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NN31048.1B-1S
s • • ! PRINCIPIOS Y APLICACIONES
DEL DRENAJE
I MATERIAS PRELIMINARES
Publication 16 Vol. I
PRINCIPIOS Y APLICACIONES DEL DRENAJE
I MATERIAS PRELIMINAIRES
II TEORIAS DEL DRENAJE AGRICOLA Y DE LA ESCORRENTIA
III ESTUDIOS E INVESTIGACIONES
IV DISENO Y MANEJO DE LOS SISTEMAS DE DRENAJE
Editado a partir de Apuntes del Curso Internacional de Drenaje Agricola Wageningen
I INTERNATIONAL INSTITUTE FOR LAND RECLAMATION AND IMPROVEMENT
P.O. Box 45 WAGENINGEN HOLANDA 1977
Nuestro Instituto se complace en présentai", sumado a las ediciones en Ingles, esta en Castellano, posibilitada gracias al buen trabajo de traducción llevado a cabo por los colegas:
M. DONEZAR DIEZ DE ULZURRUN, Ing. Agr. (Coordinador) F. ELIAS CASTILLO, Ing. Agr. (Coordinador) J. MARTINEZ BELTRAN, Ing. Agr. L. CA VANILLAS LASALA, Ing. Agr.
La edición original de esta obra ha sido publicada en inglès con el titulo DRAINAGE PRINCIPLES AND APPLICATIONS por el International Institute for Land Reclamation and Improvement, Holanda, 1974.
Edición en castellano: 1977-1978
© International Institute for Land Reclamation and Improvement/ILRI, Wageningen, 1977 The Netherlands This book or any part thereof must not be reproduced in any form without the written permission of ILRI.
Prefacio El International Institute for Land Reclamation and Improvement (Instituto
Internacional de Mejora y Rescate de Tierras) fué fundado en Wageningen en 1956
y le fué encomendada la tarea de reunir y difundir conocimientos en los campos
mencionados en su denominaciôn.
Durante sus primeros anos de existencia, el Instituto recibiô una afluencia pro-
gresivamente creciente de visitantes de otros paîses quienes plantearon una
amplia diversidad de problemas sobre cuestiones de agrohidrologïa en las que es
sabido que los holandeses tienen una considerable experiencia: problemas de
encharcamiento y el proceso de eliminar el exceso de agua. Pronto se hizo evi-
denta que el asesoramiento y ensenanza de estos visitantes requerîa una cantidad
desproporcionada de tiempo del Instituto y este hecho nos Obligo a considerar -
independientemente de nuestro programa de publicaciones - cômo podrîamos satis-
facer de la mejor manera posible el gran interés puesto de manifiesto.
Y asî surgió la idea de organizar un curso que pudiese tratar sistemâticamente el
tema del "drenaje agrîcola" y el conocimiento bâsico fundamental para el mismo.
Se trazaron planes iniciales en 1960 y fué designado un Consejo, consistente en
représentantes de instituciones holandesas afines, para supervisar la programa-
ciôn cientîfica y practica. El Prof.Dr.F.Hellinga fué el primer Presidente de
este Consejo.
Para hacer frente a las cuestiones administrativas, financieras y sociales rela-
cionadas con el curso, se buscö cooperaciôn - y se obtuvo - del International
Agricultural Centre (Centro Agrîcola Internacional) en Wageningen. En 1962 se
llevô a la practica el primer "Curso Internacional sobre Drenaje Agrîcola". Su
idioma fué el inglés, duro tres meses y sus participantes alcanzaron la cifra de
veinticinco.
Lo que originariamente fué considerado como un acontecimiento incidental que
podrîa repetirse en una fecha futura si fuese necesario - résulta un "éxito" que
pedîa repeticiôn y el curso se convirtiô en un acontecimiento anual. Incluyendo
el curso numero diez, en 1971, el numero total de participantes fué de 281,
procedentes de 62 paîses diferentes.
El Instituto esta agradecido por la enorme cooperaciôn que ha recibido siempre
de otras instituciones Holandesas, quienes cedieron sus expertos en investigación
y trabajos de campo para dar conferencias en el curso juntamente con el equipo de
profesores del propio Instituto.
Desde el principio se facilitô a los participantes notas de las conferencias
para que les sirviesen de apoyo a la palabra hablada. Sin embargo, muchos no
participantes estuviaron también interesados en conseguir estas notas, pero
fuimos incapaces de satisfacer sus deseos, porque estimamos que, en general, el
texto no estaba suficientemente "sopesado" ni adecuadamente "cristalizado" para
ser leîdo con independencia de las conferencias. La redacción era a menudo im
perfecta si bien la mayorîa de los textos han mejorado con los anos. Con la
depuraciôn gradual del contenido del tema - cotejado frente a las necesidades de
los estudiantes - y la presión siempre creciente para hacer que las notas estu-
viesen al alcance de un sector mas amplio, el Consejo del Curso decidiô, en
1969, hacer una reedición de todas las notas de las conferencias para después
ser editadas por el Instituto en una unica publicación de cuatro volûmenes.
Una Comisión Editorial consistente en miembros del personal del Instituto fué
creada para acometer la tarea. Los miembros de este grupo fueron:
Mr. P.J.Dieleman, Presidente (1969-71)
Mr. J.G.van Alphen (1969)
Mr. G.P.Kruseman (1969-70)
Mr. P.J.Oosterbaan (1970-71)
Mr. S.J.de Raad (1970-71)
Hacia mediados de 1971, después de dos anos de intenso trabajo, la Comisión des-
graciadamente se disolviô ya que sus miembros, uno por uno, la abandonaron al
ser destinados a otras partes del mundo. Durante la segunda mitad de 1971, so-
1amente un miembro del equipo, Mr.J.H.M.Aalders, continuo el trabajo de preparar
el manuscrito para su publicaciôn. Después que terminô su nombramiento temporal,
se formô un grupo de trabajo con otro equipo cuyo objetivo era terminar la tarea
dentro del marco trazado por la Comisión Editorial originaria. Los miembros de
esta grupo fueron:
Mr. J.Kessler, Presidente,
Mr. T.Beekman,
Mr. M.G.Bos,
Mr. R.H.Messemaeckers van de Graaff,
Mr. N.A.de Ridder,
Mr. J.Stransky,
Mr. Ch.A.P.Takes,
Mrs.M.F.L.Wiersma-Roche.
Habiendo figurado como Director del Instituto durante el perîodo en que el
Curso Internacional sobre Drenaje Agrïcola tomó carta de naturaleza y cuando
se tomó la decision de publicar las notas de las clases, quisiera expresar la
satisfacción que sentï con la aparición del primer volumen de la serie. En los
Ultimos tres anos, una gran proporción de las personas empleadas en el Instituto
ha dedicado mucho tiempo y energîa, incluso sus horas libres, para completar
este trabajo. Quiero dar las gracias a todos los que han participado, y no so-
lamente incluyo a los autores, conferenciantes y miembros del equipo ya mencio-
nados, sino también a los que han trabajado tan magnîficamente en los dibujos,
planificación y composición. Es mi ferviente esperanza que su esfuerzo comuni-
tario ayuda realmente en la ejecución adecuada del drenaje agrïcola en todo el
mundo•
Agadir (Marruecos) J.M.van Staveren
Mayo, 1972 Director (1956-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
Introducción
El drenaje agrîcola consiste en la eliminación, por medios artificiales,del ex-
ceso de agua del suelo o de la superficie del terreno, siendo su objetivo hacer
al suelo rnas idóneo para su uso por el nombre. En agricultura sus objetivos son
aumentar la producción, mantener los rendimientos o reducir los costos de pro-
ducción - todo lo cual ayuda a la empresa agrîcola a maximizar su beneficio neto.
Como tal, el drenaje agrîcola es una practica antigua.
En Holanda, con una gran parte de su suelo llano situado por debajo del nivel del
mar o de los rïos, el drenaje ha sido siempre una necesidad vital. Se desarrolló
partiendo de la construcción de simples compuertas en cauces naturales a través
de los cuales podia ser descargado el exceso de agua por gravedad cuando los
nivelés del mar o del rïo eran bajos, hasta el sofisticado sistema actual de
drenes enterrados, colectores principales y estaciones de bombeo.Este desarrolló
fué acompanado por un conocimiento creciente de los principios del drenaje,
elevândolo desde una practica basada en la experiencia y pericia, hasta una
ciencia basada en las interrelaciones complejas entre las condiciones hidrológi-
cas, pedológicas y agronómicas.
En el siglo diecinueve los hidrölogos franceses Darcy y Dupuit fueron los prime-
ros en foraular las ecuaciones bâsicas para el flujo subsuperficial de agua a
través de medios porosos y aplicarlas al flujo hacia los pozos. A principios
del siglo veinte, Rothe aplicö estas ecuaciones al flujo subsuperficial de agua
hacia los drenes y dedujo la primera formula de drenaje, pero fué Hooghoudt
quién en los anos treinta dió un estlmulo real a un anälisis racional del pro-
blema del drenaje, estudiândolo en el contexto del sistema planta-suelo-agua.
Desde entonces han sido hechas muchas contribuciones hacia un perfeccionamiento
adicional de este anälisis racional por cientîficos de todo el mundo: Childs
en Inglaterra, Donnan, Luthin y Kirkham en los Estados Unidos y Ernst y Wesseling
en Holanda.
Pero cuando las teorîas de drenaje se aplican en la practica todavîa nos enfren-
tamos con un cierto numero de limitaciones.Estas limitaciones son una consecuencia
de la gran variabilidad que encontramos en la naturaleza al tratar con suelos y
plantas. Nos enfrentamos con problemas taies como: icômo caracterizar un perfil
de suelo consistente en un gran numero de capas distintas que cambién en posi-
ciön y magnitud de un sitio a otro?; icômo medir las constantes fîsicas del
suelo?; icómo formular las necesidades agronómicas con respecto al agua en "ex
ceso"?
viii
Todos estos factores contribuyen a una falta de exactitud inevitable que tene-
mos que aceptar al trabajar en el drenaje agrïcola. Por consiguiente es todavïa
valida la aseveración hecha por Clyde Houston en 1961:
"Aunque se ha realizado un gran avance en anos recientes en desarrollar criterios
de drenaje e instrumentos de investigación, todavïa se précisa un buen juicio,
experiencia local y tanteos - junto con un conocimiento a fondo de los princi-
pios basicos - para diseîiar con éxito un sistema de drenaje".
En el Curso Internacional sobre Drenaje Agrîcola se esta realizando un esfuerzo
para cubrir, tan completamente como es posible y dentro de un perîodo de tres
meses, los principios basicos y la aplicación del método racional al drenaje
agrîcola. Alrededor de 30 profesores de varias disciplinas aportan el curso sus
conocimientos especializados y experiencia. Incluso asî, no pueden ser completa
mente discutidos o ni siquiera mencionados todos los aspectos que pueden tener
conexion con un drenaje satisfactorio dentro del limite de tiempo impuesto por
un curso de tres meses. Ha de hacerse una elección, y por ello se ha dado un
énfasis explîcito a los aspectos agrohidrológicos, mientras que se ha concedido
deliberadamente menos atención a la hidraûlica del flujo de agua en cauces abier-
tos y a los aspectos de ingenierîa que son tratados mas extensivamente en los
manuales que los aspectos agrohidrológicos.
El material presentado en los cuatro volûmenes de esta publicación esta basado
en las notas de las clases preparadas por los profesores del Curso de Drenaje.
En muchos casos una materia ha sido presentada por mäs de un profesor durante
los diez anos en los que ha tenido lugar el curso. Como cada profesor ha aportado
sus conocimientos sobre el tema, cada capîtulo debe ser considerado como el re-
sultado de su aportación combinada. Por esta ràzon se da una relación de sus
nombres en cada capîtulo aparte de el del autor(es) real(es).
Por razones prâcticas se decidió no publicar todo el material en un gran volumen,
sino hacer una subdivision logica en cuatro volûmenes. Los temas se han agrupado
de tal manera que cada volumen puede ser consultado con independencia de los
otros. El Volumen I describe los elementos bäsicos, leyes fîsicas y conceptos
del sistema planta-suelo-agua en el que tienen lugar los procesos del drenaje
agrîcola. El Volumen II présenta los teorîas del drenaje y los modelos matemâti-
cos para el flujo subsuperficial y escorrentîa de cuencas, y formula los obje-
tivos del drenaje para el control de salinidad y prevención del encharcamiento.
El Volumen III discute los distintos estudios y técnicas de investigación para
determinar los parâmetros del sistema planta-suelo-agua que han de ser introdu-
cidos en los cälculos de diseno del trabajo. El Volumen IV trata del diseno y
dimensionamiento de los sistemas de drenaje,algunos de los aspectos principales
de ingenierïa y aspectos de operaciôn y mantenimiento. El lector observarâ que
los principios bâsicos del tema han recibido el principal énfasis en esta publi-
cación. Aunque también se ha concedido la debida atención a la aplicación de
estos principios, no han podido presentarse soluciones prefabricadas que servi-
rïan para todas las distintas condiciones bajo las que se aplica el drenaje.
Sin embargo, un conocimiento a fondo de estos principios capacitarä al lector
para introducir las modificaciones y técnicas especiales adaptadas a las condi
ciones especïficas con las que se enfrentea.
Confiamos en que las notas de clase editadas del Curso Internacional sobre Dre
naje Agrïcola como son presentadas ahora en estos cuatro volümenes de "Princi
pios del Drenaje y Aplicaciones", se difundirân por todo el mundo. No solamente
hasta nuestros primeros participantes y hasta aquellos que se unirân al curso
en el futuro, sino también a los que tratan activamente con aspectos prâcticos
y téoricos del drenaje agrïcola. Aunque puedan resultar aparentes un cierto
numero de deficiencias, inhérentes al hecho de que la publicaciön se basa en
notas de clase escritas por muchos autores, confiamos en que el libro demos-
trarâ su utilidad. Seran bien recibidas cualquier critica y sugerencias que
puedan conducir a mejorar las futuras ediciones de este libro.
