solo empacar tu basura!

Referencias:
Brevik, E.C. y Tibor, M.A. 2014. Impacto del campamento en las propiedades del suelo de Strawberry Lake, Dakota del Norte, EUA. Asamblea General de EGU 27 de abr. a 2 de mayo de 2014. Viena, Austria.

Eagleston, H., y Marion, J.L. 2017. Manejo sustentable de campamentos en áreas protegidas: Un estudio de los cambios ecológicos a largo plazo en campamentos en el área de canoa de aguas límite desierto, Minnesota, EE. UU. Revista para la Conservación de la Naturaleza 37:73-82. doi:10.1016/j.jnc.2017.03.004

Leave No Trace Canada. 2009. No dejar rastro de principios. https://www.leavenotrace.ca/principle-travel-camp-durable-surfaces

Marion, J.L. y Cole, D.N. 1996. Variación espacial y temporal en los impactos del suelo y la vegetación en los campamentos. Aplicaciones Ecológicas 6 (2): 520-530.

RETENCIÓN DE AGUA EN SUELOS

El suelo puede retener agua durante una cantidad sustancial de tiempo, apoyando el crecimiento de plantas y organismos del suelo. A pesar de la continua atracción de la gravedad, el agua, que ingresa al suelo después de la precipitación o el riego, permanece en el suelo durante el tiempo suficiente para que las raíces de las plantas puedan extraer el agua para sobrevivir. El agua se mantiene en el suelo de tal manera que los gases pueden moverse a través de los espacios porosos del suelo y permitir que el oxígeno llegue a las raíces. Por lo tanto, es fundamental entender cómo el suelo retiene el agua y actúa como reservorio para sustentar la vida en la tierra. Hay dos características importantes del agua del suelo: la cantidad de agua en una cantidad dada de suelo (contenido de agua del suelo); y las fuerzas que mantienen el agua en la matriz del suelo (potencial hídrico del suelo). El agua del suelo influye en muchos procesos, incluido el intercambio de gases con la atmósfera, el movimiento de nutrientes y productos químicos hacia las raíces de las plantas, la temperatura del suelo y la hinchazón y contracción. Las fuerzas ejercidas por la matriz sólida sobre el agua influyen en cómo el agua es absorbida por las raíces de las plantas, el drenaje que puede ocurrir debido a la gravedad, y la extensión del movimiento ascendente del agua y los solutos contra la gravedad. Estos procesos son posibles porque el agua en el suelo se comporta de manera bastante diferente al agua de un vaso para beber o una piscina. El agua en el suelo está fuertemente asociada con las partículas sólidas, particularmente los coloides del suelo; y las interacciones de las moléculas de agua con las partículas del suelo cambian el comportamiento de ambas.

Propiedades del agua

El agua del suelo influye en muchos procesos en el suelo principalmente debido a la estructura única de la molécula de agua. El agua es un compuesto molecular simple, que contiene dos átomos de hidrógeno que están unidos covalentemente a un átomo de oxígeno al compartir electrones en forma de V. Esta disposición en forma de V y no simétrica de los átomos en la molécula de agua produce un campo eléctrico. Los átomos de hidrógeno, por un lado, tienden a exhibir un comportamiento electropositivo, mientras que el átomo de oxígeno, en el otro lado, tiende a exhibir un comportamiento electronegativo creando una característica dipolo. Debido a la distribución desigual de la densidad electrónica, las moléculas de agua exhiben polaridad y contribuyen a muchas propiedades que permiten que el agua juegue un papel único en el suelo. Las moléculas de agua se unen como átomos de hidrógeno cargados positivamente atraen átomos de oxígeno cargados negativamente y forman una agrupación similar a una cadena. Además, debido a la polaridad de las moléculas de agua, son atraídas por iones cargados (por ejemplo, Na+, K+, Cl-) y superficies coloidales (por ejemplo, arcilla y materia orgánica del suelo).

Enlace de hidrógeno

Debido a la polaridad de una molécula de agua, el átomo de oxígeno cargado electronegativamente puede desarrollar una fuerza de atracción con el hidrógeno cargado electropositivamente a medida que dos moléculas de agua se acercan entre sí. Esta fuerza de atracción crea un enlace intermolecular conocido como enlace de hidrógeno entre los protones del átomo de hidrógeno de una molécula de agua y el átomo de oxígeno de la otra. Esta fuerza de atracción une eficazmente las moléculas de agua.

Fuerzas de adhesión y cohesión

Los enlaces de hidrógeno crean dos fuerzas que son responsables de la retención de agua y el movimiento en los suelos (Figura 4.8a). La fuerza de atracción entre las moléculas de agua y las partículas sólidas se conoce como fuerza de adhesión (fuerza entre dos materiales diferentes). La fuerza de atracción entre las moléculas de agua se conoce como fuerza de cohesión (fuerza entre materiales similares). Generalmente, las fuerzas de adhesión son mucho más fuertes que las fuerzas de cohesión ya que las moléculas de agua se sujetan firmemente sobre los sólidos del suelo (también conocido como adsorción). Estas moléculas de agua fuertemente unidas se aferran a otras moléculas de agua a través de las fuerzas de cohesión. En conjunto, las fuerzas de adhesión y cohesión permiten que los sólidos del suelo retengan el agua y permitan el movimiento del agua a través del suelo. El aumento de la distancia entre la molécula de agua y la superficie sólida disminuye la atracción de unión entre la molécula de agua y la superficie sólida, por lo tanto, el agua del suelo más alejada de los coloides del suelo puede no ser retenida en la superficie de una partícula de suelo (por ejemplo, arcilla).

Figura 4.8. Fuerzas de cohesión y adhesión presentes entre partículas de agua y suelo (a), y aumento capilar de agua en poros de diferentes tamaños (diámetro) presentes en diferentes texturas de suelo (b). © Asim Biswas, Univ. de Guelph está licenciado bajo licencia CC BY (Atribución)

Elevación capilar

Si un tubo de vidrio cilíndrico se mantiene en contacto con un medio líquido como el agua en un depósito abierto a la atmósfera, el agua se extenderá sobre la pared interior del tubo de vidrio. Debido a la fuerza de adhesión más fuerte, la atracción entre las moléculas de agua y la pared de vidrio será más fuerte que la fuerza de cohesión entre las moléculas de agua. Debido a esta atracción, la pared de vidrio “tirará” el agua y habrá un aumento de agua dentro del tubo de vidrio. Esto se conoce como subida capilar (Figura 4.8b). La altura del aumento capilar del agua estará determinada por la cercanía de las paredes de vidrio que crea la fuerza de atracción y mantiene el agua contra la fuerza de la gravedad. Si las paredes están cerca (o el diámetro del tubo es pequeño), la fuerza de adhesión será más fuerte que la fuerza de cohesión, y el agua subirá más alto. Por otro lado, si el diámetro del tubo es mayor, la fuerza de cohesión puede superar la fuerza de adhesión y la altura de subida del agua puede ser pequeña. Considere la situación en el suelo, donde los poros del suelo creados por las partículas del suelo pueden considerarse como un brote de tubos. Ahora, los poros pequeños creados por partículas de pequeño tamaño (por ejemplo, arcilla) tendrán una mayor altura de aumento de agua en comparación con los poros grandes creados por las partículas de gran tamaño (por ejemplo, arena).

Contenido de agua del suelo

El contenido de agua del suelo es la cantidad de agua presente en el suelo. La cantidad máxima de agua que puede contener un suelo es igual al volumen total de poros. Cuando todos los poros están llenos de agua, el suelo se satura de agua y el contenido de agua se conoce como contenido de agua saturada (Figura 4.9). A medida que ese suelo saturado comienza a secarse, la cantidad de agua que el suelo puede retener está determinada por varios factores, incluida la fuerza de atracción entre el agua y las partículas del suelo o la fuerza de adhesión. En condiciones saturadas, todos los poros se llenan de agua y las moléculas de agua forman capas de agua sobre las partículas del suelo. Sin embargo, no todas las moléculas de agua son igualmente atraídas por las partículas del suelo. Las moléculas de agua más cercanas a la partícula del suelo son atraídas más fuertemente que las moléculas de agua alejadas de las partículas del suelo. Así, a medida que aumenta la distancia entre las partículas del suelo y las moléculas de agua, disminuye la fuerza de adhesión entre ellas. Por lo tanto, las moléculas de agua en poros de gran tamaño que están más lejos de la superficie de una partícula del suelo son sostenidas débilmente por las partículas del suelo (es decir, la fuerza de adhesión es débil). Ahora bien, si se permite que el suelo saturado drene libremente, la fuerza gravitacional supera la fuerza de adhesión entre las partículas del suelo y las moléculas de agua. El suelo drena hasta que se iguala la fuerza creada por la gravedad y la fuerza entre las partículas del suelo y las moléculas de agua. La cantidad de agua que puede ser drenada por la fuerza gravitacional se conoce como agua gravitacional (Figura 4.5). El agua gravitacional deja un sistema de suelo rápidamente y no es utilizable por plantas o microbios.