Los editores
Relación de temas y autores de los volümenes I-IV Volumen I MATERIAS PRELIMINAIRES
Capîtulos
Hidrogeologîa de los diferentes tipos de zonas lianas
Suelos y propiedades de los suelos
Suelos sallnos
Desarrollo de las plantas en relación con el drenaje
Flsica de la humedad del suelo
Hidraullca elemental del agua en la zona saturada
Modelos analógicos: laminas conductoras analógicas
N.A.DE RIDDER
W.F.J.VAN BEERS
B.VERHOEVEN
G.A.W.VAN DE GOOR
P.H.GROENEVELT J.W.KIJNE
P.J.DIELEMAN
W.H.VAN DER MOLEN
Volumen II TEORIAS DEL DRENAJE AGRICOLA Y DE LA ESCORRENTIA
Capîtulos
8
9
10
11
12
13
14
15
16
Flujo subsuperficial de agua hacia los drenes
Balance de sales y necesidades de lavado
Efectos del riego en el drenaje
Criterios de drenaje agrlcola
Flujo de agua hacia pozos
Filtraciones
Drenaje por bombeo de pozos
Relaciones lluvia-escorrentîa y modelos para el cälculo
Anâlisis de hidrogramas para zonas con predominio de escorrentîa subsuperficial
J.WESSELING
W.H.VAN DER MOLEN
J.NUGTEREN
J.KESSLER
J.WESSELING
J.WESSELING
N.A.DE RIDDER
D.A.KRAIJENHOFF VAN DE LEUR
J.W.DE ZEEUW
Volumen III ESTUDIOS E INVESTIGACIONES
Capîtulos
17
18
19
20
21
22
23
24
25
26
Estudios y su secuencia
Anâlisis de datos pluviométricos
Determinación de la evapotranspiración
Estudio hidropedológico
Estudios del agua subsuperficial
Evaluaciôn de balances del agua subterrânea
Medida de la humedad del suelo
Determinación de la conductividad hidrâulica de los suelos
Obtenciön de las caracteristicas de un acuîfero a partir de ensayos por bombeo
Deducción de constantes hidrológicas a partir de pruebas de drenaje en el campo
J.M.VAN STAVEREN
J.KESSLER S.J.DE RAAD
J.W.KIJNE
K.VAN DER MEER R.H.MESSEMAECKERS
VAN DE GRAAFF
N.A.DE RIDDER
J.KESSLER N.A.DE RIDDER
W.P.STAKMAN
J.KESSLER R.J.OOSTERBAAN
J.WESSELING G.P.KRUSEMAN
P.J.DIELEMAN
Volumen IV
Capîtulos
27
28
29
30
31
32
33
34
35
36
37
38
DISENO Y MANEJO DE LOS SISTEMAS DE DRENAJE
Sistemas subsuperficiales de drenaje agrîcola J.C.CAVELAARS
S.RAADSMA F.E.SCHULZE
J.A.VAN DORT M.G.BOS
A.H.DRUIJFF
Sistemas de drenaje agrîcola superficial
Red principal de drenaje
Control de las malas hierbas acuâticas por métodos quîmicos
Mantenimiento mecänico de los desagües H.M.ELEMA
Drenaje de sedimentos arcillosos marinos recién W.A.SEGEREN recuperados, de suelos turbosos y de suelos H.SMITS sulfûricos acidos
Drenaje de suelos arcillosos pesados
Drenaje de tierras en ladera
Drenaje de arrozales
Procedimientos en estudios de drenaje
Dirección de los proyectos de drenaje
Evaluaciôn econômica de los proyectos hidrâulicos
J.W.VAN HOORN
J.W.VAN HOORN W.H.VAN DER MOLEN
G.A.W.VAN DE GOOR
N.A.DE RIDDER R.VAN AART
F.HELLINGA J.M.STAVEREN
F.P.JANSEN
Xll
I. Materias preliminares
Indice general V Prefacio
VIII Introducción
XI Relaciôn de temas y autores de los volumenes I-IV
1 HIDROGEOLOGIA DE LOS DIFERENTES TIPOS DE ZONAS LLANAS 1
1.1 Hidrogeologîa y drenaje
1.2 Clasificaciön de los acuïferos
1.3 Llanuras fluviales
1.4 Llanuras costeras
1.5 Llanuras lacustres
1.6 Llanuras glaciales
1.7 Llanuras de loess
1.8 Condiciones del agua subterränea en areas afectadas por la disolución
1.9 Influencia de las falias
2 SUELOS Y PROPIEDADES DEL SUELO 35
2.1 Generalidades
2.2 Caracterïsticas bäsicas del suelo
2.3 Propiedades fïsicas de los suelos minérales
2.4 Humedad del suelo
2.5 El aire del suelo
2.6 Temperatura del suelo
2.7 Fertilidad del suelo y productividad
3 SUELOS SALINOS 83
3.1 Origen y ocurrencia
3.2 Tipos de sales y su distribución
3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos
3.4 Clasificación
3.5 Recuperación
4 DESARROLLO DE LAS PLANTAS EN RELACION CON EL DRENAJE 99
4.1 Agricultura y drenaje
4.2 Relaciones suelo-agua-planta
4.3 Drenaje y condiciones fîsicas del suelo
4.4 Drenaje y prâcticas de cultivo
4.5 Drenaje y aporte de nutrientes
4.6 Drenaje y salinidad
4.7 Drenaje y enfermedades o piagas
4.8 Nivel freâtico y producciôn agrîcola
5 FISICA DE LA HUMEDAD DEL SUELO 135
5.1 Presencia del agua en el suelo
5.2 Retención del agua por el suelo
5.3 Fuerzas y potenciales
5.4 Transporte del agua en el suelo
6 HIDRAULICA ELEMENTAL DEL AGUA EN LA ZONA SATURADA 167
6.1 Definición de agua de la zona saturada y de capa freâtica
6.2 Propiedades fîsicas, leyes basicas
6.3 Ley de Darcy
6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy
6.5 Ecuaciones bäsicas del flujo de agua de la zona saturada
6.6 Algunos aspectos del flujo bidimensional
6.7 Condiciones de limite
7 MODELOS ELECTRICOS: LAMINAS CONDUCTORAS ANALOGICAS 217
7.1 Analogîas
7.2 Analogîa entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electri-cidad
7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos
7.4 Lineas de corriente, lîneas equipotenciales: condiciones de frontera
7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos
7.6 Medidas en el modelo
7.7 Ejemplo: determinaciôn de superficie libre del agua en un dique de tierra
Lista de simbolos principales 241
Indice de materias 245
MATERIAS PRELIMINAIRES
1. HIDROGEOLOGIA DE LOS DIFERENTES TIPOS DE ZONAS LLANAS
N. A. DE RIDDER Geohidrólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement
Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola
N. A. de Ridder (1968, 1970-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
G. P. Kruseman (1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement
1. Hidrogeologia de los diferentes tipos de zonas lianas
1.1 Hidrogeologia y drenaje 3
1.2 Clasificación de los acuïferos 3
1.3 Llanuras fluviales 6
1.3.1 Valles y llanuras aluviales 8 1.3.2 Abanicos aluviales 12 1.3.3 Deltas - 16
1.4 Llanuras costeras 18
1.5 Llanuras lacustres 23
1.6 Llanuras glaciales 25
1.7 Llanuras de loess 28
1.8 Condiciones del agua subterrânea en areas afectadas por
la disolución 29
1.9 Influencia de las fallas 30
1.10 Bibliografïa 33
0BJETIV0S DE ESTE CAPITULO
El objetivo de este capitulo consiste en una breve enumeration de las principa
les caraateristiaas geomorfológicas y geogenêticas de los diversos tipos de
llanuras y de sus correspondientes condiciones de la capa fredtica.
1.1 Hidrogeologia y drenaje
Los problemas de una zona de drenaje es tan estrecharaente relacionados con sus
condiciones geomorfológicas y geogenéticas. La presencia o ausencia de capas
con buenas propiedades de transmisividad del agua, de barreras para el flujo de
agua subterrânea, de manantiales, asî como la relación entre agua subterrânea
y agua superficial (sea dulce o salina), afectan directa o indirectamente las
condiciones del agua freatica en o en las proximidades de la zona radicular.
Las condiciones de la capa freatica de regiones geomorfológicamente (y clima-
tológicamente) similares son a menudo comparables. De una forma un tanto simpli-
ficada puede decirse que una vez conocido el tipo de relieve se conocen también
las principales condiciones del drenaje de esa relieve.
El presente anâlisis se limitarâ a zonas lianas, porque es en dichas zonas
donde preferentemente se practica la agricultura. A las zonas lianas, cuando
son suficientemente grandes se las llama llanuras. Pueden haber sido formadas
por agentes formadores tan diferentes como olas, agua superficial, hielo y
viento. Cada agente déjà su marca en las caracterîsticas geomorfolôgicas tîpi-
cas y en las estructuras sedimentarias internas tîpicas, originando condiciones
freâticas mis o menos tîpicas.
De taies caracterîsticas, estructuras y condiciones freâticas tîpicas se tra-
tarâ después con mâs detalle, pero en primer lugar se clasificarân los acuîfe-
ros segûn sus caracterîsticas de transmisibilidad del agua.
1.2 Clasificación de los acuiferos
Todas las llanuras a las que se refiere este capîtulo estân formadas de sedi-
mentos no consolidados o débilmente consolidados, depositados horizontalmente
o simplemente estructurados, en capas mejor o peor definidas. Una caracterîstica
comun de estas capas es la de ser de poco espesor en relación con su extension
horizontal.
Con fines hidrogeológicos estas capas se clasifican en
- permeables
- semi-permeables
- impermeables
Se dice que una capa es permeable cuando sus propiedades transmisoras de agua
son favorables o, al menos favorables en comparación con los estratos superlo
res o inferiores. En una capa tal,la resistencia al flujo vertical es pequena y
puede generalmente ser despreciada, de forma que unicamente deben tenerse en
cuenta las pérdidas de energîa cuasadas por el flujo horizontal.
Una capa se considéra semipermeable si sus propiedades transmisoras de agua son
relativamente desfavorables. El flujo horizontal a lo largo de una distancia
significativa es despreciable, pero el flujo vertical no puede despreciarse ya
que la resistencia hidraûlica de tal flujo es pequena debido al espesor relati
vamente pequeno de las capas. Por consiguiente el flujo de agua en capas semi
permeables se considéra esencialmente vertical.
Una capa se considéra impermeable si sus propiedades transmisoras de agua son tan
desfavorables que solamente fluyen a través de ella, sea vertical u horizontal-
mente, cantidades de agua despreciables. Capas completamente impermeables son
poco frecuentes cerca de la superficie del suelo, pero son comunes a mayores
profundidades, donde han tenido lugar la compactación, cementaciôn y otros pro-
cesos de consolidación. La clasificacion anterior es comparativa, pero también
debe ser tenida en cuenta la magnitud del tipo de flujo. Una cierta capa puede
ser considerada impermeable en un caso de flujo horizontal, superficial, en
cortas distancias, mientras que constituye parte de una capa semi-permeable,
compleja, en un caso de flujo horizontal profundo en grandes distancias en una
capa subyacente permeable.
Las capas que contienen agua subterrânea se combinan en sistemas acuîferos.
Para un tratamiento matemâtico de los problemas del flujo subsuperficial, un
sistema acuifero debe ser relativamente simple y pertenecer a alguno de los
siguientes tipos (Fig.1):
- libre
- confinado
- semi-confinado.
Un acuîfero libre, también llamado acuifero freâtico o capa freâtica, consiste
en la parte saturada de una capa permeable que tiene debajo una capa impermeable
(Fig.1 C). El limite superior esta formado por una capa freâtica libre (super
ficie freâtica). El agua en un acuifero libre se llama agua freâtica o libre.
impermeable
semipermeable
permeable
C libre
k = k
<^&»w»w< sstessssss^ wmmmzm ^ — — — superficie piezométrica
^ — — — . superficie freâtica (capa freâtica)
^ conductividad hidrâulica Fig.1. Ti-pos de aautfevos.
Un acuîfero confinado consiste en una capa permeable completamente saturada
y cuyos limites superior e inferior son capas impermeables (Fig.1 A). Como
capas completamente impermeables se presentan muy rara vez cerca de la super
ficie, los acuîferos confinados rara vez constituyen problemas de drenaje.
El agua en pozos que penetran en taies acuîferos permanece por encima del nivel
superior de las capas permeables. El agua de un acuîfero confinado se denomina
agua confinada.
Un acuîfero semi-confinado (o rezumante) consiste en una capa permeable com
pletamente saturada (Fig.1 B). En la capa superior hay una capa freâtica, cuya
altura difiere a menudo de la carga piezométrica (Cap.6, Vol.1) del agua confi
nada en la capa permeable. Debido a esta diferencia en la carga hidraiîlica,
hay una componente del flujo vertical que tiende a elevar o a bajar la capa
freâtica. Lo ultimo sucede, por ejemplo, cuando se bombea agua del acuîfero.
El agua de un acuîfero semi-confinado se llama agua semi-confinada.
El término agua artesiana esta a menudo, mal definido. Originalmente se utilizô
para referirse al agua de acuîferos cuyo nivel piezométrico esta por encima
de la superficie del terreno. Asi, un pozo que perfora un acuîfero de estas ca-
racterîsticas es un pozo surgente (Fig.2). En la literatura sobre el tema se
puede encontrar ese término utilizado para agua de cualquier acuîfero confinado
o semiconfinado, independientemente de cual sea la elevaciôn de la carga piezo
métrica por encima del nivel freâtico.
Puesto que, por definición, la capa superior de un acuîfero confinado no
transmite agua, taies acuîferos son de poca importancia en problemas de drenaje.
Por consiguiente en este y en los siguientes capîtulos, los acuîferos que se
consideran serân libres o semi-confinados, salvo que se indique lo contrario.
pozo de observación de la capa freatica
^ . ^ agua colgada
capa freatica «
agua freatica
^ ^ j ^ i o e r m e a b l e V///////J7,
agua semiconfinada *•
Fig.2. Seaaiôn transversal de un sistema de aauiferos.
1.3 Llanuras fluviales
Las corrientes de agua son uno de los principales agentes a través de los cuales
se transportan y depositan los sedimentos. Cuando la energîa de las corrientes
de agua aumenta al aumentar los caudales, el agua erosiona y ensancha el cauce,
arrastrando los depósitos adicionales hasta que éstos estan en equilibrio con
la capacidad de transporte de la corriente. Cuando la energîa de la corriente
disminuye, parte de la carga se deposita y el cauce se hace mas superficial.
La corriente disminuye su carga depositando aquellas partîculas que requieren
mayor energîa de transporte y aumenta su carga recogiendo aquellas que requieren
menos energîa. Asî.debido a la capacidad variable de transporte de una corriente,
las partîculas disponibles se clasifican segun su peso y tamano. Consecuente-
mente los depósitos fluviales muestran una estratificaciôn de sedimentos gene-
ralmente bien distribuidos por tamanos.
La energîa de una corriente de agua esta en su punto mas bajo durante el perîodo
de caudal base, es decir, cuando el rîo esté alimentado unicamente por la des-
carga freatica y en su punto mas alto cuando el rîo esta crecido debido a
grandes cantidades de escorrentîa superficial (mäxima descarga). La energîa,
sin embargo, no dépende solamente del volumen de agua, sino también del gra-
diente de la corriente. Toda corriente tiene un perfil longitudinal côncavo,
es decir, el gradiente disminuye desde su cabecera hasta su desembocadura
(Fig.3).
nivel base final * nivRl dal mar
perfiide«.qu.nbno — = * — ^ " ~ Fi9 •3- Seoaiôn longitudinal
de un rîo.
Evidentemente, al descargar en una gran masa de agua estancada (mar, lago), la
energîa de la corriente se reduce râpidamente a cero. Por ello una corriente
no puede causar ninguna erosion significativa por debajo del nivel del mar.
Consecuentemente, cerca de su desembocadura el perfil de los rîos es tangente
al nivel del mar. El nivel del mar se llama por eso el ultimo nivel base de
erosión o simplemente nivel base. Los nivelés de los lagos y otras masas de
agua estâticas situadas aguas arriba, constituyen nivelés base locales. Desa-
parecen cuando el lago se colmata completamente o desaparece por cualquier
otro medio.
En estado de equilibrio el perfil longitudinal de un rîo forma una curva suave
(Fig.3). El gradiente de la curva disminuye hacia el mar y se llega a un
estado de baja energîa en el que la elevación del terreno es baja, las pendien-
tes son suaves y la carga sólida del rîo se reduce. Sin embargo, el nivel del
mar, considerando largos perîodos de tiempo, no permanece estable, debido a
causas naturales tales como cambios climatológicos (por ejemplo glaciaciones)
o movimientos tectónicos del fondo de los océanos. Tales sucesos tienen una
gran influencia en los procesos de erosion y sedimentaciôn de un rîo (Fig.4).
A lo largo de un rîo desde su cabecera en las montaîias hasta su desembocadura
en el mar, se encuentran los siguientes tipos de formas fisiogrâficas:
- valles y llanuras aluviales
- abanicos aluviales
- deltas
que serân discutidas separadaraente en los apartados siguientes.
terraza de relleno terraza da erosion
t^S mm aluvrón antrguo 1 aluvión moderno
Fig.4. Nivelés de Hanuvas de volle.
1.3.1 Valles y llanuras de inundación
En las regiones montanosas los valles de los rîos son estrechos y con sección
transversal en forma de V. Los rîos ocupan el fondo entero del valle y no hay
espacio para actividades agrïcolas en gran escala. El rîo esta afin en su fase
excavadora. En las partes media y baja, donde el perfil longitudinal del rîo
ha alcanzado ya casi su forma de equilibrio, el tipo de erosion cambia de ver
tical a horizontal y se desarrollan valles anchos. Segun el régimen hidrológico
los rîos pueden clasificarse como rîos de meandros o rîos anaStornosados (Fig.5).
lago en forma de yugo
punto de barrera barra
A. ârea de erosion vertical
B. area de erosion horizontal
rio de meandros rio anastomosado
Fig. 5. Tipos de rio.
Rîos de meandros
Cuando la diferencia entre el caudal base y el de descarga mâxima de un r£o no
es demasiado grande y cuando el lecho del rîo se aproxima a su perfil de equi-
librio, el rîo desarrolla una forma sinusoidal constituîda por un gran numero
de curvas que se Haitian meandros. El lado exterior de las curvas se erosiona
y el material erosionado se deposita en los lados inferiores, formando puntos
de barrera. Como resultado de ello el meandro se mueve lentamente hacia fuera
y aguas abajo desarrollando un fondo de valle piano.
Durante los perîodos de descarga maxima el agua desborda sus bancos e inunda
todo el fondo del valle, que se llama por eso llanura de inundaciôn (aluvial).
Cuando sucede ésto la velocidad y la turbulencia del agua decrece râpidamente.
Las partes mâs gruesas del material en suspension (grava y arena) se depositan
cerca del cauce del rîo, formando una elevación natural (banco). Las partîculas
mis finas se depositan mâs lejos del cauce y las partîculas de arcillas se de
positan en depresiones superficiales conocidas como cubetas. Durante la historia
de un valle se desarrollan regularmente nuevos cauces. Los cauces abandonados
(lagos en forma de yugo) se rellenan y junto con los bancos forman una lorna
fluvial. Puesto que estas lomas estân elevadas y contienen normalmente material
arenoso, estân bien drenadas. Las cubetas situadas en las zonas bajas estân
formadas normalmente con arcillas poco permeables. Como consecuencia de ello,
se forman zonas pantanosas en las que condiciones son favorables para la forma-
ción de turba. Consecuentemente los depósitos de las llanuras aluviales se ca-
racterizan por constituir zonas extensas, de relativamente gran espesor y bastan-
te heterogéneas, predominantemente con depósitos de grano fino, con intercalacio-
nes de turba y depósitos de lomas fluviales enterrados (Fig.6A).
loma fluvial enterrada
|SlV"*r°°;3 grava K>'.::ÏW-:"| »'«"» t -_ " 3 limo y arcilla
Fig.6. Seoaiones transversales de valles. A: Rio de meandros.
Fig.6. Seaaiones transversales de valles. B: Rio anastomosado.
Rîos anastomosados
Si hay una gran diferencia entre el caudal base y la descarga maxima y el rîo
se carga durante la descarga maxima con material grueso, no se forman meandros.
Taies condiciones prevalecieron, por ejemplo, al final de las glaciaciones del
Pleistoceno cuando fueron transportadas grandes cantidades de residuos por el
agua de deshielo de los glaciares en recesión y de las capas de hielo. Condici
ones similares se dan en regiones con un clima semi-ârido, donde se encuentran
rîos con descargas muy variables. Durante las inundaciones el rîo erosiona las
paredes del valle en lîneas mas o menos paralelas y cuando el caudal disminuye
la carga del material grueso quedarâ formando barras e islotes obligando al rîo
a dividirse en un numero de cauces pequenos. Tal rîo se dice que esta anastomo
sado. Los cauces cambian frecuentemente, con el resultado de que los depósitos
muestran un socavado caracterîstico y estructuras de relleno. Debido a la di-
ferente capacidad de transporte de cada avenida, el sedimento en su conjunto, es
muy heterogéneo, pero es predominantemente de textura gruesa (Fig.6 B). Por eso
los sedimentos de rîos anastomosados representan generalmente excelentes acuî-
f eros.
Condiciones del agua subterranea
Debido a los cambios climâticos que tuvieron lugar al final del Pleistoceno,
muchas llanuras de inundación recientes estân sobre sedimentos de tipo fluvial
anastomosado. Concuentemente, los depósitos fluviales de taies llanuras muestran
a menudo una distribución gradual de abajo arriba de material grueso a material
fino. Los sedimentos finos de la parte superior, depositados por un rîo de
meandros, constituye frecuentemente una capa poco permeable, confinando el
agua existente en los depósitos subyacentes del tipo de rîo anastomosado y
10
permeables (aculfero semi-confinado). Estas ultimas estän generalmente en con
tacte) hidrâulico con el rîo, cuyo nivel mînimo esta a menudo, por encima del
estrato grueso. Por ello el agua en estos estratos esta bajo presión. En zonas
hûmedas la capa freâtica se encontrarâ normalmente superficial y corresponde
al nivel medio del rîo.
Durante el periodo de crecida del rîo, la superficie piezométrica (Cap.6,Vol.I)
del agua en el acuîfero subyacente subira por encima de la capa freâtica y habrâ
un flujo ascendente de las capas de gravas y arena a los depôsitos de arcilla
superiores (Fig.7 A). Este flujo ascendente contribuye a la elevada capa freâ
tica dando lugar al anegamiento de los pantanos y otras depresiones locales
de la llanura de inundación. Cerca de los grandes rios de meandros, como el
Rin, Po, Danubio, Hwang Ho, y muchos otros, estos fenômenos de filtración
pueden ser vistos claramente durante la mayor parte del ano.
A. ESTADO ALTO B ESTADO BAJO
. superficie freâtica
' superficie piezométrica
Fig.7. Influenaia de un r-io en el rêgimen del agua subtevvànea de una llanura aluvial.
Durante los estiajes del rîo la superficie piezométrica descenderâ por debajo
de la capa freâtica y se producirâ un flujo de drenaje natural de la capa semi
permeable a través de las capas subyacentes de material grueso hacia el rîo
(Fig.7 B). Este drenaje natural, sin embargo, es a menudo insuficiente para
resolver el problema del exceso de agua debido a filtraciones y precipitaciones.
En zonas âridas la capa freâtica esta a menudo a mayores profundidades. Sin
embargo las pérdidas del rîo (filtración afluyente Cap.10, Vol.II) pueden origi
när un montîculo en la capa de agua (Cap.21, Vol.III). Cuando el nivel freâtico
se éleva hasta cerca de la superficie del suelo, puede ocurrir la salinizaciôn
del mismo, lo que hace necesario el lavado y drenaje.
11
1.3.2 Abanicos aluviales
Algunas veces la transición entre el area montariosa y el ârea de topografïa mäs
suave es gradual; otras veces es abrupta: por ejemplo,cuando esta originada por
falias. Con una transición tan brusca la capacidad de transporte de los rïos
disminuye repentinamente, porque diverge en numerosos cauces en la llanura, al
pie de las montanas.La deposición resultante de los aluviones se concentra prin-
cipalmente al pie de las montanas en forma de abanico (Fig.8).
mèmmm. contacto de fuerre buzamiento
Fig.8. Estructura de un abanieo aluvial.
La distribución por tamanos del material depositado es relativamente mala pero
existe la tendencia de que los materiales mis gruesos (a menudo de tamano hasta
de canto rodado) se depositen cerca del punto mas alto (o äpice) del abanico,
mientras que el limo y la arcilla se depositan en su base. En cauces de mayor
descarga, sin embargo, los materiales de textura gruesa pueden ser transportados
lejos, aguas abajo. Los abanicos aluviales varîan considerablemente de tamano.
Su radio puede ser de hasta 50 km. El ängulo de los bordes del abanico rara vez
excède de 10 y hay muchos abanicos con un ängulo menor de 5 ó 6 .
12
Los abanicos aluviales se encuentran cerca de areas de relieve accidentado y su
desarrollo es mis ostensible en condiciones moderadamenCe âridas o semi-âridas.
Caracterîsticas de taies condiciones climâticas son perîodos breves y poco fre-
cuentes de fuertes precipitaciones. Los abanicos aluviales se desarrollan tam-
bién en condiciones hûmedas: por ejemplo a lo largo de los Alpes y del Himalaya.
Estos son mas pianos que los abanicos de las regiones âridas, debido a la abun-
dancia de corrientes de agua que favorecen el desarrollo de pendientes mas suaves.
Cuando un gran numero de rîos descargan a lo largo de un frente montanoso con
mucha pendiente, los abanicos de las corrientes individuales a menudo se juntan
una llanura de pie de monte (o "bajada"). Después de una fuerte lluvia, un rîo
que emerge de valles montanosos profundus se carga con material detrîtico. Este
material rellena los cauces existentes y origina la formaciôn de nuevos cauces
en otra secciôn baja del abanico. Este proceso se repite continuamente hasta que
el arroyo de la montana y el abanico aluvial alcanzan su estado de equilibrio.
Tres agentes deposicionales pueden distinguirse en los abanicos aluviales:
- inundaciones en lamina
- inundaciones en torrente
- arroyos.
Las inundaciones en lamina ocurren cuando grandes cantidades de agua o detritus
proceden de un valle montanoso. Este material viscoso tiende a extenderse en
forma de una lamina que cubre todas las partes del abanico.
Las inundaciones de torrentes se limitan a cauces determinados y se refieren
a inundaciones causadas por menores cantidades de agua. Su caracter impetuoso
y espasmódico es tal que se aplica el término "inundaciôn de torrente" mejor
que "arroyo". Los depósitos de inundaciones torrenciales violentas tienden
a ser idénticas a los de las inundaciones laminares, excepto que carecen de
extension lateral.
Los arroyos requieren un aporte constante, mâs que abundante, de agua de las
montanas. Puesto que un aporte constante no se da en las regiones âridas y
semi-âridas, la acción de los arroyos en tales areas es insignificante. En re-
giones mâs hûmedas, sin embargo, los depósitos de los arroyos son de conside
rable importancia.
13
La distribución textural de los depósitos de los abanicos varia grandemente y
es función de
- El campo de variación del tamario de las partîculas de los detritus
originales.
- El tipo del agente de transporte y deposición. Las inundaciones laminares
forman depósitos, con un grado muy bajo de graduación., Los depósitos
de arroyos muestran una graduación de regular a buena, mientras que los
depósitos de inundaciones de torrentes ocupan una posición intermedia.
- La distancia a que es transportado el material. El material transportado
a distancias cortas esta mal distribuîdo por tamanos. Por eso los depó
sitos cerca del âpice tienen comûnmente una conductividad hidräulica
menor de la que podrîa esperarse del tamano de sus partîculas. Los depó
sitos de la parte central del abanico, aunque menos gruesos que los del
âpice, estân mejor clasificados y pueden tener una conductividad hidräu
lica relativamente alta. Los sedimentos mejor graduados se presentan
cerca de la base del abanico; debido a su fina textura, la conductividad
hidrâulica es relativamente baja.
Los depósitos de abanicos aluviales se depositan en lechos aproximadamente pa-
ralelos a la superficie del abanico. Podrîa por consiguiente, esperarse una
aceptable estratificación, pero de hecho el desarrollo bastante corrtplicado de
la mayorîa de los abanicos aluviales origina una estructura interna compleja.
Capas de un tamano de grano concreto varîan ampliamente en espesor y en exten
sion superficial. Materiales arenosos a menudo representan depósitos de arroyo
lenticulares, mientras que depósitos de caudales fangosos se depositan en lami
nas mas continuas.
Interdigitación de capas de texturas gruesas y finas es también una caracte-
rîstica frecuente, formando a menudo curia las capas de arena gruesa en dirección
aguas abajo.
Condiciones del agua subterrânea
En términos hidrológicos un abanico aluvial puede dividirse en tres zonas
(Fig.9):
14
zona de recarga
zona de transmisión
zona de descarga.
P L T O ^ piedra« l ^o°° ï ' ^ 9,ava fcwv^;l *,ena b-------~-3arcilla
Fig.9. Sección transversal de un àbanioo aluvial.
La zona de recarga comprende âreas de grava permeable en la cabeza del abanico
aluvial. Debido a los depósitos, que son generalmente de grano grueso, el agua
subsuperficial en esta zona es libre. La capa freâtica esta, en general, relati-
vamente profunda y mas bien plana, debido a la alta permeabilidad de las gravas
y arenas gruesas. El acuîfero se recarga por infiltraciôn de lluvia, escorren-
tîa del frente de la montana, pérdidas de los cauces del rio, percolación de
las aguas de inundación y flujo subterrâneo a través del relleno de grava de
la desembocadura del valle.
La zona de transmisión empieza donde aparecen capas de arcilla en el subsuelo;
como consecuencia de ello, las capas permeables mis profundas constituyen
acuîferos semiconfinados.