Una vez que el agua gravitacional se ha drenado, el agua se mantiene en el suelo dentro de los poros de menor tamaño (micro o capilar). Debido a su menor tamaño, la fuerza de adhesión entre las partículas del suelo y las moléculas de agua en los microporos y la fuerza de cohesión entre las moléculas de agua pueden retener el agua dentro de estos poros. Las fuerzas externas, como la fuerza creada por las raíces de las plantas, pueden sacar el agua de estos poros. Sin embargo, a medida que las moléculas de agua más cercanas al sólido del suelo son atraídas por la creciente cantidad de fuerzas, la fuerza externa debe ser más fuerte que la fuerza de atracción para sacar el agua de esos poros. Las raíces de las plantas solo pueden ejercer presiones hasta cierto punto y pueden absorber una cantidad limitada de agua presente en el suelo. La cantidad de agua que las plantas pueden extraer del suelo se conoce como agua disponible de la planta o capacidad de almacenamiento de agua disponible (AWSC). Como esta agua es retenida en los poros capilares y retenida por las fuerzas de cohesión, también se le conoce como agua capilar (Figura 4.9). Más allá de este límite de atracción, las moléculas de agua se unen a las partículas del suelo principalmente a través de fuerzas de adhesión. Esto se conoce como agua higroscópica. El agua higroscópica generalmente representa una pequeña cantidad del agua en el suelo. Esta agua no está disponible para las plantas ya que las plantas no pueden ejercer la fuerza suficiente para sacar el agua higroscópica del suelo. Las fuerzas que actúan entre el suelo y las moléculas de agua pueden cuantificarse como potencial mátrico del suelo, lo que se describe más adelante en este capítulo.

A medida que el suelo comienza a secarse a partir de una condición saturada, el agua gravitacional se drena primero, seguida del agua disponible en las plantas, que disminuye a medida que el suelo continúa secándose, y eventualmente puede no estar disponible como agua higroscópica. El contenido de agua cuando el agua gravitacional se detiene y se inicia el agua disponible en la planta se conoce como capacidad de campo (Figura 4.9). Cualitativamente, la capacidad de campo se describe como la cantidad de agua que queda en el suelo dos o tres días después de ser saturada (por riego o precipitación) y dejada drenar libremente por la fuerza gravitacional. De igual manera, el contenido de agua al que las plantas no pueden extraer más agua del suelo se conoce como punto de marchitamiento permanente. Es la cantidad de agua del suelo a la que las plantas no pueden tomar más agua del suelo, comienzan a marchitarse y no pueden recuperarse (incluso si posteriormente se agrega agua).

Potencial hídrico del suelo

En la sección anterior, el contenido de agua del suelo se definió como la cantidad (masa o volumen) de agua en una masa o volumen dado de suelo a granel: contenido gravimétrico y volumétrico de agua, respectivamente. La medición de la humedad del suelo es necesaria para comprender el balance hídrico del suelo, el manejo del riego, la evaluación de la sequía y el pronóstico de inundaciones. El agua del suelo también tiene energía y se requiere la medición de la energía del agua del suelo para predecir el movimiento del agua en el suelo. Como todas las masas, el agua del suelo se mueve de ubicaciones de potencial relativamente alto a ubicaciones de potencial relativamente bajo.

¿Qué es la energía?

En efecto, toda la masa tiene energía. Las unidades de energía son Julios (J). A diferencia de la masa, sin embargo, la energía es difícil de definir y conceptualizar. Un ejemplo de la definición de energía de un libro de texto introductorio de física es el siguiente:

“[la energía es una] cantidad que está asociada con un estado (o condición) de uno o más objetos”

“[la energía es] un número que asociamos con un sistema de uno o más objetos. Si una fuerza cambia uno de los objetos, digamos, haciéndolo mover, entonces el número cambia”

Estas definiciones parecen un poco “wy washy”, ciertamente no tan precisas como la masa (es decir, la cantidad de materia en un objeto). El concepto de energía se vuelve más claro cuando se califica como energía asociada con: (1) movimiento: energía cinética; (2) separación entre un objeto y un objeto con energía conocida: energía potencial (gravitacional, eléctrica); y (3) temperatura: energía térmica.

Potencial hídrico del suelo — unidades

Debido a que el movimiento del agua en el suelo es lento (velocidad muy baja), la energía cinética del agua del suelo es menos importante que la energía potencial del agua del suelo. De ahí que la energía hídrica del suelo se llame simplemente potencial hídrico del suelo. Similar a la masa de agua en el suelo que se cuantifica por unidad de masa de suelo (contenido gravimétrico de agua) o por unidad de volumen de suelo (contenido volumétrico de agua), también se cuantifica el potencial hídrico del suelo por unidad de agua del suelo:

energía potencial por unidad de masa: J kg ^-1
energía potencial por unidad de volumen: J m ^-3 o Pa
energía potencial por unidad de peso: J N ^-1 o m (altura equivalente del agua)

Qué unidades se utilizan para expresar el potencial hídrico del suelo son una cuestión de elección y es posible convertir entre las tres unidades de potencial hídrico del suelo.

La energía potencial siempre se cuantifica en relación con un reservorio de referencia

El potencial hídrico del suelo se cuantifica como la diferencia entre la energía potencial del agua del suelo y el agua en un reservorio de referencia. El reservorio de referencia utilizado para cuantificar el potencial hídrico del suelo es agua pura a presión atmosférica a una elevación especificada.

Un ejemplo del reservorio de referencia sería la superficie del agua en un vaso de precipitados sentado en un banco de laboratorio. Por convención, establecemos el potencial del reservorio de referencia igual a cero para que el potencial del reservorio de referencia sea el mismo independientemente de sus unidades (es decir, J kg ^-1, Pa o m). Además, esta convención permite evaluar rápidamente si el potencial hídrico del suelo es mayor, igual o menor que el reservorio de referencia, lo que lo convierte en una forma conveniente e intuitiva de cuantificar y expresar el potencial hídrico del suelo.

Trabajo y definición formal del potencial hídrico del suelo

Según la Soil Science Society of America, la definición formal de potencial hídrico del suelo es: “La cantidad de trabajo que se debe realizar para transportar una cantidad infinitesimal [masa, volumen o peso] de agua pura, a una elevación especificada y a presión atmosférica [es decir, el agua en la referencia embalse], al agua del suelo en el punto bajo consideración [sin cambiar su temperatura]” (Soil Science Society of America, 1997).

Es decir, el potencial hídrico del suelo es igual a la cantidad de trabajo que debemos hacer sobre el agua en el reservorio de referencia para trasladarla a una ubicación en el suelo sin cambiar su temperatura.

Para entender mejor esta definición, se debe definir el concepto de trabajo. El trabajo tiene una definición formal en física, que puede afirmarse como una acción sobre un objeto que cambia la energía potencial del objeto. Por ejemplo, al levantar una caja desde el piso hasta la parte superior de una mesa, el potencial gravitacional de la caja ha aumentado en proporción a su cambio de elevación (de piso a mesa).

Entonces, ¿cuánto trabajo se debe hacer (es decir, cuánto esfuerzo se requiere) para transportar el agua en el reservorio de referencia a una ubicación en los suelos? Las analogías con los fenómenos familiares nos ayudarán a responder a esta pregunta. Al igual que el suelo, las esponjas tienen poros y pueden retener el agua. Imagínese usar una esponja seca para limpiar un poco de agua que se ha derramado sobre una mesa (o mejor aún, en realidad hazlo). El agua sobre la mesa es análoga al agua en el reservorio de referencia y la esponja es análoga al suelo. Sin ningún esfuerzo de tu parte, el agua se mueve espontáneamente hacia la esponja. ¿Cuánto trabajo has hecho en el agua para transportarla a la esponja? ¿Te rompiste un sudor? No, no tomó ningún esfuerzo en absoluto. De hecho, tomó menos de cero esfuerzo, es decir, que hiciste “trabajo negativo” en el agua (es decir, la esponja hizo todo el trabajo). Ahora imagina cuánto esfuerzo se requiere de tu parte para transportar el agua de la esponja de vuelta a la superficie de la mesa. Aprietas la esponja para liberar el agua. ¿La esponja libera toda el agua? No, independientemente de lo duro que aprietes, la esponja aún se aferra a una pequeña cantidad de agua. En este caso, hiciste “trabajo positivo” en el agua en la esponja para transportarla de vuelta a la mesa y aún necesitas hacer mucho más trabajo para eliminar el agua restante en la esponja.

A partir de la analogía de que la esponja es el suelo y el agua sobre la mesa siendo el reservorio de referencia, se puede concluir que el potencial de agua en el suelo es menor que el reservorio de referencia debido a que se requiere un trabajo negativo para que el suelo absorba agua y se requiere trabajo positivo para extraer agua del suelo. Además, se puede concluir que son las fuerzas de atracción entre las partículas del suelo y las moléculas de agua las que afectan el potencial hídrico del suelo. Para cuantificar el potencial total del agua del suelo, debemos considerar todas las fuerzas sobre el agua del suelo que afectan su potencial y se resumen en el Cuadro 4.2.

Cuadro 4.2. Componentes del potencial hídrico total del suelo

Fuerzas que afectan la energía potencial	Nombre del componente potencial hídrico del suelo	Embalse de referencia	Magnitud del potencial de componente en el reservorio de referencia
Fuerzas de adsorción entre partículas de suelo y agua, fuerzas capilares (por encima del nivel freático; suelo insaturado)	Potencial mátrico, h _m	Agua a presión atmosférica	0
Fuerzas osmóticas de sólidos disueltos	Potencial osmótico, h _o	Agua pura ¹	0
Fuerzas gravitacionales, elevación	Potencial gravitacional, h _g	Agua a una elevación de referencia	0
Presión del agua suprayacente (debajo del nivel freático; suelo saturado)	Potencial de presión, h _p	Agua a presión atmosférica	0
Todo lo anterior	Potencial total, H = h _m + h _o + h _g + h _p	Agua pura a presión atmosférica a una elevación de referencia	0
¹ En agua pura el número de partículas de soluto disuelto es cero, y por lo tanto el potencial osmótico es cero.

El potencial mátrico es el resultado de la atracción de moléculas de agua hacia los sólidos del suelo debido a la adsorción y capilaridad (similar a la esponja). Como el potencial mátrico reduce el grado de libertad de movimiento del agua en relación con el reservorio de referencia, es un potencial negativo. Un suelo seco tiene un potencial mátrico muy bajo, mientras que un suelo húmedo tiene un mayor potencial mátrico (es decir, más cercano a cero).

El potencial osmótico es el resultado de la atracción del agua hacia los solutos, que reducen el nivel de energía del agua en la solución del suelo. El potencial osmótico puede afectar la absorción de agua por las raíces de las plantas en suelos salinos, pero la concentración de solutos en la mayoría de los suelos es baja y no afecta el movimiento del agua.

El potencial gravitacional es el resultado de la atracción de la gravedad, y se define en relación con una elevación específica (por ejemplo, la parte superior del perfil del suelo).

Si el suelo está completamente saturado de agua, por ejemplo, bajo un nivel freático, entonces no hay potencial mátrico sino un potencial de presión resultante del peso del agua suprayacente (como la presión sobre tus tímpanos mientras buceas en el fondo de una piscina).

En cualquier ubicación dada en el suelo, el potencial total del agua es la suma de los componentes del potencial hídrico del suelo, y el agua del suelo fluirá de ubicaciones de alto potencial total a ubicaciones de bajo potencial total. No todos los componentes del potencial hídrico del suelo contribuyen al potencial hídrico total del suelo en todas las circunstancias. Por ejemplo, por encima del nivel freático, el potencial de presión es cero porque las fuerzas que aumentan el potencial de presión son fuerzas de presión de agua por debajo del nivel freático. Por debajo del nivel freático, el potencial mátrico es cero debido a que las fuerzas que cambian el potencial mátrico, adsorción y capilaridad, son muy débiles en suelos saturados.

Curva de retención de agua en

El agua del suelo tiene masa y energía. La cantidad de agua del suelo (masa o volumen) se cuantifica a través de la medición del contenido gravimétrico o volumétrico de agua, y se cuantifica el potencial hídrico del suelo en relación con reservorios de referencia de potencial conocido. Quizás la siguiente pregunta obvia es si la cantidad de agua del suelo (masa o volumen) tiene alguna relación con el potencial del agua del suelo.

Resulta que Edgar Buckingham hizo la misma pregunta a finales del siglo XIX. Descubrió que existía una relación entre la cantidad de agua del suelo y el potencial hídrico del suelo. Demostró que existe una relación positiva entre el potencial mátrico hídrico del suelo y el contenido de agua del suelo.

Edgar Buckingham fue un físico de suelo estadounidense que entendió que la masa se mueve de ubicaciones de alto potencial total a ubicaciones de bajo potencial total. De ello se deduce que si el potencial total del agua del suelo es el mismo en todas las ubicaciones, habrá flujo de agua cero. Buckingham creó un sistema de agua de suelo simple donde confiaba en que el potencial total de agua del suelo era el mismo en todos los lugares. Colocó columnas de suelo de 1.2 m de altura en un charco poco profundo de agua. Inicialmente el suelo en las columnas estaba seco y esto provocó que el agua del reservorio se moviera hacia el suelo, pero después de mucho tiempo, cesó el movimiento del agua desde el embalse hacia el suelo, y el potencial total del agua del suelo fue igual en cada ubicación del suelo.

Buckingham razonó que fueron las fuerzas capilares y adsorbentes las que provocaron que el agua se moviera del reservorio al suelo, y que el agua se mantenía en el suelo contra la fuerza de la gravedad; por lo tanto, el potencial gravitacional y mátrico fueron los dos componentes clave que contribuyeron al agua total del suelo potencial. De hecho, bajo la restricción de igual potencial total en todas las ubicaciones, el potencial gravitacional y mátrico deben tener igual magnitud, pero signos opuestos. La altura a la que se eleva el agua en el suelo depende del tamaño de los poros (Figura 4.10a). En suelos con poros más pequeños, la subida de agua será mayor debido a mayores fuerzas capilares en poros pequeños. Al medir el contenido de agua del suelo en diferentes ubicaciones a lo largo de las columnas de suelo, Buckingham pudo mostrar la relación entre el potencial mátrico y el contenido de agua del suelo. Es esta relación, entre el contenido de humedad y el potencial mátrico, la que define la curva de retención de agua en el suelo (Figura 4.10b).

Figura 4.10. Simulación de retención de agua en el suelo del experimento de Buckingham con columnas de arena fina, limo y arena media (líneas azules muestran la altura a la que ha subido el agua del embalse) (a) y curvas de retención de agua del suelo para tres suelos de textura contrastante (b). © Miles Dyck está licenciado bajo un CC BY (Atribución).

Cada suelo tiene una curva de retención de agua única, que se puede expresar matemáticamente como una función: $h_ {m} (\ theta)$ o $\ theta (h_ {m})$ (es decir, el potencial mátrico es una función del contenido de agua y viceversa). Para entender mejor por qué cada suelo tiene una curva de retención de agua única, los físicos del suelo adoptan lo que se llama el modelo de tubo capilar de poros del suelo. Este modelo reconoce que los poros del suelo se comportan de manera similar a los tubos capilares a pesar de que los poros del suelo tienen la misma forma que los tubos capilares. Como observó Buckingham, cuando se coloca una columna de suelo seco en un depósito de agua, el agua se eleva espontáneamente al suelo al igual que el agua se eleva en un tubo capilar colocado en un depósito de agua. Son las fuerzas adsorbentes y capilares (las fuerzas asociadas con el potencial mátrico), las que hacen que el agua suba a la columna del suelo. Por lo tanto, la altura de la ecuación de aumento capilar se puede modificar para relacionar el potencial mátrico con el radio efectivo de los poros llenos de agua de la siguiente manera:

(17) $\ begin {ecuación*} h_ {m}\ leq\ frac {-0.15} {R\ ast}\ end {ecuación*}$

donde, $h_ {m}$ es el potencial mátrico (cm H ₂ O), y $R\ ast$ (cm) es el radio efectivo de los poros llenos de agua.

Por lo tanto, la curva característica del agua del suelo es una representación de la distribución acumulativa del tamaño de poro del suelo.

Disponibilidad de agua a las plantas

La información sobre cómo diferentes suelos retienen y liberan agua es importante para comprender la disponibilidad de agua para plantas y microbios, y forma la base de las prácticas de manejo del agua en la agricultura, agrosilvicultura, recuperación de tierras y ecosistemas urbanos. La capacidad de almacenamiento de agua disponible (AWSC), proporciona un enfoque para evaluar la proporción de agua del suelo disponible para la absorción de plantas. Recordemos que AWSC se define como la diferencia en el contenido volumétrico de agua entre un límite superior, denominado capacidad de campo, y un límite inferior, denominado punto de marchitamiento permanente (Figura 4.9). El agua disponible se calcula para la zona de enraizamiento (es decir, m de agua por profundidad de enraizamiento). Esto proporciona una indicación de la cantidad de riego (mm) necesaria para rellenar el depósito de agua entre el marchitamiento permanente y la capacidad del campo, y responde a las dos preguntas básicas sobre cuándo regar y cuánta agua aplicar. Sin embargo, este enfoque asume que el agua está igualmente disponible para las plantas desde la capacidad del campo hasta el punto de marchitamiento permanente.

El riego consiste en aplicar artificialmente agua para mantener su disponibilidad a las raíces para que se reduzca el estrés de las plantas. Solo cerca de dos tercios de AWSC están completamente disponibles sin causar estrés hídrico para la planta ya que en algún momento, la tasa de extracción de agua por la planta es más rápida que la capacidad del suelo para abastecerla (Relicosky y Ritchie, 1976; Rekika et al., 2014). Por lo tanto, no sólo es importante mantener el suministro de agua, sino también el momento en que esta agua es transferida a la planta a través de la matriz del suelo. Se puede lograr un mejor momento con herramientas de manejo de riego, como tensiómetros y sondas suelo-humedad, que evalúan la disponibilidad de agua dentro de la matriz del suelo. En el pasado, el riego aéreo y por surcos se utilizaba ampliamente para reponer el reservorio de agua del suelo. Actualmente, el riego por goteo y el riego subsuperficial son cada vez más utilizados, lo que resulta en el manejo de la disponibilidad de agua para la planta dentro de un volumen limitado Al adaptar el riego a las condiciones ambientales específicas de cultivo, podemos asegurar una productividad óptima del cultivo y un uso óptimo del agua (Caron et al., 2015; 2017).

MOVIMIENTO DEL AGUA DEL SUELO

Flujo de agua del suelo saturado e insaturado

El agua fluye en el suelo desde ubicaciones de alto potencial total a ubicaciones de bajo potencial total. La magnitud del flujo vertical de agua del suelo bajo condiciones de suelo saturado e insaturado se describe mediante dos ecuaciones muy similares. El flujo de agua en suelos saturados (es decir, cuando todos los poros del suelo están llenos de agua) es descrito por la Ley de Darcy:

(18) $\ comenzar {ecuación*} q_ {w} = -K_ {s}\ frac {\ Delta H} {\ Delta z}\ final {ecuación*}$

donde $q_ {w}$ está la densidad de flujo de agua del suelo con unidades de $\ frac {m^3 H_2 O} {m^2 suelo\ cdot s}$ ; $K_ {s}$ se llama la conductividad hidráulica saturada que tiene unidades $\ frac {m^3 H_2 O} {m^2 suelo\ cdot s}$ por unidad de gradiente hidráulico; y $\ frac {\ Delta H} {\ Delta z}$ es el gradiente hidráulico (es decir, el cambio en la suma de presión y potenciales gravitacionales sobre algunos intervalo de profundidad, $\ Delta z$ ); es adimensional cuando $h_ {p}$ se expresa en m H ₂ O.