Las capas superficiales presentan un acuîfero freâtico que se recarga por agua
de inundación, lluvias, pérdidas de los cauces, etc. Debido a la influencia de
las diferencias en carga hidraulica entre las diferentes capas permeables, el
15
agua ascenderâ y recargarâ los embalses freâticos. La pendiente topogrâfica
es generalmente mayor que las de la capa freâtica y superficie piezométrica.
Esto significa que en dirección aguas abajo la capa freâtica esta cada vez mâs
cerca de la superficie del terreno aunque rara vez se encuentra a nivelés
peligrosamente elevados tanto en la zona de recarga como en la de transmisiôn.
Los nivelés piezomëtricos se hacen mâs altos y pueden incluso subir por encima
de la superficie del terreno, de forma que pozos profundus pueden dar agua
surgente.
La zona de descarga se encuentra en la parte baja del abanico,donde la pendiente
topogrâfica es suave y la capa freâtica superficial. Aquî también el agua en
las capas mâs profundas esta bajo presión y existe un flujo vertical. Al pie
del abanico aparecen a menudo manantiales, que dan agua de mejor calidad que la
de la capa freâtica superficial, que, especialmente en regiones âridas, puede
ser totalmente salina debido a la gran intensidad de la evaporación. Los pro-
blemas de drenaje se limitan generalmente a esta parte del abanico.
1.3.3 Deltas
Un fenômeno comparable a la formaciôn de abanicos aluviales es el de una cor-
riente que fluye hacia una masa de agua estâtica (un lago o un mar) y forma un
delta. El flujo de la corriente se frena por fricciön cuando la corriente de
agua se difunde en el agua estâtica. La corriente pierde energîa y deposita
su carga. Este proceso de sedimentacion se acentûa cuando el agua estâtica es
una masa de agua salada. Las sales disueltas en el agua de mar tienden a coagular
o flocular las partîculas finas en suspension en agregados lo suficientemente
grandes para que se depositen prontamente en el fondo.
En un delta tîpico pueden reconocerse tres tipos de depósitos (Fig.10):
- capas superiores
- capas frontales
- capas inferiores.
La parte mayor del material aportado, que es principalmente arenoso, se depo
sita bajo el agua en capas inclinadas, regularmente estratificadas (depósitos
frontales). El lodo es transportado mâs adelante y se deposita en capas mâs o
menos horizontales (depósitos de fondo). Como consecuencia del alargamiento de
16
su cauce, este tiene que elevarse para mantener su perfil de equilibrio.Durante
este proceso se acumulan capas horizontales (depósitos superficiales) en la
parte aguas arriba del delta y en la desembocadura primitiva del valle. Conse-
cuentemente el delta se éleva lentamente sobre el nivel del mar.
C;-~-~-~-d arciila r
J \ t zona del flujo de salida
Fig.10. Seeciôn transversal de un delta, mostrando la superficie de separaaión de agua dulae y salada y la zona del flujo de salida en la oosta.
Muchas de las caracterîsticas de los depósitos de valle se pueden reconocer
en los depósitos superiores del delta: bancos naturales de material relativamente
grueso a lo largo de los cauces del r£o y material relativamente fino en las zo
nas lianas entre los cauces. Sin embargo no todos los rîos forman deltas. En la
desembocadura de muchos rîos, el material llevado al mar es barrido por corrientes
marinas y se deposita en algun lugar en el fondo del mismo.
Condiciones del agua subterrânea
Las capas superiores de un delta son mas finas que las de las capas frontales
subyacentes; de ahî que a menudo se presentan condiciones de acuïfero semicon-
finado. Debido a la influencia de las mareas en las capas de agua profundas, los
nivelés piezométricos cerca del mar reflejan también los movimientos de las
mareas (Cap.13, Vol.II).
Como el grueso de los sedimentos deltaicos se ha depositado en un entorno mari-
no, el agua de las capas mâs profundas es inicialmente agua de mar. Bajo la
influencia del flujo de agua dulce del valle hacia el mar, el agua subterrânea
17
salada es reemplazada lentamente por agua dulce (Fig.10). Esta substituciön
se produce en todo el delta, excepto en la zona costera, donde se introduce el
agua de mar y aquî habrä una capa de agua dulce sobre agua salada. La masa de
agua dulce se mueve hacia el mar porque su nivel freâtico esta por encima
del nivel del mar, desagiia en una estrecha zona en la costa. La superficie de
separación, inicialmente abrupta, entre las masas de agua dulce y salada, debido
a fenomenos de diffusion y dispersion se transforma gradualmente en una capa sa-
lobre de transición. La velocidad a la que se desarrolla esta capa dépende de
varios factores, uno de los cuales es la permeabilidad del material del acuî-
f ero.
Si los sedimentos deltaicos consisten en dos capas de textura gruesa, separadas
por un deposito de arcilla impermeable a una profundidad ligeramente por debajo
del nivel del mar, el acuîfero superior puede contener ünicamente agua dulce
mientras que el acuîfero inferior contendrâ agua dulce sobre agua salada cerca
de la costa. La superficie de separación en las dos masas de agua es tal como
se indica en la Figura 11.
acuifero confinado agua dulce
E-------I] arcilla
Fig.11. Secaiân de un delta, mostvando una capa superior de arcilla cortando la superficie de separación de agua dulce y salada. La masa de agua salada en el acuifero confinado tiene forma de auna.
1.4 Llanuras costeras
Una llanura costera es una parte emergida de la plataforma continental. Puede ser
una franja muy estrecha e incluso fragmentaria, del primitivo fondo del mar
expuesto a lo largo del borde de una zona vieja de tierra, o puede ser una
18
llanura casi sin caracterizar, bordeando cientos de kilóraetros de costa.
El fondo del mar emerge porque es levantado por movimientos de la corteza ter
restre o a causa de un descenso general del nivel del mar debido, por ejemplo,
a las glaciaciones. Hay llanuras costeras jóvenes que han emergido recientemente
y otras formadas en perïodos geológicos anteriores y que ahora se encuentran,
tierra adentro, muy alejadas del mar. En general la elevación del fondo del mar
no es un suceso aislado o repentino, ni tampoco continuo. Normalmente es inter-
mitente y a menudo es interrumpido por nueva sumersión. Este fenómeno tiene
una gran influencia en la estructura interna de una llanura costera, es decir,
en la distribuciôn vertical y horizontal de los materiales de texturas finas
y gruesas. Los sedimentos arenosos de las proximidades de la costa pasan late-
ralmente a sedimentos mäs arcillosos lejos de la misma (Fig.12). Cuando el
nivel del mar se éleva, las diversas zonas de deposición migran hacia tierra.
Sedimentos de zonas de aguas mäs profundas cubren areas del fondo del mar donde
primitivamente solo se acumularon sedimentos de aguas superficiales. Asî, las
capas alternantes de arcilla y arena bajo la superficie de llanuras costeras
reflejan entornos emigrados de deposición debidos a cambios del nivel del mar.
sedimentos arcillosos lejos de la costa
^m>
B
Fig.12. Deposición de sedimentos a lo largo de la costa. A: El nivel del mar es constante. Los sedimentos arenosos estdn cerca de la costa y los sedimentos arcillosos lejos de la costa en cinturones paralelos. B: Elevación en el nivel del mar has ta un nuevo nivel constante. Los sedimentos se depositan como en A. Los nuevos sedimentos cubren a los viejos.
19
El material sedimentado esta constituïdo por restos.sea transportados de tierra
por arroyos o formados por erosion marina de las costas, próximas y remotas.
Los sedimentos se distribuyen en lechos extensos y variados debido a las co-
rrientes marinas. Mientras la sedimentación esta en progreso.la acción clasifi-
cadora del agua es notablemente delicada. Las capas de sedimentos muestran co-
mûnmente una gran perfección en la estratificación. Tal como se depositan, las
capas de una llanura costera tienen una pendiente suave hacia el mar, que co
rresponde a la pendiente del fondo del mar. Las capas mâs profundas muestran a
menudo un borde mâs pendiente, debido al doblamiento hacia abajo del fondo del
mar, cuando se depositaron las capas. Si las pendientes lejos de la costa son
suaves, las olas no podrân atacar con fuerzas la linea costera porque las mayores
de ellas romperän lejos de la misma. Allî se desarrollarä una barra de arena
submarina que con el tiempo émergera como una isla barrera o una cadena barrera
con un lagön detrâs. Numerosas aberturas en la barrera permaneceran como entra-
da para las mareas, especialmente en el lado opuesto a las bocas de los rîos.
Asî, las partes mâs bajas de taies rîos son, fundamentalmente, a veces, rîos
con mareas. Se forman lagunas en los lugares donde se deposita el material fino.
Durante la marea baja, extensas llanuras de marea pueden quedar expuestas en las
zonas lagunares, detrâs de las cadenas barrera.
La superficie de una llanura costera recien emergida es mâs bien plana y con
suave pendiente hacia el mar. Puede ser también ligeramente ondulada con grandes
depresiones, conteniendo zonas pantanosas y lagos. Los rîos, pequenos y cortos,
que se originan en las llanuras costeras recién levantadas se conocen como rîos
consecuentes. Su origen y posiciôn se determinan por la pendiente inicial del
relieve recién formado. En general adoptan un curso, aproximadamente perpendicular
a la linea de la costa, corriendo paralelos uno a otro. Si los rîos se elevan
hasta el relieve antiguo y extienden sus cursos a través de la llanura se llaman
rîos consecuentes extendidos.
Con el tiempo los rîos consecuentes pueden desarrollar bancos naturales. Si mâs
adelante se présenta a lo largo de la costa una barra o una cadena de dunas, el
area entre dos de taies rîos es una cuenca cerrada en la que el agua permanece
durante un cierto periodo de tiempo. En estos entornos tan quietos se depositan
sedimentos muy finos que dan lugar a la formaciôn de zonas pantanosas compuestas
de suelos arcillosos pesados con un drenaje interno muy déficiente (Cap.2,Vol.I).
Taies condiciones se dan, por ejemplo, en las llanuras costeras del sur de
Turquîa.
20
Mientras que la mayor parte de los sedimentos de las llanuras costeras se de-
positan en entornos tnarinos, las capas superiores pueden ser de origen fluvial,
al menos en las areas que bordean el relieve antiguo. Muy a menudo se puede
distinguir una transición desde sedimentos fluviales a sedimentos marinos en un
relieve antiguo de procedencia marina. Nivelés cambiantes del mar dan lugar
a menudo a la formación de terrazas. Cuando las llanuras costeras se levantan
por encima del nivel del mar son bisectadas cada vez mâs por la erosion fluvial
y puede desarrollarse una red tîpica de cursos naturales de drenaje. Esta ero
sion finalmente da lugar a los paisajes caracterîsticos conocidos como paisajes
cuesta, de los cuales un ejemplo es la cuenca de Paris. El desarrollo de taies
paisajes no sera tratado aquî.
Formaciones de playa , barras de arena y montaîïas de dunas incluyen, a menudo,
las partes mas jóvenes de las llanuras costeras. Ejemplos espléndidos de llanu
ras costeras se encuentran a lo largo de las costas del Atläntico y del Çolfo
en los Estados Unidos y en el Sudeste de Inglaterra.
Condiciones del agua subterrânea
Las caracterîsticas de la capa freâtica de las llanuras costeras son complejas,
como résulta obvio de la descripciôn anterior. En la parte mis exterior de
las tierras bajas de una llanura costera, recién emergida, la capa freâtica es
superficial y el drenaje natural es déficiente. Montanas de dunas a lo largo
de la costa y los bancos mâs altos de los rîos de los rîos consecuentes pueden
encerrar vastas depresiones sin una salida visible, formando asî extensos
pantanos. La parte mâs interior de las tierras bajas, que bordean el relieve
antiguo, tiene capas freâticas mâs profundas y estân mejor drenadas porque los
suelos son mâs permeables debido a sus texturas mâs gruesas. Aquî se encuentran
los afloramientos y areas de recarga de los acuîferos que aparecen a mayores
profundidades en la parte final de las tierras bajas de la llanura costera
(Fig.13).
1 N.del T: recïbe el nombre de playa la depresiân en el fondo de un lago,
aubierta con sal debido al asoenso oapilar y a la evapovaciôn.
21
zona de recarga
^ '
zona pentanosa dunas
superficie piezométnca
Fig.13. Condioiones del agua fredtiaa en una llanura oostera. En la zona de reoarga hay agua fredtiaa libre. Haaia el mar el agua subterrânea en los sedimentos arenosos mds profundus esta aonfinada. Detvâs de las lomas de dunas hay pantanos: oapas fredtioas altas y filtraaiôn asoendente desde las oapas arenosas oonfinadas mds profundas.
El agua subterrânea en las capas mäs profundas de partes mäs bajas de llanuras
costeras esta normalmente semiconfinada y consecuentemente puede haber una
filtración ascendente. Las principales razones para ésto son:
- Los acuxferos buzan hacia el mar y estân a menudo limitados por arriba
y por abajo por capas impermeables o poco permeables.
- Una caracterïstica comün de la mayorïa de las llanuras costeras es que
cuanto mäs cerca estân del mar, mas finamente texturado y mäs impermeable se
hace el material del acuîfero (sedimentos de fuera de la costa).
- Muchos acuîferos, que pueden ser inicialmente de gran espesor se adentran
en forma de cuîia hacia el mar en capas impermeables o poco permeables.
Puesto que los depósitos de las llanuras costeras se depositan en diferentes
entornos, cabe esperar diferentes calidades del agua subterrânea. Agua con bajo
contenido salino se encuentra generalmente en la salida de los acuîferos, tanto
cerca de la superficie como a mayor profundidad. Cerca de la costa el agua
subterrânea se hace salobre y en las capas mas profundas puede encontrarse agua
salina aprisionada.
22
1.5 Llanuras lacustres
En lo que se refiere a su origen, hay muchos tipos diferentes de lagos: glacia-
res, de rîo, volcânicos, de cuenca de falla y de corrimiento de tierras. Todos
ellos pueden ser considerados como caracterfstica de paisaje joven. La mayor
parte de ellos desaparecen con el tierapo: porque se rellenan con sedimentos de-
positados por los rïos que entran en ellos o porque se drenan cuando se forma
una salida de profundidad suficiente. Cuando ésto sucede el fondo del lago emerge
y puede ser utilizado en agricultura o para otras actividades.
Los fondos de los lagos se caracterizan por:
- Horizontalidad. Los sedimentos de texturas finas, tanto de origen fluvial
como glaciar han suavizado el suelo de tal manera que este se ha quedado com-
pletamente piano.
- Configuraciones costeras "fósiles". En las grandes masas de agua estan-
cada, la accion de las olas produce caracterîsticas morfológicas taies como
playas, acantilados y mesetón1, en tanto que la acción combinada de olas y co-
rrientes puede producir bancos de arena y lenguas de tierra. Los bancos de
arena son lomas de arena formadas debajo del agua y en dirección paralela a la
costa. El material grueso requerido para su formación se obtiene por la erosion
causada por las olas martilleando las rocas alrededor del lago. Estas playas
fósiles, escarpes y terrazas limitando la antigua extension del lago, son las
pruebas mas significativas de la presencia de un antiguo lago.