El signo negativo en la ley de Darcy se utiliza para especificar la dirección del flujo. El flujo ascendente (es decir, el flujo en la dirección z creciente, es positivo y el flujo descendente, en la dirección z decreciente, es negativo). Los flujos descendentes están asociados con gradientes positivos ( $\ frac {\ Delta H} {\ Delta z}$ > 0), lo que significa que el potencial total disminuye con la profundidad decreciente.

Edgar Buckingham reconoció que los suelos a menudo estaban insaturados (es decir, solo una fracción de los poros estaban llenos de agua), y bajo estas condiciones, el gradiente hidráulico depende de cambios en el potencial mátrico dentro del suelo, y que la conductividad hidráulica en condiciones insaturadas cambia con el suelo humedad. El resultado es la Ley de Flujo Buckingham-Darcy:

(19) $\ comenzar {ecuación*} q_ {w} = -K (\ theta)\ frac {\ Delta H} {\ Delta z}\ final {ecuación*}$

donde, $K (\ theta)$ es la conductividad hidráulica en función del contenido de agua, simplemente conocida como la conductividad hidráulica insaturada, y $\ frac {\ Delta H} {\ Delta z}$ es el gradiente hidráulico (es decir, el cambio en la suma de la presión y los potenciales gravitacionales en algún intervalo de profundidad, $\ Delta z$ )

Conductividad Hidráulica

La conductividad hidráulica ( $K$ ) es una propiedad hidráulica del suelo que representa la capacidad del suelo para facilitar el flujo de agua. Cada suelo tiene una conductividad hidráulica única que está relacionada con la distribución del tamaño de los poros del suelo. La Figura 4.11 muestra K en función del potencial mátrico para suelos con tres texturas diferentes. Cuando están saturados, los suelos con poros grandes y continuos tendrán una conductividad hidráulica mucho mayor en comparación con los suelos con poros pequeños y discontinuos. A medida que disminuye el contenido de agua del suelo, la conductividad hidráulica disminuye debido a que: (1) disminuye el volumen total de poros llenos de agua; y (2) disminuye el tamaño de los poros llenos de agua (Figura 4.12). Por lo tanto, la conductividad hidráulica del suelo es una función del contenido volumétrico de agua.

En la saturación, la conductividad hidráulica de cada suelo alcanza el valor máximo ( $K_ {s}$ ), la conductividad hidráulica saturada, pero disminuye exponencialmente a medida que el suelo se vuelve más seco (el eje y para la conductividad hidráulica está en una escala logarítmica). El alto Ks de la arena arcillosa en relación con los suelos franco y limosos arcillosos es un reflejo de los poros más grandes asociados con suelos de textura gruesa.

Figura 4.12. Reducción en vías de flujo con disminución del contenido de agua del suelo. © Bing Si está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

Procesos hidrológicos y balance hídrico del suelo

Infiltración y escurrimiento

La infiltración describe la entrada de agua al suelo a través de la superficie del suelo, y determina la partición superficial del agua proveniente de la lluvia o el riego en infiltración o escorrentía (Figura 4.13). La tasa de infiltración cuantifica el volumen de agua que ingresa a un área transversal del suelo por unidad de tiempo (por ejemplo, mm hr ^-1). La tasa de infiltración generalmente disminuirá con el tiempo debido a la saturación gradual de la matriz del suelo. La capacidad de infiltración del suelo dependerá tanto de la distribución del tamaño de los poros como de la continuidad de los poros, además del contenido de agua antecedente. Cuando la tasa de suministro excede la capacidad de infiltración del suelo en un momento dado, se producirá escorrentía. La escorrentía es un proceso importante en la erosión hídrica, ya que las aguas de escorrentía transportan y redistribuyen sedimentos a lo largo de las laderas, y crean arroyos o barrancos en el suelo superficial

Figura 4.13. Repartición del agua en el suelo. Fuente: FAO Papel de Riego y Drenaje No. 56 (CC BY-NC-SA). Modificado por Jean Caron. © FAO Papel de Riego y Drenaje No. 56 adaptado por Jean Caron está licenciado bajo una licencia CC BY-NC-SA (Atribución NoComercial CompartirIgual).

Drenaje, subida capilar y percolación profunda

En la parte inferior del perfil del suelo, tres componentes interactúan para afectar el movimiento ascendente o descendente del agua. La percolación se refiere al movimiento descendente del agua a través del suelo. El drenaje se divide en dos componentes: drenaje superficial, que se refiere a prácticas de manejo en la superficie del suelo para llevar el exceso de agua hacia barrancos y acequias; y drenaje subsuperficial que se refiere a la fracción de agua que se mueve hacia abajo que es interceptada por una red de tejas de drenaje, comúnmente compuesta por tubos de plástico corrugado. Finalmente, el componente de agua subterránea puede suministrar agua al suelo a través de fluctuaciones del nivel freático en condiciones saturadas o por aumento capilar. Los tres componentes (percolación, drenaje y subida capilar) dependen del tiempo y por lo tanto tienen unidades de volumen de agua por unidad de superficie por unidad de tiempo.

El balance hídrico del suelo

El presupuesto de agua del suelo representa el equilibrio entre insumos y salidas de una unidad de suelo determinada (Eqn. 20). El almacenamiento de agua en el suelo (ΔS) es un componente en un balance hídrico. Se refiere al cambio en el volumen de almacenamiento de agua dentro de una unidad de suelo dada durante un período de tiempo específico, y generalmente se expresa en altura equivalente de agua por unidad de tiempo (por ejemplo, mm día ^-1).

(20) $\ begin {ecuación*} P + I - ET + Q_i - Q_o -\ Delta S - DP = 0\ end {ecuación*}$

donde, $P$ = precipitación; $I$ = riego; $ET$ = evapotranspiración; $DP$ = drenaje y percolación profunda; $Q_i$ = otro flujo de entrada (por ejemplo, subida capilar y fluctuaciones del nivel freático); y $Q_o$ = otro flujo de salida, (por ejemplo, escurrimiento y flujo lateral).

Las mediciones del balance hídrico (por ejemplo, usando dispositivos de medición llamados lisímetros) consumen tiempo y recursos y, por lo tanto, se pueden hacer estimaciones a partir de mediciones básicas del contenido de agua del suelo y el potencial, las propiedades del suelo y los datos meteorológicos en un intervalo de tiempo determinado.

TRANSPORTE DE SOLUTOS

Los fertilizantes, pesticidas y promotores del crecimiento se utilizan con frecuencia en la agricultura, y estos agroquímicos han contribuido en gran medida al aumento de los rendimientos de los cultivos desde la década de 1950 (Ritchie y Roser 2013). Los fertilizantes y pesticidas también se utilizan comúnmente en entornos urbanos (por ejemplo, césped privado, parques de la ciudad), así como campos de golf y campos de juego. Sin embargo, la aplicación excesiva de químicos y el manejo inadecuado, reduce la eficiencia del uso de nutrientes, mejora la emisión de gases de efecto invernadero y aumenta el riesgo de contaminación ambiental. Un requisito previo para una aplicación óptima y un manejo adecuado de los químicos en el suelo es comprender cómo los químicos se mueven en el suelo y hacia las raíces de las plantas.

Como se describió anteriormente, el suelo es un sistema trifásico. Los químicos en forma de constituyentes disueltos (es decir, solutos) pueden moverse a través del suelo en la fase líquida. El transporte de solutos en solución de suelo es importante para la absorción de nutrientes por las raíces de las plantas. Existen dos mecanismos principales de transporte de solutos en suelos: difusión y flujo másico.

Difusión molecular

Las moléculas en un líquido tienen una energía cinética interna. Como resultado, una molécula en un líquido estático está en constante movimiento. La dirección en la que se mueve una molécula individual cambia constantemente debido a su colisión con moléculas vecinas, conocidas como movimiento browniano. Mientras que individualmente, cada molécula se mueve aleatoriamente, sin una dirección preferida, colectivamente, más iones o moléculas tienden a moverse de áreas de mayor concentración a área de menor concentración (Figura 4.14). De hecho, cuanto mayor sea la diferencia de concentración a lo largo de una cierta distancia, más rápida será la propagación. Para medir cuantitativamente la tasa de propagación definimos el flujo, ya que la masa de soluto se movió perpendicularmente a través de una unidad de área por unidad de tiempo (kg m ^-2 s ^-1), siguiendo la ley de difusión de Fick.

(21) $\ begin {ecuación*} q_s = -D_s\ frac {\ Delta C} {\ Delta x}\ final {ecuación*}$

donde: $q_s$ es el flujo químico (kg m ^-2 s ^-1); $\ Delta C$ es la diferencia de concentración entre dos localizaciones ( $\ Delta C = C_2 - C_1$ ) separadas por la distancia $\ Delta x$ ( $\ Delta x = x_2 - x_1$ ); y $D_s$ es y una constante de proporcionalidad llamada coeficiente de difusión (m ² s ^-1).

Figura 4.14. El soluto (e.g., Cl ^—, NO ₃ ^—) fluye de alta concentración a baja concentración en agua. © Bing Si está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

Los químicos se esparcen gradualmente por difusión con el tiempo, y eventualmente se distribuirán uniformemente en los medios. Para un fertilizante con bandas, el fertilizante se mueve, debido al gradiente de concentración, de área de alta concentración (donde está la banda de fertilizante) a área de baja concentración en el suelo circundante. Como se ilustra en la Figura 4.15, los químicos se extienden desde las proximidades de la banda de fertilizante y se distribuyen horizontalmente en forma de campana, con el pico en el centro de la banda de fertilizante. Con el tiempo transcurrido, la curva de distribución en forma de campana se extiende más lejos de la banda de fertilizante, lo que resulta en una concentración máxima reducida.

Figura 4.15. Difundir el fertilizante bandeado con el tiempo (t = 0, t ₁ y t ₂, donde t ₂ > t ₁ > 0) debido a la difusión. © Bing Si. CC POR.

Además de los gradientes de concentración, el coeficiente de difusión también determina qué tan rápido ocurre la difusión y qué tan grande es el flujo químico. El volumen de poros llenos de agua para el transporte, la tortuosidad de la vía de transporte y la fuerza de arrastre afectan los coeficientes de difusión en el suelo.

Flujo másico

El transporte de solutos por difusión ocurre dentro de la solución del suelo, pero el agua en su conjunto permanece estacionaria. Sin embargo, cuando el agua está bajo un gradiente de presión en el suelo, pasará de alto potencial a bajo potencial, y cualquier constituyente en solución o suspensión se moverá con el agua. Este movimiento de agua y solutos juntos debido a un gradiente de presión, se denomina flujo másico. La cantidad de soluto transportado por unidad de área de suelo por flujo másico viene dada por el flujo de soluto ( $q_s$ , kg m ^-2 s ^-1), que es el producto del flujo de agua y la concentración de soluto en la solución:

(22) $\ begin {ecuación*} q_s = Q_wc\ end {ecuación*}$

donde, $q_w$ es el flujo de agua (m s ^-1) y $C$ es la concentración de soluto en agua (kg m ^-3).

Transporte de nutrientes a las raíces

Las plantas desarrollan una red de raíces finas para la captación de agua y nutrientes. A través del contacto directo con el suelo, las raíces pueden interceptar los nutrientes. Sin embargo, las raíces de las plantas generalmente solo tienen contacto directo con aproximadamente 1% del volumen del suelo. Por lo tanto, las raíces necesitan mecanismos adicionales para acceder a los nutrientes y al agua del 99% restante del volumen del suelo.

Flujo másico — A medida que una planta traspira agua, el agua se absorbe del suelo a través del sistema radicular. Mientras que el agua fluye del suelo en las proximidades de los pelos de la raíz, los nutrientes móviles se transportan junto con el agua, obteniendo efectivamente nutrientes que están lejos de la superficie de la raíz. El flujo másico explica la absorción de nutrientes móviles, como nitrógeno y azufre. La aplicación de fertilizantes en la zona radicular eleva la concentración de nutrientes en la solución, potenciando la absorción radicular.

Difusión — Las raíces primero utilizan los nutrientes directamente alrededor de los pelos de la raíz. A medida que disminuye la concentración de nutrientes alrededor del sistema radicular, las concentraciones de nutrientes pueden ser aún altas en lugares que están ligeramente más alejados de las raíces finas. Esto crea un gradiente de concentración, que mueve los nutrientes de las áreas más concentradas hacia la superficie de las raíces por difusión. Tenga en cuenta que el flujo químico es proporcional al gradiente de concentración, en consecuencia, cuanto mayor sea el gradiente de concentración entre la superficie de la raíz y el suelo circundante, más rápido será el flujo de nutriente a la superficie de la raíz. Se puede crear un gran gradiente de concentración aplicando nutrientes lo más cerca de la zona radicular y con la mayor frecuencia posible.

Cuando la tasa de transpiración es alta, el flujo másico puede ser un mecanismo dominante para la absorción de nutrientes. Pero a baja transpiración, la absorción de nutrientes depende principalmente de la difusión. Cuando los pelos de las raíces no están densamente distribuidos en el suelo, la difusión del suelo a las raíces puede ser un cuello de botella para la absorción de nutrientes radiculares.

AIREACIÓN DEL SUELO E INTERCAMBIO DE GASES

La aireación del suelo es un parámetro crítico que controla el crecimiento vegetal y microbiano. La acumulación, el intercambio y el consumo de gases tienen lugar en los suelos. Si bien el almacenamiento de gases se realiza predominantemente en poros grandes, los procesos de intercambio están relacionados con la difusividad del gas, una propiedad que depende de la forma, el tamaño y la conectividad de los poros. La acumulación o agotamiento de un gas específico se controla mediante gradientes de concentración y la presencia de sumideros y fuentes de origen microbiano o vegetal. Para gases con baja solubilidad en agua (e.g., O ₂, CO ₂), los procesos de intercambio se realizan principalmente a través de los poros llenos de aire.

Como la densificación de la matriz del suelo afectará tanto la porosidad total como la distribución del tamaño de los poros, los suelos mal estructurados y compactados experimentarán una importante disminución de la porosidad llena de aire, asociada con la pérdida de porosidad total y un aumento de la densidad aparente. El uso de la porosidad llena de aire en la caracterización de los procesos de aireación se relaciona en parte con la facilidad de medición e interpretación de los datos, pero también debido a que el intercambio de gases para la mayoría de los gases del suelo, se produce en gran medida a través de poros llenos de aire. Como consecuencia, la porosidad llena de aire se utiliza a menudo para caracterizar la productividad potencial de la capa superior del suelo.

Aire del suelo

La composición del aire del suelo está influenciada por la relación relativa de gases (e.g., N ₂, O ₂, CO ₂) en la atmósfera, y por fuentes y sumideros dentro del suelo. Cerca de la superficie del suelo, el suelo intercambia fácilmente gases con la atmósfera. Sin embargo, las raíces y los microorganismos captan O ₂ y producen CO ₂ a través de la respiración. Como resultado, el aire del suelo suele ser menor en O ₂ y mayor en CO ₂. Si el intercambio de gases está restringido (por ejemplo, por condiciones húmedas), pueden ocurrir condiciones anóxicas que inhiben el crecimiento de las plantas.

Difusión de gas

El principal mecanismo por el cual los gases se mueven en el suelo es a través de la difusión. En condiciones de estado estacionario, una molécula de gas específica en el aire del suelo (por ejemplo, O ₂ o CO ₂) se moverá de acuerdo con su gradiente de concentración siguiendo la primera ley de difusión de Fick.

Primera ley de Fick:

(23) $\ begin {ecuación*} J = -D (\ frac {dC} {dx})\ end {ecuación*}$

donde, $J$ = flujo de difusión (g m ^-2 s ^-1); $D$ = difusividad del gas del suelo (m ² s ^-1); y $\ frac {dC} {dx}$ = gradiente de concentración de gas (g m ^-2)

Por ejemplo, el flujo difusivo de O ₂ será impulsado por el gradiente de concentración ( $\ frac {dC} {dx}$ ), con el oxígeno difundiéndose desde una zona de mayor presión parcial (o concentración) en la atmósfera por encima del suelo a una zona de menor presión parcial (concentración) dentro del suelo, como resultado de respiración radicular y microbiana (Figura 4.16). Para un gradiente de concentración dado, la velocidad de difusión se determina la difusividad ( $D$ ). La difusividad del oxígeno en el aire es aproximadamente 10,000 veces mayor que la difusividad en el agua. Así, la difusividad de oxígeno de un suelo está fuertemente influenciada por el tamaño de los poros, la porosidad llena de aire y la conectividad de los poros llenos de aire.

Figura 4.16. Difusión de O ₂ y CO ₂ impulsada por gradientes de concentración de gases individuales cerca de la superficie del suelo. La respiración microbiana y radicular también conducirá a un cambio en la concentración local de gas como resultado del consumo (de O ₂) y la producción (de CO ₂). © Jean Caron está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

La concentración de un gas (e.g., O ₂ o CO ₂) a profundidad dentro del suelo depende tanto de la difusión como de la actividad biológica, ya que los organismos respiran y consumen gases en el suelo. El cambio de concentración a lo largo del tiempo asociado con la captación de oxígeno dentro del perfil del suelo debido a la actividad radicular o microbiana se ilustra en las Figuras 4.16 y 4.17. La disminución en el nivel de O ₂ del suelo a profundidad se asocia tanto con mayor actividad biológica (es decir, consumo de O ₂) como con menor difusividad (es decir, intercambio restringido de O ₂ con la atmósfera). Tanto la actividad biológica como la difusividad pueden verse afectadas por prácticas de manejo de tierras como el riego, la adición de materia orgánica o la compactación por maquinaria pesada. A medida que aumenta el contenido de agua del suelo, la difusividad del gas disminuirá y por lo tanto el porcentaje de oxígeno será menor a profundidad (es decir, pasando de líneas azules a verdes en la Figura 4.17). Agregar compost aumentará la actividad biológica, con lo que se incrementará el consumo de O ₂ y se traducirá en un menor porcentaje de oxígeno a profundidad (es decir, pasar de líneas discontinuas a líneas de sólidos en la Figura 4.17). La compactación del suelo reducirá la porosidad llena de aire, disminuirá D y dará como resultado una disminución en el porcentaje de oxígeno en función de la profundidad. Los gases, como el metano (CH ₄), el óxido nitroso (N ₂ O) y el amoníaco (NH ₃), también se intercambian dentro del continuo suelo-planta-atmósfera a través de mecanismos similares de difusión y transformación biológica, y estos gases juegan un papel importante en el cambio climático.