- Estructuras deltaicas se presentan cuando existieron rios que desagiiaban
en el primitivo lago. Los sedimentos son de texturas gruesas, aunque los supe-
riores pueden ser de texturas mas finas. Son a veces exclusivamente de origen
fluvial y,por éso.totalmente diferentes de los sedimentos del fondo del actual
lago.
- Sedimentos generalmente constituidos de arcillas finamente laminadas.
Las corrientes que entran en el lago transportan grandes cantidades de mate-
'riales de los cuales el material grueso se deposita cerca de la desembocadura
del rîo y las partîculas mis finas, taies como el limo y la arcilla, se trans
portan hasta mas adentro. Hacia el interior del lago, por ëso, los sedimentos
varîan de texturas gruesas a texturas progrèsivamente cada vez mâs finas.
1 N.del T.: mesa o mesetón: se denomina ast a la "terraza" a lo largo del borde de un lago formada por la aaaiân de las olas sobre una roaa dura (por ejemplo granito). El nombre inglés es: "wave eut platform".
23
- Drenaje deficiënte. Si el fondo del lago recién emergido no tiene salida
visible, los rîos que entran, pueden inundar grandes areas,especialmente duran
te el perîodo lluvioso. El agua se concentra en depresiones localizadas, donde
pueden formarse zonas pantanosas y donde - en climas câlidos - el agua se éva
pora, dejando los sedimentos en suspension mezclados con finos cristales de sal.
Los depósitos de taies masas temporales de agua originan comûnmente llanuras
de superficie arcillosa, extraordinärlamente planas, llamadas playas.
Condiciones del agua subterrânea
Puesto que hay una variedad tan grande de lagos, hay también una gran variedad
en las caracterîsticas del agua subterrânea de las llanuras lacustre. En general,
sus sedimentos son de texturas finas y por éso no transmiten grandes cantidades
de agua subterrânea. Sin embargo hay excepciones, por ejemplo en aquellos lu-
gares donde sedimentos gruesos depositados a lo largo del borde del lago han
sido recubiertos posteriormente por sedimentos finos. Aquî, pozos profundus
pueden dar grandes cantidades de agua, incluso surgente.
En regiones humedas, las llanuras lacustres constituyen a menudo el emplazaniiento
de fertiles tierras agrîcolas, aunque se requière normalmente drenaje artificial.
No existen problemas de calidad de agua, puesto que el agua subterrânea es dul-
ce y no esta sujeta a mineralizacion. En regiones âridas y semiâridas la situa-
ción puede ser muy diferente. Las capas freäticas superficiales que se encuen-
tran a lo largo de los rîos que entran, originan a menudo un fuerte movimiento
capilar, salinizando los suelos. El lavado de estas sales por la lluvia o agua
de riego puede causar un aumento del contenido salino del agua subterrânea.
El lavado de los depósitos de playa enterrados, si existen, pueden aumentar la
mineralizacion del agua subterrânea mâs profunda.
En las llanuras lacustres planas, podrîa esperarse que la capa freâtica fuese
ademâs bastante horizontal. Localmente, sin embargo, puede haber grandes gra-
dientes de la capa de agua. En las zonas de recarga la capa de agua puede
estar muy alta mientras que en otras partes de la llanura, donde no haya rîos,
dicha capa puede estar muy profunda. Pesé a estos elevados gradientes de la
capa de agua, la baja transmisividad de los sedimentos lacustres impide un
flujo râpido del agua freâtica a las zonas de baja carga hidrâulica.
24
1.6 Llanuras glaciales
Durante los Ultimos uno o dos millones de aîîos, la mayor parte del hemisferio
norte ha estado repetidamente bajo la influencia de glaciares avanzando y retro-
cediendo y de capas de hielo continentales. La erosion causada por estas masas
de hielo en las duras rocas subyacentes fué muy intensa y suavizó los relieves
preglaciares. Debido al bajo nivel del mar durante los perîodos glaciares,
las aguas de deshielo erosionaron localmente profundus valles y cauces en las
zonas donde se habîan depositado grandes espesores de sedimentos.
La capacidad de transporte de los glaciares y de las capas de hielo es extremada-
mente grande, pero su capacidad de clasificación de los materiales es casi cero.
Por ello los depositos de morrena que resultan directamente del hielo (es decir
till glaciar o morrenas terminales formadas en el frente de hielo) no estän
distribuïdos por tamanos.
Cuando el hielo avanza, pénétra en primer lugar en los valles existentes, con lo
que résulta que la descarga de los rîos queda impedida y el agua se ve forzada
a tomar otro curso hacia el mar. El lento movimiento del hielo ejerce una gran
fuerza en las paredes de los valles, que son levantadas. Bajo la influencia
del bajo nivel del mar el agua de deshielo de las capas de hielo erosiona
profundas carcavas y canales (durante la glaciación del Saale se formaron cauces
de hasta 100 m por debajo del nivel actual del mar). El curso de estos cauces
difiere grandemente de los cursos de agua preglaciares en lo que a su dirección
se refiere. Cuando la capa de hielo rétrocède estos cauces de agua de deshielo
de los glaciares se rellenan con depósitos fluvioglaciares gruesos y muy gruesos.
Estos cauces son incluso algunas veces "sobrellenados" y hay grandes âreas en el
frente de las capas de hielo y en las morrenas terminales donde se han depositado
gruesas capas de material fluvioglaciar dando lugar a amplias y descarnadas
llanuras. Las partîculas mas finas se depositan en lagos glaciares donde
forman las bien conocidos varvas (llâminas alternantes de limo y arcilla).
Las llanuras glaciares que quedan después de la recesiôn de las capas de hielo
son en general suavemente onduladas, con numerosas depresiones localizadas en las
que el agua esta estancada (lagos glaciares).En el siguiente perîodo interglaciar,
con su clima mâs câlido, se produce incluso formación de turba en taies depre
siones. El tipo de drenaje de una llanura glaciar esta al principio sin desa-
rrollar; gradualmente comienza a aparecer un nuevo sistema de cauces y cursos
de agua que es, a menudo, diferente en capacidad y dirección de los cauces
25
glaciares enterrados subyaceiites.
Durante perîodos glaciares, prevalecen en las regiones situadas frente a las
capas de hielo condiciones climâticas periglaciares (frios y secos). En tales
regiones con suelos permanentemente helados (permafrost) el agente principal
de deposición es el viento. Transporta arena de la tierra desnuda y la deposita
por todas partes levantando capas mas o menos gruesas de arena eólica que puede
cubrir extensas areas. Mas lejos, y a sotavento de las montanas, pueden llegar
a depositarse partîculas mäs finas de limo en gruesas capas de loess.
Condiciones del agua subterrânea
Las llanuras glaciares recientes se caracterizan por presentar condiciones de dre-
naje déficientes. Esto es debido principalmente a la baja permeabilidad de los
depósitos glaciares no distribufdos por tamanos tales como arcilla con bloques
till glacial, etc. Las amplias llanuras de materiales de la morrena de fondo
(de till glacial), no cortadas por la erosion, tienen generalmente una capa
de agua plana y superficial. Las precipitaciones pueden causar inundaciones y
una posterior elevación de la capa de agua (Fig.l4A).
Cuando tales llanuras son divididas por corrientes (Fig.lAB) o cuando prevalece
un paisaje mas ondulado (Fig.l4C), las condiciones de drenaje en las zonas altas
pueden ser mejores. El agua excedente (principalmente escorrentîa superficial)
se concentrarâ en las depresiones y en los fondos de los valles bajos, dando
a menudo lugar a inundaciones y capas de agua altas.
La erosion de capas de hielo y el agua de deshielo causa a veces la formaciön
de cauces glaciares profundus entre loraas de roca madre o de tili glacial. Los
cauces pueden ser rellenados por depósitos de arrastre grueso (o fluvioglaciar)
o till. Cuando estan rellenos con depósitos de arrastre, los cauces glaciares
enterrados pueden servir como buenos cauces subsuperficiales de drenaje. En tal
tipo de paisaje de topografîa ondulada, hay un flujo de agua desde las loraas
altos hacia las tierras bajas que se encuentran entre ellos. Al pie de estas
lomas se pueden encontrar zonas de descarga, suelos hûmedos y capas de agua
altas. A menudo las lomas altas estân compuestos de materiales gruesos en los
que prédomina un flujo râpido del agua subsuperficial. En general no se encuen
tran problemas de drenaje en estas zonas altas. Cuando los depósitos de arrastre
de material grueso se introducen en rellenos menos permeables (Fig.15), el agua
subterrânea puede estar confinada o semiconfinada.
26
morrena sobre roca madre; superficie del terreno liana v no erosionada; capa
freàtica plana y superficial
morrena sobre roca madre; superficie del terreno erosionada
leyenda
superficie del terreno
— capa freàtica
materia les de la morrena de fondo
»_. roca madre
Mm morrena sobre roca madre; superficie del terreno segùn la topografia de la
cauce glaciar rellenado por morrena
superficie del terreno gobernada por la roca madre y la morrena; tierras bajas rellenas con aluvión reciente; cauce glaciar enterrado retleno con till glaciar
Fig,14. Condioiones del agua subtervânea en relieves glaoiares.
recarga
J I 1 piezométrica original
pozo surgente
llanura de morrena de fondo
Fig.15. Depôsitos de arrastre introduaiéndose en forma de euna en una morrena de fondo glaciar. Capa de agua libre en la parte izquierda de los arrastres. Agua subterrdnea confinada en la cuna de los depôsitos bajo la llanura de morrena a la dereaha.
27
1.7 Llanuras de loess
En las regiones desérticas y en tierras agrîcolas desnudas, en regiones semiâri-
das, la deflaciôn, es decir, la captación y arrastre de partîculas sueltas
por el viento puede causar una séria erosion. En unos pocos anos extremadamente
secos se registraron pérdidas de mas de un metro en USA.
Las partîculas arrastradas por el viento son transportadas en dos capas separadas:
- La capa nias baja consta de granos de arena y se éleva menos de 1 metro
por encima de la superficie del terreno. La arena no se transporta muy lejos
y se deposita como dunas u ondas.
- La capa superior consiste en nubes de limo (y algo de arcilla) que pueden
elevarse en altitudes superando los 3.000 m y pueden ser transportados a grandes
distancias. Cuando se depositan se llaman loess, y se reconocen, en ausencia
de formas sedimentarias mas caracterîsticas, por el tamario uniforme de sus
granos (10 - 15 micras). Han sido encontradas capas de loess de mas de 30 m
de espesor; al alejarse de la fuente de origen se hacen mâs delgadas.
Los depositos de loess cuaternarios son de dos tipos:
- Loess glaciares, encontrados principalmente en el Norte de Europa y en la
parte norte de USA. Estos depositos consisten en material fino levantado de las
areas desnudas situadas frente a las capas de hielo, con un clima periglacial
(frio y seco).
- Loess del desierto, encontrados, por ejemplo, en el oeste de China. Estos
depositos que tienen a veces mâs de 60 m de espesor, consisten en material
arrastrado por el viento procedente de las cuencas desérticas del Asia Central.
Otro tipo, los llamados "depositos similares al loess", se encuentran en ciertas
areas, por ejemplo en la gran llanura de Hungrîa. Taies sedimentos son loess re-
depositados que fueron erosionados por rîos y depositados bajo el agua en alguna
parte. Estos sedimentos difieren de los verdaderos loess por su contenido lige-
ramente superior de arcilla.
28
Condiciones del agua subterrânea
Los depósitos de loess tienen normalmente una buena permeabilidad. Constituyen
acuîferos libres profundos que.cuando estân surcados por rîos drenan fâcilmente
hacia los valles. Depresiones locales pueden tener capas delgadas de material
arcilloso, que dificultan la infiltración, causando asî, a menudo, problemas
de drenaje superficial. Sin embargo pueden desarrollarse delgadas capas de
caliza formando concreciones mas bien impermeables, y dando lugar a capas
freäticas colgadas (Fig.16).
Fig.16. Condiciones del agua subterrânea en los depósitos de loess.
1.8 Condiciones del agua subterrânea en areas afectadas por la disolución
Un proceso que tiene lugar principalmente bajo la superficie es la disolución de
la caliza por agua de percolación, dando lugar a grandes agujeros, cavernas y
canales através de los cuales puede fluir el agua fâcilmente. Se forma a menudo
una topografîa tîpica (topografîa kârstica), consistente en valles secos,
cubetas, arroyos que desaparecen y grandes manantiales. No se presentan problemas
de drenaje cuando la caliza soluble esta cerca de la superficie y si la super
ficie tiene una posición topogrâfica relativamente alta. Los valles secos (Fig.
17) llevan agua solamente después de fuertes precipitaciones y las pérdidas hacia
los canales subterraneos en la caliza son extremadamente altas.
29
mu aluvión permeable ^ < ; r'_L ' j caliza kârstica
Fig.17. Condiaiones del agua subterränea en una region k&rstiaa.
Cuando la caliza kârstica buza debajo de valles profundamente cortados o 11a-
nuras aluviales, pueden aparecer localmente manantiales enterrados, causando
resaltos de la capa de agua en la cubierta aluvial. El agua de las fuentes
kârsticas contiene bicarbonato câlcico y su calidad biológica es a menudo pobre
por causa del râpido transporte desde las âreas de recarga a las âreas de des-
carga. Ejemplos de llanuras donde el régimen hîdrico esta influîdo por fenó-
menos kärsticos son:
- La llanura de inundaciôn del Danubio (Rumania) donde los problemas de
drenaje son parcialmente causados por una alimentación intensa de la capa de
agua en el aluvión del r£o desde calizas kârsticas subyacentes.
- La llanura de Konya (Turquia), que esta situada sobre una espesa caliza
cavernosa que aflora a lo largo del borde de la llanura. La caliza kârstica es
un excelente acuîfero y esta recargada por precipitaciones y escorrentîas de las
montanas que la rodean. Buza bajo los sedimentos lacustres de baja permeabilidad,
que componen el grueso del relleno de la cuenca. Desde el borde de la llanura
hacia dentro, el agua en este acuîfero calizo fluye libremente.
1.9 Influencia de las fallas
Debido a las fuerzas ascendentes o descendentes en el interior de la tierra,
las capas de la corteza estân sometidas a grandes tensiones. Como consecuencia de
30
ello pueden desarrollarse fracturas (fallas) a lo largo de las cuales pueden
moverse bloques de la corteza. Las fallas pueden ser debidas sea a esfuerzos
cortantes bajo compresión o a desgarramiento bajo extension.Las fallas causadas
por compresión tienden a estar estrechamente cerradas y generalmente actflan como
barreras del agua subterrânea. Las fallas causadas por extension son mis irregu
läres, abruptas y abiertas y el agua subterrânea puede moverse hacia arriba a
lo largo de ellas, a veces desde gran profundidad. Ambos tipos de fallas pueden
hacer a los acuîferos entrar en contacto con una roca impermeable y hacer que se
detenga bruscamente el flujo normal del agua subterrânea. Como consecuencia
de ello pueden formarse manantiales. Si capas de arena gruesa se desalinean
por una falla, las capas en la zona de la falla quedan dobladas hacia abajo y
pueden adoptar una posición casi vertical. Las capas de arcilla o lentejones
dentro de los sedimentos gruesos causarân una elevada resistencia al movimiento
horizontal del agua subterrânea. Como resultado de ello aparecen grandes dife-
rencias en la elevación de la capa de agua a ambos lados de la falla que aflora.
Estas diferencias pueden ser del orden de varios métros, hasta 20 ô 30 métros,
como se sabe sucede en los bloques tectônicos de Ville en Alemania Occidental.
Las tierras mas elevadas pueden estar anegadas (Fig.18) y pueden aparecer ma
nantiales y zonas pantanosas. Los suelos mâs bajos, aguas abajo de la falla,
tienen una capa de agua profunda y estân secos.
superficie del terreno
b----~----J «'cilla | ] arena
Fig.IB. Efeato de la formación de fallas en la elevaaiôn de la capa de agua. La falla esta parcialmente sellada por oapas delgadas de arcilla dobladas hacia abajo y actûa ast como una barrera al flujo subsuperficial que va de izquierda a dereaha. Las tierras elevadas tienen una capa de agua superficial. Las tierras hundidas tienen una capa de agua mâs profunda. Si la falla se sella completamente, el agua subsuperficial descarga a través de manantiales que aparecen a lo largo de la falla.
31
Cuando un bloque de la corteza de la tierra se hunde entre dos fallas paralelas
se forma un "graben" o fosa tectónica (Fig.19). Las paredes del valle consisten
en montanas (horst) y pueden ser muy pendientes. A menudo se producen manantia-
les en las fallas, surgiendo desde grandes profundidades un agua a veces
caliente y mineralizada.
Fig.19. Valle de origen teotôniao.
Ejemplos de valles tectónicos son los valles del r£o Jordan, en el proximo
Oriente, el rïo Owens en California, los rïos Menderes y Gediz en Turquïa.
Actualmente estän siendo rellenados con depósitos aluviales. Bajo estos
depósitos, dependiendo de la historia geológica de la region se puede encon-
trar material marino, eólico, lacustre, volcânico e incluso glaciar, con un
espesor que puede excéder los 1000 m. El Valle Central en California esta
relleno con mâs de 7.000 m de sedimentos, la mayorîa de los cuales son de origen
marino y contienen agua salina. Estos estân recubiertos por sedimentos no
marinos de 200 a 1000 m de espesor que contienen agua dulce.
32
1.10 Bibliografia
Sugerenaias 'para leaturas ediaionales
ALLEN, J.R.L. 1963. A review of the origin and characteristics of recent
alluvial sediments. Sedimentology 5:89-191.
DAVIS, S.N., DE WIEST, R.J.M. 1966. Hydrogeology. John Wiley & Sons,
New York. 463 pp.
HOLMES, A. 1965. Principles of physical geology. Nelson, London. 1288 pp.
LONGWELL, CR., FLINT, R.F. 1963. Introduction to physical geology.
2nd Ed. John Wiley & Sons, New York, 503 pp.
33
MATERIAS PRELIMINARES
2. SUELOS Y PROPIEDADES DEL SUELO
W. F. J. VAN BEERS Edafólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement
Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola
F. E. Schulze (1964-1965) International Institute for Land Reclamation and Improvement
J. G. van Alphen (1966-1968) International Institute for Land Reclamation and Improvement
R. J. Oosterbaan (1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement
W. F. J. van Beers (1970) International Institute for Land Reclamation and Improvement
R. H. Messemaeckers van de Graaff (1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
2. Suelos y propiedades del suelo 2.1 Generalidades 37
2.1.1 Suelo y tierra 37 2.1.2 Funciones y componentes principales del suelo en
relación con el desarrollo de las plantas 38 2.1.3 Factores de formación del suelo 39 2.1.4 El perfil del suelo 40 2.1.5 Esquema de las investigaciones normales del suelo 41 2.1.6 Relaciones entre las caracterïsticas bäsicas, propieda
des fîsicas y las cualidades agrïcolas del suelo 44
2.2 Caracterfsticas bäsicas del suelo 47
2.2.1 Textura del suelo 47 2.2.2 Composición mineralógica 52 2.2.3 Caracterïsticas fîsico-quîmicas de las arcillas 54 2.2.4 Materia orgânica y fauna del suelo 57
2.3 Propiedades fîsicas de los suelos minérales 58
2.3.1 Porosidad del suelo 59 2.3.2 Estructura del suelo 61 2.3.3 Consistencia del suelo 66 2.3.4 Color del suelo 68
2.4 Humedad del suelo 70
2.4.1 Propiedades relacionadas con la transmisión del agua en el suelo 70
2.4.2 Humedad total fâcilmente disponible 71
2.5 El aire del suelo 73
2.5.1 Composición del aire del suelo 73 2.5.2 Volumen del aire del suelo 74 2.5.3 Cómo se produce el suministro de oxïgeno 74 2.5.4 Necesidades de las plantas 75 2.5.5 Condiciones de aireación y procesos del suelo 75 2.5.6 Aireación del suelo y drenaje 76
2.6 Temperatura del suelo 76
2.6.1 Temperatura del suelo y crecimiento de las plantas 76 2.6.2 Temperatura del suelo y drenaje 77
2.7 Fertilidad del suelo y productividad 77
2.7.1 Definiciones 77 2.7.2 El aporte de nutrientes 78
2.8 Bibliografïa 80
OBJETIVOS DE ESTE CAPIWLO
Se diluoidan oievtas caracterïsticas fîsicas y quimioas de los suelos y aspec-
tos relaaionados, que tienen una relación directa con el manejo del agua en la
agricultura y en el crecimiento de las plantas.
36
2.1 Generalidades
2.1.1 Suelo y tierra
A menudo se usa el término "suelo" de una forma vaga y significa cosas diferen-
tes segün la gente que lo emplea, incluyendo los cientïficos del suelo.
Para los ingenieros civiles représenta la parte no consolidada del material
terrestre, para distinguirlo de la roca.
El fîsico de suelos lo considéra corao un medio poroso, apropiado para estudiar-
lo matemâticamente.
Para el quîmico de suelos, el suelo es como un material pulvurulento, general-
mente coloreado, de grano fino o grueso, con un limite superior de 2 mm (tierra
fina), y que tiene complicadas propiedades fîsicas y quîmicas.
El edafólogo considéra al suelo como un ente natural y, principalmente, esta
interesado en el resultado de la meteorización bioquîmica del material original
del suelo: el perfil del suelo con sus diferentes capas llamadas horizontes.
El edafólogo examina y clasifica los suelos tal y como se hallan en su ambiente
natural, poniendo poco énfasis en su utilización practica. Sin embargo, sus
hallazgos pueden ser tan utiles a los ingenieros constructores y a los inge
nieros encargados de autopistas, como a los agricultures y agrónomos.
Para el que hace cartografîa de suelos, el suelo es una colección de conjuntos
naturales que ocupan porciones de la superficie terrestre. El suelo sirve de
soporte a las plantas y tiene propiedades debidas al efecto conjunto del
clima y la materia viva que actûan sobre el material original del suelo, con-
dicionado por el relieve, durante perîodos de tiempo. En este sentido, los
suelos son tanto paisajes como perfiles (secciones verticales compuestas de
diferentes capas). Para el agrônomo, el suelo es un medio para el crecimiento
de las plantas y esta especialmente interesado en las condiciones de la parte
superior del mismo.
Pinalmente, el especialista en drenaje, que puede considerarse como una combi-
naciôn de ingeniero civil, hidrólogo, fîsico d« suelos y agrônomo, esta princi
palmente interesado en las propiedades del suelo que afectan al movimiento de agua en y a través del suelo.
37
El término "tierra" es mâs amplio que el tërmino suelo. Existen muchas defini-
ciones de tierra. En las clasificaciones agrîcolas de tierras, se le considéra
como un complejo de todos los factores existentes por encima, en y por debajo
de la superficie terrestre, que afectan a las actividades agrîcolas, forestales
y de pastoreo del nombre.
El suelo es, solamente, uno de los factores que determinan el uso de la tierra
o la vegetación natural. Otros son el clima y las propiedades asociadas con
el suelo, taies como topografîa e hidrologîa.
2.1.2 Funciones y componentes principales del suelo
en relación con el desarrollo de las plantas
Se puede considerar al suelo como un medio poroso, es decir, como un sistema
material en el que estân présentes componentes sôlidos, lîquidos y/o gaseosos.
En un suelo minerai, los materiales minérales ocupan una fracciôn en volumen
muy importante, de hasta el 50-60%. El contenido en materia orgânica de un
suelo minerai es generalmente muy bajo, corrientemente menor que el 3%.
Los suelos orgânicos tienen un contenido en materia orgânica mayor que el
20% en peso. Dentro de esta denominación estân incluidos suelos de turba o tur-
bosos (materia orgânica poco descompuesta) y suelos de turba eutrófica (materia
orgânica muy descompuesta).
El suelo proporciona a los cultivos nutrientes esenciales para las plantas,
ademâs del agua y del oxïgeno necesario para la respiración de las raîces. Si
no se mantiene el suministro de agua y oxïgeno, la velocidad de asimilacion
de nutrientes se reduce.
Otros aspectos del suelo que tienen relación con el desarrollo de las plantas
son (Cap.4, Vol.1):
- su temperatura debe ser favorable para el desarrollo de las plantas,
- su resistencia mecânica a los movimientos de las raîces y brotes no debe ser demasiado alta,
- debe suministrar un medio ambiente libre de condiciones quîmicas o biológicas perjudiciales al desarrollo de las plantas tales como una acidez extremada, un exceso de sales solubles, sustancias tôxicas, organismos patógenos.
38
2.1.3 Factores de formación del suelo
El suelo es el producto de la acción del clima sobre la roca madré sltuada
en la superficie de la corteza terrestre que, modificado por el paisaje (topo-
grafïa e hidrologxa) y vegetación, su resultado final dépende grandemente del
factor tiempo. La amplia variación de cada uno de estos factores a través del
mundo ha dado lugar a los muchos diferentes suelos que se presentan (ver, por
ejemplo BUTING, 1965 6 PAPADAKIS, 1969).
Material original
Localmente, el material original puede ser el factor prédominante que détermina
el tipo de suelo. Tal material puede ser âcido o bäsico, calizo o no, etc.
(Comparar: granito, basalto, esquisto, arenisca, caliza, loess, depósitos
aluviales, etc.).
La composición mineralógica y granular del material original (roca o sedimentos
no-consolidados) determinarä grandemente la naturaleza del suelo resultante
de su meteorización. Por ejemplo, existen suelos arcillosos formados a partir
de basalto, que es una roca de grano fino, con poco cuarzo, y que esta cons-
tituîda casi enteramente por silicatos fâcilmente alterables, que pueden dar
lugar a arcilla como consecuencia de su alteración.
Topografîa o relieve
El relieve, la pendiente y la posición fisiogrâfica afectan al suelo ya que
controlan la cantidad de agua de lluvia que percola y la cantidad e intensidad
de la escorrentîa superficial. Estos factores influyen, por lo tanto, en la
erosion, la deposición y en el nivel freâtico. La topografîa es, en parte,
responsable de la sequedad o humedad de las diferentes areas dentro de una region
que tenga esencialmente el mismo clima general. Si prédomina el factor topo-
grâfico, se producen los llamados (por este motivo) suelos azonales: ejemplos:
suelos hidromorfos en zonas pantanosas o en zonas de filtraciôn, suelos halo-
norfos (salinos) en regiones mal drenadas.
Agentes biológicos
Las plantas y los animales tienen una gran influencia en el desarrollo del suelo.
La descomposición de hojas y raîces muertas de ârboles, arbustos y plantas her-
39
bâceas da lugar a coloides orgânicos (humus) y a âcidos humicos, que ejercen su
influencia sobre el proceso de lavado del suelo, especialmente en climas mode-
radamente frîos (podzolización). La acción de animales que escavan galerîas
(perros de las praderas, marmotas, lombrices y termitas), puede mezclar el suelo
impidiendo la formación de horizontes del mismo diferenciados por un proceso de
transporte vertical de sus componentes.
Tiempo
El factor tiempo es de importancia dominante en la formación de suelos solamente
en areas con ligera pendiente situadas en regiones de clima tropical humedo: en
estas zonas, las altas precipitación y temperatura producen una meteorización
y un lavado intensos. Por tanto, los suelos de bosque tropical suelen ser qu£-
micamente pobres. En depósitos aluviales recientes, la influencia de los fac
tures clima y tiempo no es tan notable y, en consecuencia, no existe un de-
sarrollo del perfil del suelo. No obstante, el tiempo es un factor pasivo; so
lamente es importante en presencia de un material original susceptible de ser
alterado y si existe agua disponible que mantenga activo el proceso de meteori
zación.
2.1.4 El perfil del suelo
Se llama perfil del suelo a su secciôn vertical. Sin embargo, este perfil es
mirado desde diferentes puntos de vista segûn se träte del edafólogo.el agrónomo
o del hidrólogo. Como consecuencia, también serân diferentes las investigaciones
que cada uno de ellos llevarâ a cabo en el citado perfil del suelo.
Perfil pedológico del suelo
El perfil pedológico del suelo puede subdividirse en capas que son, aproximada-
mente, paralelas a la superficie del suelo. A las capas pedogenéticas del suelo
se les denomina horizontes. No todas las capas diferentes del suelo son hori
zontes ya que las capas del mismo también pueden ser geogenéticas como, por
ejemplo, los depósitos del agua o del viento. La morfologïa del suelo, expre-
sada en el perfil pedogenético, refleja el efecto combinado de las intensidades
relativas de los diferentes factores formadores del suelo, que son los respon
sables de su desarrollo.
40
La parte superior del perfil pedológico, que es la parte mas meteorizada del
mismo, comprende los horizontes A y B y recibe el nombre de "solum". Su espesor
varia desde medio hasta varios métros (Fig.1).
El perfil agrológico del suelo
El perfil agrológico del suelo coincide con la zona radicular de los cultivos
que, para cultivos normales, esta limitada generalmente a los 1,20 métros supe-
riores. Por ello, los estudios del suelo, en este caso, llegan generalmente hasta
dicha profundidad. El perfil agrológico del suelo consta de dos capas principa
les: el suelo (llamada también superficie del suelo o capa arable) y el subsuelo.