Figura 4.17. Disminución en los niveles de suelo O ₂ con profundidad asociada a actividad biológica (α) y difusividad de gas (D). © Jean Caron está licenciado bajo una licencia CC BY (Atribución).

TEMPERATURA DEL SUELO Y FLUJO DE CALOR

La temperatura del suelo es una propiedad importante que es esencial para muchos procesos y reacciones del suelo que incluyen, pero no se limitan a, actividades microbianas, ciclos de nutrientes, crecimiento radicular y emisiones de gases de efecto invernadero. La temperatura del suelo también afecta la germinación de las semillas, por lo que es una consideración importante para determinar la fecha de siembra en regiones frías como las praderas canadienses, donde las temperaturas invernales descienden muy por debajo de 0°C, por ejemplo, la temperatura ideal para la mayoría de los cultivos es de alrededor de 10°C para la germinación de semillas. Sin embargo, las legumbres, algunos chícharos, lentejas y garbanzos, pueden germinar alrededor de 5°C, ya que una siembra más temprana significa una temporada de crecimiento más larga, la siembra más temprana generalmente significa mayor rendimiento. Por el contrario, la siembra posterior puede resultar en una cosecha posterior y un mayor riesgo de heladas y temperaturas frías en el otoño, lo que podría reducir en gran medida el rendimiento de los cultivos. Por lo tanto, la temperatura del suelo es una propiedad esencial del suelo para comprender los procesos de manejo del suelo y del suelo.

Las propiedades térmicas del suelo son importantes para determinar qué tan rápido se calienta un suelo en primavera, cómo se pierde el calor del suelo en invierno y qué tan rápido cambia la temperatura en las capas superficiales. La capacidad calorífica y la conductividad térmica de los suelos son dos propiedades importantes, que varían dependiendo del contenido mineral versus orgánico de los suelos, y con el contenido de agua del suelo.

Capacidad calorífica del suelo: la capacidad de una sustancia para retener o almacenar calor. Cuanto mayor sea su capacidad calorífica, más calor puede ganar (o perder) por unidad de aumento (o caída) de temperatura. La capacidad calorífica específica es la cantidad de calor (energía) necesaria para provocar un cambio de 1°C en la temperatura de una unidad de volumen de suelo (es decir, cuanto mayor sea la capacidad calorífica, más energía se necesita para causar un pequeño cambio en la temperatura). El agua tiene una alta capacidad calorífica, mientras que la capacidad calorífica del aire es insignificante. En el suelo, a medida que aumenta el contenido de agua, el incremento en la capacidad calorífica del suelo es lineal (Figura 4.18b). En consecuencia, un suelo seco se calienta más rápido que un suelo húmedo, debido a que la energía requerida para elevar la temperatura de un suelo seco es menor que la necesaria para un suelo húmedo. La capacidad calorífica de la materia orgánica sólida supera a la de las partículas minerales sólidas, pero las capas orgánicas son mucho más porosas que las capas minerales del suelo. Por lo tanto, la capacidad de almacenamiento de calor es menor para suelos orgánicos que minerales. Los suelos con una alta capacidad calorífica son resistentes al cambio de temperatura.

Conductividad térmica: la capacidad de un suelo para conducir calor. La conductividad térmica (λ) describe el flujo de calor en respuesta a un gradiente de temperatura. La conductividad térmica de las partículas minerales en un suelo es aproximadamente un orden de magnitud mayor que la materia orgánica; y la conductividad térmica del agua es un orden de magnitud mayor que el aire (Cuadro 4.3). Las capas orgánicas, como el suelo del bosque, tienden a tener menor λ que para los suelos minerales, en gran parte debido a su alta porosidad y mayor porosidad llena de aire. En un suelo mineral, la conductividad térmica está influenciada por el contenido de agua del suelo. Dado que el agua es un buen conductor del calor en relación con el aire, a medida que aumenta el contenido de agua y las películas de agua se unen entre las partículas sólidas adyacentes, la conducción de calor aumenta rápidamente (Figura 4.18a). Así, los suelos húmedos conducen mejor el calor que los suelos secos, mientras que los suelos secos son buenos aislantes.

Cuadro 4.3. Conductividad térmica (λ) de los componentes del suelo (modificada de De Vries, 1963)

Componente del suelo	λ (J/MSK ^o)
Cuarzo	8.368
Minerales de arcilla	2.930
Agua	0.594
Materia orgánica	0.251
Aire	0.026

Figura 4.18. Conductividad térmica (a) y capacidad calorífica del suelo (b) en capas minerales y orgánicas del suelo. Fuente: © Krzic et al. 2013. SoilWeb200 está bajo una licencia CC BY-NC-SA (Atribución NoComercial CompartirIgual).

¿Cómo afecta la temperatura del suelo por la conductividad térmica y la capacidad calorífica del suelo?

La temperatura es una medida de la energía cinética de moléculas individuales. Es importante para la germinación y el crecimiento de las plantas, así como para la actividad de los organismos del suelo, y cómo la temperatura del suelo varía con el tiempo depende tanto de factores climáticos (p. ej., insumos de radiación) como de las propiedades térmicas del suelo. Para dar un ejemplo, podemos comparar los regímenes de temperatura superficial de dos suelos minerales con textura idéntica, SOM, porosidad y densidad aparente, pero diferente contenido de agua del suelo (suelo húmedo versus suelo seco). Inicialmente ambos suelos tienen la misma temperatura. En un caluroso día de verano, la radiación solar que llega a la superficie del suelo se convierte en energía térmica, que tiende a elevar la temperatura de la superficie del suelo. El suelo húmedo tiene una mayor conductividad térmica, por lo que conduce rápidamente el calor hacia abajo, lejos de la superficie. Además, su alta capacidad calorífica significa que el material de la superficie requeriría un gran aumento en el contenido de calor para sufrir un aumento de temperatura de 1°C; en contraste, el suelo seco no puede conducir el calor hacia abajo muy fácilmente (debido a la baja conductividad térmica), por lo que el calor superficial el contenido se acumula, e incluso un pequeño aumento en el contenido de calor causaría un gran aumento de la temperatura (debido a la baja capacidad de calor). Así, la superficie seca del suelo está sujeta a fluctuaciones extremas de temperatura, y la superficie húmeda no lo está.

CONSISTENCIA Y RESISTENCIA DEL SUELO

La consistencia del suelo se refiere a la resistencia del material del suelo a la deformación, y la tendencia de la masa del suelo a cohere (pegarse) y adherirse (adherirse a otros materiales). La consistencia del suelo se ve fuertemente afectada por el contenido de arcilla y el contenido de agua (Figura 4.19). Imagínese que comenzamos con arcilla seca en polvo y comenzamos a agregar agua, mientras trabajamos la muestra entre nuestros dedos. El límite de contracción indica el contenido de agua del suelo donde se produce un cambio de volumen (específicamente cuando una pérdida en el agua del suelo ya no resulta en una reducción en el volumen del suelo). Con un contenido de agua moderadamente bajo, el suelo se desmorona, aunque algunas piezas se pegan entre sí. Se dice que el suelo en esta condición es “friable”. A medida que agregamos agua, el contenido de agua alcanza un límite o límite crítico, que se denomina límite plástico. El suelo cambia repentinamente de comportamiento; ya no se desmorona, sino que se vuelve “plástico”, es decir, podemos deformarlo y moldearlo bajo las tensiones aplicadas por nuestros dedos. A medida que seguimos agregando agua al suelo, permanece plástica hasta que se alcanza otro umbral. De pronto, ya no es moldeable en otra forma que tenderá a retener. En cambio, la muestra tiene tendencia a fluir cuando el estrés se aplica repentinamente. El contenido crítico de agua en este límite entre el comportamiento plástico y líquido se llama límite líquido.

Estos contenidos de agua umbral (límite de contracción, límite de plástico y límites de líquidos) se denominan límites de Atterberg (Figura 4.19). A diferencia de los científicos del suelo que tienden a querer documentar la resistencia de un suelo a la deformación para preservar el estado de un suelo para el cultivo de árboles o cultivos, los ingenieros quieren documentar qué tan bien un suelo puede resistir un estrés con fines de construcción.

Figura 4.19. Los límites de Atterberg. Fuente: Krzic et al. (2013) SoilWeb200 CC BY-NC-SA. © Krzic et al. 2013. SoilWeb200 está bajo una licencia CC BY-NC-SA (Atribución NoComercial CompartirIgual).

RESUMEN

El suelo es un sistema trifásico: sólido, líquido y gas. La magnitud e interacción entre las fases determinan el comportamiento y la funcionalidad del suelo.
La textura del suelo (es decir,% arena, limo y arcilla) influye en muchas otras propiedades del suelo, incluyendo retención de agua, aireación, drenaje y susceptibilidad a la compactación.
Las fuerzas de adhesión y cohesión son responsables de la retención de agua en los suelos.
Capacidad de campo, punto de marchitamiento permanente y capacidad de almacenamiento de agua disponible (o agua disponible en la planta) son términos utilizados para describir el contenido de agua de un suelo con fines de manejo.
El movimiento del agua en el suelo es impulsado por las diferencias en el potencial hídrico del suelo.
La conductividad hidráulica representa la capacidad del suelo para facilitar el flujo de agua, y está relacionada con el tamaño y conectividad de los poros llenos de agua.
Los solutos en los suelos son transportados por difusión y flujo másico.
El principal mecanismo de movimiento de gas en el suelo es a través de la difusión.
La conductividad térmica del suelo y la capacidad de almacenamiento de calor determinan la rapidez con la que un suelo se calienta (o se enfría).