La primera capa coincide, generalmente, con el horizonte pedológico A. El sub
suelo, en sentido agronómico, es la parte de la zona radicular que esta por
debajo de la capa arable. Obsérvese que cuando los especialistas en drenaje
usan el término "subsuelo", se refieren a las capas del suelo situadas por de
bajo del nivel de drenes. Los ingenieros en riego y drenaje estän interesados
en la velocidad con que el agua penetra en la capa superficial del suelo, mien-
tras que al agrónomo le interesa su posibilidad de laboreo (facilidad para el
cultivo), su estabilidad estructural (formación de costras, riegos de ero
sion), y, en particular, su fertilidad. Al contrario del subsuelo, las cualida-
des agrïcolas de la capa arable pueden ser muy modificadas por las condiciones
de manejo del suelo y por el clima. En relación con el riego, debe conocerse
la capacidad de almacenamiento de agua referida a la profundidad efectiva del
suelo (ver Apt.2.4.2) mientras que para el drenaje lo que es importante es
conocer las propiedades de transmisión de agua que tiene el subsuelo.
El perfil hidrolôgico del suelo
Comprende la zona radicular del perfil agrológico mâs el substrato hasta una
capa impermeable. Las propiedades de transmisión de agua de estos substratos
son de gran importancia para el especialista en drenaje.
2.1.5 Esquema de las investigaciones normales del suelo
En cada capa del suelo, o en muestras elegidas del mismo.se llevan a cabo ciertas
investigaciones de campo,laboratório o ambas; la finalidad de ellas es obtener
información sobre las siguientes caracterîsticas principales del suelo:
41
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42
a) Fïsicas
Investigaaiones morfolôgiaas o de oampo:
color, incluyendo el moteado; textura (estimada); estructura (forma, tamanos y
estabilidad de los agregados); compacidad; cementación; condiciones reales de
humedad; consistencia (saturado: plasticidad y adherencia; en humedo: friabili-
dad; en seco: dureza); concreciones (de carbonato, hierro, manganeso)• sales
visibles; otras caracterîsticas especiales como costras superficiales, grietas
revestimientos, caras de deslizamiento (slicken sides), revestimiento de las
arcillas (clay skins), grado de evolución, variabilidad del perfil del suelo en
distancias relativamente cortas, etc.
Investigaaiones de laboratório:
anälisis mecânico (textura); densidad aparente y densidad real; curva de
retención de humedad, permeabilidad, estabilidad de los agregados.
b) Qulmicas
Investigaaiones de aampo:
Carbonatos l ibres (efervescencia con C1H), pH (prueba de campo con indicadores).
Investigaaiones de laboratório:
Contenido en nutrientes (N, P, K, Ca, Mg, e t c , oligoelementos). pH, anäl is is
completo de sales solubles, y yeso.
c) F l s i c o - q u î m i c a s
Investigaaiones de laboratório:
Capacidad de intercambio catiônico, cationes intercambiables, saturación por
bases, fijaciôn de potasio y fôsforo.
d) M i n e r a l ó g i c a s
Investigaaiones de laboratório:
Identificación mineral de las a r c i l l a s , réserva de nutrientes minérales.
43
e) Biolögicas
Investigaaiones de aampo:
Materia orgänica (naturaleza y distribución), distribución de las raïces, macro
fauna y micro-organismos (bacterias, hongos, etc.). Condiciones aerobias y
anaerobias.
Investigaaiones de laboratório:
Contenido en materia orgänica, relación C/N.
Los siguientes apartados pueden proporcionar cierta logica y cierta ordenación
a este esquema.
2.1.6 Relaciones entre las caracterlsticas bSsicas, propiedades
flsicas y las cualidades agrlcolas del suelo
Como las caracterlsticas bäsicas del suelo son el resultado de las interacciones
entre los factores formadores del mismo, un edafólogo con experiencia puede
predecir estas caracterlsticas una vez que conozca suficientemente bien dichos
factores (Fig.2). A estas caracterlsticas bäsicas se les denominarân factores-A
del suelo. En ellos estân incluidos:
- textura del suelo, especialmente el contenido en arcilla,
- composición mineralógica de la fracción arcilla: relación entre alumino-silicatos y sesquióxidos, relación entre los tipos de arcillas hinchables y no-hinchables,
- caracterlsticas fîsico-quîmicas de la fracción arcilla: clase y cantidad de iones adsorbidos,
- materia orgänica: clase y cantidad,
- contenido en carbonato libre de la capa arable del suelo.
A su vez, estos factores-A actuan recîprocamente y encuentran su expresión en
otro conjunto de propiedades fîsicas del suelo, de acuerdo con los procesos
que tienen lugar en los suelos y las leyes de comportamiento de los materiales
del mismo. Cuando a este segundo conjunto de propiedades fîsicas del suelo
(derivadas inmediatas de las anteriores) se les llama factores-B, queda claro
que un buen edafólogo puede inferirlas, en mayor o menor grado, a partir de
44
una combinación de los factores-A o, incluso, directamente a partir de datos de
los cinco factores formadores del suelo.
Como se puede considerar a los factores-B como directamente derivados de los
factores-A, se deben catalogar como propiedades fîsicas primarias del suelo.
Los factores-B son (ver Fig.2):
- estructura del suelo, que comprende:
• formaciôn de agregados (tamano, forma, diferenciaciôn),
• porosidad (porosidad total y distribución de los poros por tamanos)
• estabilidad estructural,
• perfil estructural,
- consistencia del suelo cuando saturado, hûmedo y seco,
- color del suelo
Existe una estrecha relaciôn entre estos tres factores-B. Por ejemplo, un
suelo de color oscuro o grisâceo con una estructura prismätica gruesa o una
estructura laminar es, generalmente, duro en seco y adhérente cuando saturado;
y un suelo tropical rojo con una estructura granular o una estructura en bloques
subangulares es, corrientemente, friable cuando seco y solo ligeramente adhé
rente cuando saturado de humedad.
El tercer conjunto de propiedades del suelo son las cualidades agrîcolas fîsi
cas de los suelos (factores-C), que pueden ser consideradas como propiedades
derivadas de los factores-B, o también como derivadas en segundo grado de los
factores-A. Por analogîa con lo anterior, se les puede denominar propiedades
secundarias de los suelos. Estos factores-C son (ver también el Aptd.2.1.5):
a) referentes a la capa arable:
• posibilidad de laboreo.
• resistencia al desmenuzamiento (destrucción de agregados).
• cierre superficial o formaciôn de costras en el suelo.
• erosionabilidad del suelo.
• capacidad de almacenamiento de agua.
45
Se pueden esquematizar las relaciones importantes citadas de la siguiente manera:
suelo
—poslbilidad de laboreo —resistencia al desmenuzamiento —erosionabilidad del suelo —velocidad de infiltración —capacidad de almacenamiento de
agua
subsuelo
I—profundidad efectiva del suelo —capacidad de almacenamiento de agua
drenaje interno
PROPIEDADES AGRTCOLAS (C)
T ï ESTRUCTURA
FACTURES FORMADORES
-clima -material de partida -topografîa (hidrologîa) -agentes biológicos -tiempo
(B) PROPIEDADES FISICAS DEL SlitLO PRINCIPALES
CONSISTENCIA <h
i
COLOR
T TEMPERATURA CAPA DE AGUA
_$_ CARACTERISTICAS BASICAS (A)
—textura del suelo (contenido en arcilla) —naturaleza mineralógica de la fracción arcilla
-naturaleza quïmica de la fracción arcilla -materia orgânica -CaCO, libre en la parte superior del suelo
Fig.2. Relaaiones entre las oavaateristioas bâsicas, las pvopiedades ftsiaas y las eualidades agriaolas del suelo.
b) referentes a la capa arable:
• profundidad efectiva del suelo o profundidad de la zona radicular.
• capacidad de almacenamiento de agua.
• drenaje interno.
Estas eualidades agrîcolas pueden medirse en pequenas parcelas en el campo o en
muestras de suelo que las representen. Para asegurar que las areas elegidas para
el muestreo son representativas de la zona, se debe usar, en combinaciôn con un
estudio de suelos, un conocimiento mâs amplio de los factores-A y conocer como
46
estän relacionados entre s î .
2.2 Caracteristicas bâsicas del suelo
2.2.1 Textura del suelo
Los elementos minérales del suelo se pueden clasificar de acuerdo con su tamano.
A la distribución por tamanos de las partîculas elementales del suelo se le de-
nomina textura. Se puede estimar en el campo o determinar en laboratório.
Limites que déterminai! el tamano de las partîculas
Existen varias clasificaciones texturales aunque la mas usada para fines agro-
nômicos es la del Departamento de Agricultura de USA. En la Tabla 1 se dan los
principales limites que definen el tipo de partîculas.
TABLA 1. Tamanos limites de las partîculas del suelo
Suelo
ARENA
LIMO
ARCILLA
Particula
muy gruesa
gruesa
media
f ina
muy fina
grueso
f ino
2
0
<
Diametro
,00-0,050
,050-0,002
0,002
Limites
2,00 - 1,00
1,00 - 0,50
0,50 - 0,25
0,25 - 0,10
1,000- 0,050
0,050 - 0,020
0,020 - 0,002
Generalmente se llama piedras al material de diametro mayor de 7,5 cm. Recibe
el nombre de grava al material cuyo diametro esta comprendido entre 7,5 cm
y 2 mm; cuando el diametro de las partîculas es inferior a 2 mm, el material
se denomina tierra fina.
47
TABLA 2. TamaSo de los tamices
U.S.Standard
Tamiz No.
10
18
20
35
60
70
140
200
300
400
Diametro (mm) de la abertura
2,00
1,00
0,84
0,50
0,25
0,20
0,105
0,074
0,050
0,037
TABLA 3. Limites de tamaîios de las partîculas (criterio francés)
Suelo clases Diametro Limites (micras)
ARENA
LIMON (limo)
arena gruesa
arena fina
limo grueso o arena muy fina
2000 -
50 -
50
20
2000 - 200
200 - 50
50 - 20
20 - 2 limo fino
ARCILLA < 2
se denominan "elementos gruesos" al material > 2 mm
Las partîculas mâs gruesas se separan por tamizado, Los tamices standard vienen
indicados por un numero que es la cantidad de agujeros que tiene el tamiz por
pulgada (LAMBE, 1951); ésto se muestra en la Tabla 2. En la Tabla 3 se da la
clasificación textural Francesa.
La proporción relativa de arena, limo y arcilla en un suelo détermina su clase
textural: obviamente, el numero de posibles combinaciones es infinito.
Sin embargo, por motivos prâcticos se han hecho ciertas divisiones arbitrarias,
y a todas las combinaciones de partîculas incluîdas en cada una de las divi
siones se les da el mismo nombre descriptivo. La Figura 3 muestra la clasifi-
cación textural comünmente empleada por el USDA con la clasificación Holandesa
superpuesta.
48
clasificación holandesa
arcillosa pesada {mas del 40% de arcilla)
- / \ • ' i ' ' \ • / \ / \ /
arcillosa ligera (entre 25 y 40% de arcilla) 3 0 / - - — — r \ frai
" \ ! franca pesada (entre 18 y 25% de arcilla) n~ / . '
franca ligera (entre 10 y 18 % de arcilla
areno-arcillosa (entre 6 y 10% de arcilla)
% de arena
| depósitos eólicos (bajo contemdo en arctlla)
depósitos fluvio-marinos
I' •.'.'•.'.'•.'.-"I depósitos lacustres tropicales o terrazas antiguas de rio
(bajo contemdo en limo)
Fig. 3. Clasificación textural.
También se indica en la figura la variación textural en areas aluviales re
gentes, en Holanda.
t n trabajos de estudios de suelos, la clase textural se estima en el campo.
"ara ello, se estruja una pequetia muestra del suelo entre el pulgar y los
dedos de la mano apreciândose, al tacto, su textura aproximada. Se pueden
distinguir las siguientes clases texturales:
ARENA
FRANCO AREN0SA
âspera, suelta, sin cohesion tanto en hflmedo como
en seco
muy âspera, alguna cohesion debida al material
coloidal
49
FRANCA
FRANCO LIMOSA
FRANCO ARCILLOSA
FRANCO ARCILLO LIMOSA
ARCILLAS
predominio de la aspereza, pero existen partîculas
adhérentes
suave y harinosa
poco âspera, plastica, con tendencia a presentar
cierto brillo al estrujarla entre los dedos cuando
humeda o al cortarla cuando seca. Trozos secos se
aplastan con cierta dificultad
suave y harinosa, poco äspera, muy plastica, présenta
brillo al estrujarla en hümedo o al cortarla cuando
seca. Se pueden aplastar trozos secos con los dedos,
pero con dificultad
fuerte, plastica, no es âspera, incluso cuando se
toma una pequena muestra entre los dientes; tenden
cia a brillar mucho al frotarla. Al cortar un trozo
seco, se présenta una cara pulida y no se puede
estrujar entre los dedos (SOIL SURVEY MANUAL,1951)
Grupos texturales
La textura del suelo superficial es una caracterïstica que va fuertemente unida
a la posibilidad de trabajar el suelo (laboreo, preparación de la sementera).
Tiene también conexión con su disposición a la erosion, con la velocidad con
que entra el agua en el suelo y sobre la formación de costras y grietas. Para
fines de planificación agrfcola de una granja, conservación de suelos, etc., se
pueden agrupar las 15 o mâs clases texturales diferenciadas en 7, o en incluso
menos grupos.
Comûnmente, se suelen usar los siguientes términos y grupos:
Término textural Otro término empleado Clases texturales incluidas
1. muy pesada
2. pesada
3. moderadamente pesada
textura muy fina
textura fina
muy arcillosa (mâs que el 60% de arcilla)
arcilla, arc.limoso, arc.arenosa
textura moderadamente f.arc.limosa, f.arcillosa, fina f.arc.arenosa
50
Término textural
4. media
5. moderadamente ligera
6. 1 ïgera
7. muy ligera
Otro término empleado
textura media
textura moder.gruesa
textura gruesa
textura muy gruesa
Clases texturales incluïdas
f.limosa, limosa, f.aren. muy fina
f.aren.fina, f.arenosa
arenoso franco fina, aren. franca
arena, arena gruesa
Dependiendo de los fines en los que se va a emplear y de las condiciones locales
prédominantes, puede ser conveniente usar una agrupación de clases texturales
que sea mâs amplia que la anterior, como por ejemplo la siguiente:
(1 + 2), 3, 4, 5, (6 + 7), o bien (1 + 2 ) , (3 + 4 + 5), (6 + 7).