PREGUNTAS DE ESTUDIO

Defina cada uno de los siguientes términos:
- superficie específica
- fracción de tierra fina
- potencial hídrico del suelo
Defina cada uno de los siguientes términos e identifique distinciones importantes entre términos emparejados:
- textura del suelo y estructura del suelo
- densidad de partículas y densidad aparente
- capacidad de campo y punto de marchitamiento permanente
Dibuje las curvas características del agua del suelo para un suelo arenoso y un franco (incluya etiquetas de eje).
Definir el potencial hídrico del suelo y explicar cómo fluye la dirección del agua en respuesta a un gradiente en el potencial hídrico total.
Enumerar y definir las fuerzas individuales, que conforman el potencial hídrico total del suelo.
¿Cuál es la relación entre el potencial mátrico y el tamaño de los poros del suelo?
¿Cómo se podría utilizar la curva característica del agua del suelo para obtener información sobre la distribución del tamaño de los poros del suelo?
Describir brevemente las diferencias en el transporte de solutos por flujo másico y por difusión.
¿Cómo afectan los poros llenos de agua a la difusión del oxígeno en los suelos en relación con los poros llenos de aire?
¿Cómo influye la compactación por maquinaria pesada en la distribución de oxígeno en los suelos?
En regiones de temperatura (como Vancouver B.C.) donde los inviernos son húmedos y suaves, los suelos pueden tardar mucho en calentarse en primavera. ¿Por qué los suelos húmedos tardan mucho en calentarse?

Ejemplos trabajados

Ejemplo #1 — Densidad aparente y contenido gravimétrico de agua

Zineb, estudiante de la Universidad de Columbia Británica, recolectó un núcleo de suelo de la granja UBC durante el verano. La muestra se pesa, se seca al horno a 105ºC durante 24 horas (o peso constante) y se vuelve a pesar.

Foto de Zineb Bazza, Universidad de Columbia Británica, Vancouver @ CC BY	Se obtuvieron los siguientes datos:
	Volumen del núcleo:	330 cm ³
	Peso del núcleo de metal:	56.0 g
	Peso fresco del núcleo + suelo	499.4 g
	Peso del suelo en seco al horno:	386.1 g

Calcular la densidad aparente y el contenido gravimétrico de agua de esta muestra de suelo (mostrar fórmulas utilizadas y unidades).

Paso 1: Cálculo de la densidad aparente

Sabemos $\ rho_b =\ dfrac {m_s} {v_t}$

donde $M_s$ = masa de sólidos y $V_t$ = volumen total de suelo

Así, $\ rho_b =\ dfrac {m_s} {v_t} =\ dfrac {386.1\, g} {330\, cm^3} = 1.17\, g\, cm^ {-3}$

Paso 2: Cálculo del contenido gravimétrico de agua

Sabemos que $\ theta_w =\ dfrac {m_L} {m_s} =\ dfrac {M_ {fresco} - M_ {horno\; seco}} {m_s}$

donde

$M_ {fresco} = (fresco\, masa\, de\, suelo + núcleo) - masa\, de\, núcleo = 499.4\, g -56.0\, g = 443.4\; g$

Así, $\ theta_w =\ dfrac {443.4\, g - 386.1\, g} {386.1\, g} =\ dfrac {57.3\, g} {386.1\, g} = 0.15\, g\, g ^ {-1}$

Ejemplo #2 — Contenido gravimétrico y volumétrico de agua

Una muestra de suelo recolectada de la región Chaudière-Apalaches de Quebec tiene un contenido gravimétrico de agua (θ _w) de 0.19 g g ^-1 y una densidad aparente (ρ _b) de 1.26 g cm ^-3. ¿Cuál es el contenido volumétrico de agua (θ _v) de esta muestra en cm ³ cm ^-3? Mostrar todas las fórmulas, unidades y cálculo completo.

Eso lo sabemos $\ theta_v =\ dfrac {v_l} {v_t}$ y $\ theta_w =\ dfrac {m_L} {m_s} =\ dfrac {m_T - M_s} {m_s}$

Ahora, $\ rho_l =\ dfrac {m_L} {v_l}$ o $v_l =\ dfrac {m_L} {\ rho_l}$ y $\ rho_b =\ dfrac {m_s} {v_t}$ o $V_t =\ dfrac {m_s} {\ rho_b}$

Así, $\ theta_v =\ dfrac {v_l} {v_t} =\ dfrac {\ frac {m_L} {\ rho_l}} {\ frac {m_s} {\ rho_b}} =\ dfrac {m_L\ cdot\ rho_b} {m_s\ cdot\ rho_l} =\ theta_w\ dfrac\ rho_b} {\ rho_l}$

Ahora bien, si consideramos la densidad del líquido (o agua en este caso) = 1 g cm ^-3 (en unidad CGS), entonces simplemente podemos escribir $\ theta_v =\ theta_w\ rho_b$

Para la muestra de suelo del Yukón (mostrando unidades completas):

$\ theta_v =\ theta_w\ rho_b = 0.19 g g^ {-1}\ veces\ dfrac {1.26\ frac {g} {cm^3}} {1\ frac {g} {cm^3}} = 0.24\ frac {cm^3} {cm^3}$

Ejemplo #3 — densidad aparente y porosidad

Un suelo franco en el sur de Alberta tiene una porosidad de 48%. ¿Cuál es la densidad aparente de este suelo en kg m ^-3? Muestra todas las fórmulas que utilices y el cálculo completo incluyendo las unidades.

Suponiendo una densidad de partículas de $2.65\ frac {kg} {m^3}$ y dada una porosidad del 48% o $0.48\ frac {cm^3} {cm^3}$ , la densidad aparente es $1,378\ frac {kg} {m^3}$

Este cálculo se realiza reordenando y resolviendo la siguiente ecuación:

Porosidad $= 1 -\ frac {\ rho_b} {\ rho_s}$ donde $\ rho_b$ es la densidad aparente del suelo y $\ rho_s$ es la densidad de partículas del suelo.

Por lo tanto: $\ rho_b = 2.65\ frac {g} {cm^3} - (2.65\ frac {g} {cm^3}\ veces 0.48) = 1.378\ frac {g} {cm^3} = 1,378\ frac {kg} {m^3}$

Ejemplo #4 — Movimiento del agua del suelo

Miles, quien enseña ciencias introductorias del suelo en la Universidad de Alberta, tomó medidas de la tensión del agua del suelo (T) a 3 profundidades, antes y después de un gran evento de lluvia. Desafortunadamente, algunas de las mediciones se perdieron.

A) Rellene las dos tablas siguientes utilizando la siguiente información:

la solución del suelo no contiene sales y el suelo está bien ventilado a la atmósfera
los tres puntos (o profundidades) de observación están por encima del nivel freático (o superficie de agua libre)
el punto de referencia se establece en la superficie del suelo

[pista: recuerda que $T = -\ text {potencial mátrico}$ ( $h_m$ )]

Tabla I

Punto	Profundidad en el suelo (m)	T (m)
A	0	2.3

B	-0.1	2.45

C	-0.25	2.9

Cuadro II

Punto	Profundidad en el suelo (m)	T (m)
A	0	5.2

B	-0.1	4.4

C	-0.25	4.65

B) ¿Qué tabla pertenece a las medidas tomadas antes del evento de lluvia y cuáles después? Explique brevemente.

Solución:

determinie $h_g$ : dado que la elevación de referencia está en la superficie, y las unidades son m de agua, $h_g$ es la misma que la profundidad, es decir, cada vez más negativa a medida que nos movemos más profundo en el perfil del suelo y más por debajo de la elevación de referencia
recordar que el potencial mátrico ( $h_m$ ) = $-\; T$
ya que la solución del suelo no contiene sales, el potencial osmótico $h_o = 0$
ya que el suelo está bien ventilado, y el perfil del suelo está por encima del nivel freático, $h_p = 0$
recordar $h_t =\ Sigma (h_g + h_m + h_o + h_p)$
recordar que el agua del suelo se mueve de alto a bajo potencial, así se puede determinar la dirección del flujo

Tabla I

Punto	Profundidad en el suelo (m)	T (m)	h _g (m)	h _m (m)	h _o (m)	h _p (m)	h _t (m)	Dirección del flujo ( $\ flecha abajo\ uparrow$ )
A	0	2.3	0	-2.3	0	0	-2.3
								$\ flecha abajo$
B	-0.1	2.45	-0.1	-2.55	0	0	-2.55
								$\ flecha abajo$
C	-0.25	2.9	-0.25	-3.15	0	0	-3.15

Cuadro II

Punto	Profundidad en el suelo (m)	T (m)	h _g (m)	h _m (m)	h _o (m)	h _p (m)	h _t (m)	Dirección del flujo ( $\ flecha abajo\;\ uparrow$ )
A	0	2.3	0	-5.2	0	0	-5.2
								$\ uparrow$
B	-0.1	2.45	-0.1	-4.4	0	0	-4.5
								$\ flecha abajo$
C	-0.25	2.9	-0.25	-4.65	0	0	-4.9

B) En el Cuadro I se muestran los datos posteriores a la lluvia, ya que la dirección del flujo de agua en la parte superficial del perfil (es decir, del punto A al B) es descendente. El movimiento descendente del agua implica que el agua está entrando al suelo.

En el Cuadro II se muestran los datos antes de la lluvia. En el Cuadro II, el agua se mueve hacia arriba, del punto B al punto A, lo que indica que esa parte del perfil del suelo es más seca (probablemente debido a la combinación de evapotranspiración y captación de agua en esa parte del suelo por las raíces y los organismos del suelo).

Ejemplo #5 — Transporte de solutos/lixiviación de nitratos en suelo

Fernanda, estudiante de la Universidad de Saskatchewan realizó un experimento de columna. El diámetro de la columna de suelo fue de 20 cm. Ella aplicó una tasa constante de NO ₃ ^— solución en la parte superior de la columna de suelo. Cuando la cantidad de solución recogida del fondo de la columna alcanzó el estado estacionario (es decir, el flujo fue constante con el tiempo), se recogieron 30 mL de solución en 30 minutos.

A) Calcular el flujo de agua del suelo

El flujo de agua es $q_w =\ dfrac {V} {At}$ donde $A$ está el área de la sección transversal de la columna ( $\ pi r^2$ ); así,

$q_w =\ dfrac {30\, cm^3} {3.14\ cdot (10\, cm) ^2\ cdot 30\, min} = 0.00318\, cm\, min^ {-1}$

Fernanda también tomó una muestra de la solución recolectada y midió la concentración de NO ₃ ^— usando Cromatografía Iónica (IC). La concentración medida de NO ₃ ^— fue de 10 μg L ^-1.

B) Calcular el NO ₃ ^— flujo

El flujo NO ₃ ^— se puede calcular usando la Ecuación # 22:

$q_s = Q_wC = 0.00318\, cm\, min^ {-1}\,\ cdot\ ,10\,\ mu g\, L^ {-1}\ cdot\ ,0.001\, L\, cm^ {-3}$

$q_s = 3.18\ cdot 10^ {-5}\,\ mu g\, cm^ {-2}\, min^ {-1}$

Alternativamente, podemos calcular el flujo basado en la definición de flujo químico:

$masa\, de\, productos químicos = V\ cdot C = 30\, cm^3\ cdot 10\,\ mu g\, L^ {-1}\ cdot 0.001\, L\, cm^ {-3} = 0.3\,\ mu g$

por lo tanto,

$q_s =\ dfrac {m} {At} =\ dfrac {0.3\,\ mu g} {3.14\ cdot (10\, cm) ^2\ cdot 30\, min} = 3.18\ cdot 10^ {-5}\,\ mu g\, cm^ {-2}\, min^ {-1}$

REFERENCIAS

Bittman, S., Sheppard, C., y Hunt, D. 2017. Potencial para mitigar el amoníaco atmosférico en Canadá. Uso y Manejo del Suelo 33 (2): 263-275. doi:10.1111/suma/12336

Caron, J., Pelletier, V., Kennedy, C. D., Gallichand, J., Gumiere, S., Bonin, S., Bland, B., y Pepin, S. 2017. Lineamientos de estrategias de manejo de riego y drenaje para mejorar la producción de arándano y optimizar el uso del agua en América del Norte. Revista Canadiense de Ciencia del Suelo 97 (1): 82-91.

Caron, J., Price, J. S., y Rochefort, L. 2015. Propiedades físicas del suelo orgánico: adaptación de conceptos de suelo mineral a los medios de cultivo hortícola y caracterización de Histosol. Diario Zona Vadosa 14:1-14.

De Vries, D.A. 1963. Propiedades térmicas de los suelos. En W.R. van Wijk (ed.) Física del Medio Ambiente Vegetal, John Wiley & Sons, Nueva York. pp. 210-235.

Gregorich, E.G., Turchenek, L.W., Carter M.R., y Angers D.A. 2001. Diccionario de ciencias del suelo y del medio ambiente. Prensa CRC, Boca Ratón.

Krzic, M., Wiseman, K., Dampier, L., Grand, S., Wilson, J. y Gaumont-Guay, D. 2013. SoilWeb200: Una herramienta educativa en línea para el curso APBI 200: Introducción a la Ciencia del Suelo. La Universidad de Columbia Británica, Vancouver [http://soilweb200.landfood.ubc.ca]

Narasimham, T. N. 2007. Ideas centrales de Buckingham (1907): Un siglo después. Zona Vadosa Diario 6 (4) :687-693. doi:10.2136/vzj2007.0080

Relicosky, D. C., y Ritchie, J. T. 1976. Importancia relativa de la resistencia del suelo y la resistencia vegetal en la absorción de agua radicular Soil Science Society of America Revista 40 (2) :293-297.

Rekika, D., Caron, J., Rancourt, G. T., Lafond, J. A., Gumiere, S. J., Jenni, S., y Gosselin, A. 2014. Riego óptimo para producción de cebolla y apio y germinación de semillas de espinaca en Histosoles. Revista Agronomía 106 (3) :981-994.

Ritchie, H., y Roser M. 2013. Rendimientos de los cultivos. Publicado en línea en OurWorldindate.com recuperado de https://ourwolrdindata.org/crop-yields.

Tisdale, J.M. y Oades, J.M. 1982. Materia orgánica y agregados estables al agua en suelos. Revista Europea de Ciencia del Suelo 32 (2) :141-163. doi.org/10.1111/j.1365-2389.1982.tb01755.x

USD-NRCS. 1991. Relaciones suelo-agua-planta. Sección 15, Capítulo 1, Manual Nacional de Ingeniería, 2a edición. https://directives.sc.egov.usda.gov/...tent=18350.wba

Acerca de los Autores

Sandra Brown, Profesora Asistente de Enseñanza, Facultad de Tierra y Sistemas Alimentarios, Universidad de Columbia Británica, Vancouver, BC

Sandra Brown (licenciada bajo licencia CC-BY-NC-ND)

Poco después de la erupción del monte Saint Helens en 1980, me encontraba en la zona roja —gris, sombría, ominosa, pero hermosa. Un año después, ese paisaje ya había comenzado a transformarse. Estaba enganchado, quería aprender más sobre esta transformación de sedimento a suelo. Los andisoles (suelos formados en cenizas volcánicas) son mis favoritos, en parte por su capacidad de retener agua, en parte porque son excelentes para cultivar café colombiano!

Asim Biswas, Profesor Asociado, Escuela de Ciencias Ambientales, Universidad de Guelph, Guelph, ON

Asim Biswas (licenciado bajo licencia CC-BY-NC-ND)

Al crecer en una pequeña granja de subsistencia en un pueblo remoto en la India, reconocí el suelo como el recurso más valioso que puede tener cualquier familia de granjas. Cuando empecé a jugar con los suelos y a cultivar cultivos con ancianos, una pregunta siempre fascinó a mi joven mente: '¿qué hay en los suelos que una pequeña semilla puede convertirse en una gran planta o árbol?' Mi curiosidad por los suelos me lleva a estudiar ciencias del suelo en la universidad. Mi investigación actual se enfoca en aumentar la productividad y resiliencia de nuestra producción de alimentos de una manera ambientalmente sustentable.

Jean Caron, Profesor, Ciencia del Suelo e Ingeniería Agroalimentaria, Universidad Laval, Ciudad de Quebec, QC

Jean Caron (licenciado bajo licencia CC-BY-NC-ND)

A los 12 años, leí un artículo en Reader's Digest sobre Norman Borlaug, un famoso agrónomo. Entonces tomé mi decisión de convertirme en agrónomo y eso nunca ha cambiado. Me interesé por el poder de las matemáticas, la física y la tecnología, que me llevan a la física del suelo. Como Profesor, trabajo en movimiento de agua en suelos, manejo de drenaje y riego, y conservación de suelos. Estar en el campo investigando y resolviendo problemas con productores e ingenieros agrícolas es, para mí, la parte más emocionante de mi trabajo; tener la oportunidad de trabajar con agricultores y profesionales apasionados.

Miles Dyck, Profesor Asociado, Facultad de Ciencias Agrícolas, de la Vida y Ambientales, Universidad de Alberta, Edmonton, AB

Miles Dyck (licenciado bajo una licencia CC-BY-NC-ND)

Imparto cursos de física de suelos y formación/clasificación de suelos. Mi investigación se centra en cómo los procesos físicos del suelo y las propiedades se ven afectados por las actividades humanas. Al crecer en una granja en el suroeste de Saskatchewan, sentí curiosidad por saber cómo se habían desarrollado los paisajes de los suelos alrededor de mi casa. En la universidad aprendí sobre suelos de Canadá y ¡me enganché! Los suelos son importantes para la producción de alimentos y la calidad del agua y el aire. Agradezco tener la oportunidad de ganarme la vida aprendiendo sobre el suelo.

Bing Si, Profesor, Facultad de Agricultura, Universidad de Saskatchewan, Saskatoon, SK

Cuando era adolescente, disfruté ayudando a mi mamá en la granja. Pero después de un largo día de suelo desgarrador usando una azada, sentí que el suelo seguía siendo tan duro como una roca. El suelo de nuestra finca era arcilloso y bajo en materia orgánica, y cuando estaba seco, formaba una costra dura. Con la pregunta de cómo mejorar el suelo, me inscribí como especialista en agricultura en la universidad. Mi investigación actual intenta responder: ¿Por qué el suelo arenoso puede sostener un bosque más exigente de agua, pero no un cultivo? ¿Cuál es la contribución del suelo profundo (más allá de la profundidad de 1 m) al crecimiento de las plantas?