Suelos ligeros y pesados
l-uando prédomina la arena, se présenta un suelo de textura gruesa llamado
arenoso" o "ligero", ya que se puede trabajar fâcilmente. Por otro lado,
en un suelo de textura fina predominan los componentes limo y arcilla; el suelo
présenta plasticidad y adherencia, lo cual implica que es probable que sea di-
ficil de trabajar o "pesado". Por tanto, los términos "ligero" y "pesado" no
estan referidos al peso especxfico del suelo sino a la facilidad con que se
trabajan dichos suelos.
extura, permeabilidad del suelo y retención de agua
xiste una fuerte relación entre permeabilidad, retención de agua y textura.
Cuanto mâs pesado sea el suelo, menor sera la permeabilidad y mayor su capacidad
de retención de agua (Fig.4). Sin embargo, esta relación esta modificada por ta
les factores como la naturaleza de la fracción arcilla, lo gruesa que sea la
fracciôn arena y por la estructura del suelo. Ademâs y, especialmente en suelos
aluviales, tiene cierta influencia sobre la permeabilidad el tipo de formación
(fluvial o lacustre); suelos muy arcillosos de origen lacustre pueden tener mayor
permeabilidad que suelos de textura arenosa gruesa debida a los procesos
especîficos de desarrollo de la estructura que tienen lugar una vez que se
drenan dichos suelos (ver Cap.32, Vol.IV).
51
tamo por ciento en volumen
arenosa franca
franco arenosa
franca
franco arcillosa
arcillo limosa
arcillosa
tanto por ciento en volumen
6 0 8 0 1 0 0 4 2 1.55
4 4 1 5 0
aire I humedad , utilizable no utilizable
particulas del suelo
- 4 6 1 4 0
- 4 9 1 3 5
5 2 1.30
5 3 1 2 5
6 1 4 B
9 2 1 12
14 3 0 16
17 36 19
21 4 1 21
23 4 3 2 0
valores normales màs o menos 15%
Nota: % en peso x densidad aparente -+% en volumen
Fig.4. Valores f-tsiaos y textuvales medios.
2.2.2 Composición mineralögica
A lo largo de este apartado, es util distinguir dos importantes grupos de miné
rales, de acuerdo con su tamano: los minérales de las fracciones limo y arena
y los de la fracción arcilla.
Fracciones limo y arena
Estas dos fracciones tienen, aproximadamente la misma composición mineralógica.
La identificación de estos componentes minérales posibilita el estudio del origen
del suelo, asî como de su grado de meteorización y su réserva mineral de nu-
trientes para las plantas. Con este fin, se divide la fracción arena en dos
sub-fracciones: la llamada fracción ligera (densidad < 2.9) y la fracción pesada
(densidad > 2,9). La fracción ligera esta constitulda, principalmente, por
cuarzo no alterable (SiC^) y por feldespatos alterables (silicatos alumînicos
de Na K Ca). Los suelos muy meteorizados no contienen, o contienen muy pocos,
feldespatos.
La fracción pesada constituye, generalmente, el 1-2% de la fracción arena.
Los minérales alterables son silicatos de Fe, Mg, Ca (augita, hornblenda, mosco-
vita biotita), óxidos de Fe (ilmenita, magnetita), carbonato câlcico (calcita),
etc. Ademâs esta fracción esta también constituida por minérales no alterables
52
tales como zircon, turmalina, etc., que son de gran utilidad para hacer dia
gnostics.
Por tanto, las fracciones limo y arena de la mayorîa de los suelos, Consta prin-
cipalmente de minérales de color claro, la mayor parte cuarzo y feldespatos,
y de muy pocos minérales de color oscuro (de Fe y Mg).
La fracciôn arcilla
Las propiedades de esta importante fracciôn varîan de un suelo a otro dependiendo
de los porcentajes con que se presentan los diferentes componentes, principalmente
inorgânicos, cuya naturaleza y tamano varîan para cada uno de ellos. En la mayor
parte de los suelos, estos componentes minérales estân formados, principalmente,
por silicatos alumînicos hidratados; sin embargo, en suelos tropicales rojizos
muy alterados, un porcentaje muy alto de esta fracciôn arcilla esta constituîda
por óxidos e hidröxidos (sesquiôxidos), cristalinos y no-cristalinos, de hierro
y aluminio.
El esquema estructural general (red) de las capas de silicatos alumînicos, esta
producido por la combinaciôn de dos tipos de unidades estructurales o capas.
- capas de ôxido de silicio: un âtomo de silicio rodeado por cuatro de
oxîgeno.
- capas de ôxido e hidrôxido de aluminio: seis oxîgenos, o grupos OH,
rodean a un âtomo mayor, como el del aluminio.
La combinaciôn de una capa silîcea con una alumînica da lugar a una arcilla tipo
1:1; son ejemplos de este tipo la caolinita, haloisita, etc. Cuando se anade
una segunda capa silîcea, se obtiene una arcilla tipo 2:1. En esta disposiciôn,
la capa alumînica esta situada entre dos siliceas.
Dentro de las arcillas tipo 2:1, se pueden distinguir dos grupos importantes
con sus correspondientes diferencias en lo que a propiedades fisicas y fîsico-
quîmicas se refiere:
53
- minérales de la arcilla que se expanden al humedecerse: grupo de la
esmectita o montmorillonita y el grupo de la vermiculita. Estos silicatos con
tienen Mg, Ca y Fe, aunque entre las laminas de espesor unidad pueden también
entrar agua y ciertas moléculas orgänicas, causando la expansion de la estructu-
ra y dando lugar a grandes presiones de hinchamiento. Por el contrario, cuando
sale el agua se produce una considerable contracción.
- minérales de la arcilla no expandibles. Los principales grupos son:
illita, micas y clorita. El potasio es en este caso el que mantiene los paquetes
unidos.
Las arcillas que contienen minérales con formas alargadas o fibrosas, taies como
la haloisita (1:1) y la atapulgita (2:1), son mäs permeables que las arcillas
compuestas principalmente por minérales laminares.
Las esmectitas van, generalmente, asociadas con las arcillas mâs plâsticas y
menos permeables; las illitas son intermedias y las caolinitas son las que
confieren propiedades de menor plasticidad y mayor permeabilidad.
Condiciones âcidas, lo cual se traduce en la eliminación de silice y de bases,
combinadas con un buen drenaje interno, favorecen la formación de caolinita;
un buen ejemplo es el de los suelos tropicales muy alterados. Un enriquecimiento
en Ca, Mg y Si debido a aportes laterales, combinado con un drenaje pobre y una
estación seca muy marcada son, generalmente, favorables a la formación de
montmorillonita. Las condiciones que favorecen la formaciön de arcillas tipo
mica (illitas) son menos definidas. Corrientemente, las illitas son productos
de alteración intermedios provenientes de minérales muy similares présentes
en la roca madré. En muchas partes del mundo, los minérales de arcilla de suelos
"recientes" son casi idénticos a los del material original, no reflejando las
condiciones del medio ambiente externo.
2.2.3 Caracterlsticas fîsico-quîmicas de las arcillas
Para fines prâcticos, se puede considerar que la fracción arcilla es la fracción
coloidal minerai. Las propiedades que dicha fracción coloide confiere al suelo
son: contracción, floculación y dispersion,plasticidad y cohesion. Las arcillas
tienen propiedades fîsico-quîmicas muy marcadas debidas al efecto combinado
de dos factores: la alta superficie especîfica y la carga electrica existente
54
en la estructura silicatada bäsica de los minérales de arcilla. Se define la
superficie especîfica como el area superficial por unidad de peso; varia entre 2 2
15 m /g para las arcillas mas gruesas, no expansivas, y 800 m /g para las mas
finas, expansivas. La alta superficie especîfica esta producida por el pequeno
tamano de las partîculas y por la morfologîa laminar o alargado-fibrosa de los
minérales. La carga electrica es el resultado de sustituciones iônicas en la
estructura del cristal (Si por al ; Al por Mg , Fe ) o de la ionización
de grupos OH a partir del agua. La carga electrica dominante asociada con la
superficie plana de la estructura cristalina es la negativa, aunque se pueden
presentar algunas cargas positivas, especialmente en los bordes de los cristales.
Capacidad de intercambio catiónico
Las partîculas de arcilla se caracterizan por la Hamada capa doble iónica: la
sólida, formada por partîculas de arcilla cargadas negativamente, esta rodeada
por una capa difusa, en fase liquida, de cationes cargados positivamente (Ca ,
Mg , Na , K , NH,, H , Al ). La concentración de estos cationes cerca de
las partîculas de arcilla, es mucho mayor que la existente en la soluciôn del
suelo (Teoria de Gouy-Chapman de la doble capa difusa). Ademâs, aunque taies
cationes pueden ser reemplazados por otros, no pueden ser eliminados por lavado
tan fâcilmente como los de la soluciôn del suelo. Por tanto, la capacidad de
intercambio catiónico actöa como un almacén temporal de las bases que, o bien
provienen de los minérales primarios por alteración o bien de los fertilizantes
aportados. Asociadas con la capa difusa de cationes adsorbidos, existe un gran
numero de moléculas de agua. Conforme mas se alteran las arcillas y se hacen
mas inertes, la capacidad de adsorción catiônica disminuye, y aumenta la de
adsorción aniónica (fosfatos, etc.).
La capacidad de intercambio catiónico (CEC) de los suelos no varia solamente
con el tipo y porcentaje de arcilla sino también con el contenido en humus.
La arcilla y el humus juntos constituyen el llamado complejo de cambio del suelo.
El valor de CEC se expresa en miliequivalentes por 100 gramos de suelo (meq.o
me/100 g). En la Tabla 4 se da el orden de magnitud de la CEC para el humus y las
arcillas mas importantes.
En la Tabla 4 se observa claramente que la capacidad de cambio de los coloides
orgânicos es mucho mayor que la de los inorgânicos.
55
TABLA 4. Capacidad de intercambio catiónico de
algunos componentes del suelo
Componente del suelo CEC (me/100 g)
humus 200
vermiculita 150
montraorillonita 100
illita 30
caolinita 10
cuarzo (tamano limo) < 0,01
Proporción de los diferentes cationes intercambiables
La fuerza quîmica con que las bases son retenidas disminuye segûn el siguiente
orden: Ca > Mg > K > Na; por tanto, en un suelo soraetido a lavado, los cationes + 2
tienden a acumularse de acuerdo con la citada secuencia. El Ca constituye, en
la mayorîa de los suelos, aproximadamente el 80% del total de bases intercambia-+2
bles. En areas costeras puede predominar el Mg . En zonas tropicales altamente
meteorizadas, los cationes que dominan son el H y el Al . Algunos suelos sali-
nos de zonas äridas o los suelos inundados con agua de mar tienen una alta can-
tidad de sodio intercambiable. Si estos suelos contienen pocas sales solubles,
los iones de sodio producen la dispersion de las arcillas, los suelos se hacen
fangosos y adquieren baja permeabilidad. Por otro lado, los iones Ca causan
la floculación de la arcilla y, por ello, dan lugar a una buena estructura y
permeabilidad.
Si 100 gramos de suelo tienen una CEC de 20 meq y 12 meq de bases intercambia-
bles, se dice que el suelo tiene una saturación por bases del 60%.
El pH indica la cantidad relativa de H y OH en la solución y también refleja
el porcentaje de saturación por bases. El pH de los suelos de regiones humedas,
mäs o menos lavados, es menor que el de los de regiones âridas. Si el porcentaje
de saturación por bases es del 90%, el pH es aproximadamente de 7, o mâs elevado
cuando estän présentes en ella los carbonatos, especialmente de sodio.
56
2.2.4 Materia orgânica y fauna del suelo
Clases de materia orgânica y cantidad
Cuando se incorpora al suelo materia orgânica fresca, parte de ella es descom-
puesta rapidamente por la acción de los microorganismos. Permanece un residuo
lentamente descomponible, llamado humus, compuesto de una mezcla de sustancias
parduzcas u obscuras amorfas y coloidales. Se emplea el término micro-organismo,
o microbios, para denominar a la microflora (por ejemplo.bacterias y hongos) y a
la vida animal microscópica (ejemplos: protozoos y nematodos). La velocidad de
descomposición y el tipo y cantidad de los productos finales obtenidos, dependen
de la temperatura, aireaciôn, condiciones quîmicas del suelo y del tipo de micro
organismos. El contenido en materia orgânica de los suelos varia grandemente. La
mayoria de los suelos tienen un contenido en materia orgânica comprendido entre 2
y 4 por ciento; se considéra nivel bajo al inferior al 1% (regiones äridas).
En suelos bajo cultivo, las principales fuentes de materia orgânica son:
- residuos orgânicos de los cultivos: rastrojos y, especialmente, residuos de las raices,
- estiércol (excrementos de animales),
- compost,
- abonos verdes (cultivos enterrados en un momento en el que la planta esta inmadura y présenta suculencia; se emplean especialmente con legumbres).
Importancia de la materia orgânica
La influencia de la materia orgânica en las propiedades fîsicas y quîmicas de los
suelos es grande, incluso cuando esta presente en pequenas cantidades.La funciôn
beneficiosa de la materia orgânica, se puede resumir de la forma siguiente.
Desde un punto de vista de fîsica del suelo, la materia orgânica, mâs que ningun
otro factor, potencia la formación y la estabilidad de los agregados. En parti
cular, la descomposición de materia orgânica fresca, produce gérmenes y micelios
de organismos.que son los mâs efectivos en el proceso de formación de los agrega
dos.La agregación lleva consigo un incremento de la porosidad.lo cual significa
una mayor aireaciôn, una mejor infiltración y percolación y una reducción del
peligro de escorrentîa y erosion. Ademâs, la alta capacidad de adsorciôn de
agua del humus, junto con la mayor estructura del suelo, da lugar a un aumento
57
de la capacidad de retención de humedad del suelo. Desde el punto de vista quî-
mico, la descomposición de la materia orgânica produce N,P y S;por medio de la
formación de âcidos orgânicos e inorgânicos, dicha descomposición potencia
la extracción de nutrientes de las plantas a partir de minérales. También,
puede existir una considerable fijacion de N del aire por medio de bacterias
no simbióticas que obtienen su energîa de la descomposición de tejidos muertos
de las plantas; esta fijación también pueden hacerla bacterias simbióticas que
toman la energîa del jugo celular de las leguminosas como la alfalfa, el trébol,
guisantes y judîas. Finalmente, el componente hûmico de la materia orgânica
aumenta significativamente el valor de la CEC del suelo al ser la CEC del com
ponente humus dos o tres veces superior a la de los coloides minérales. Para
mâs detalle, se remite al lector a los capftulos correspondientes de RUSSELL
(1954) y BEAR (1964).
La microfauna del suelo
Ademâs de los diferentes microorganismos, el suelo (especialmente el que con
tiene abundante materia orgânica fresca) contiene un gran numero de animales
tales como roedores, insectîvoros, insectos, miriâpodos, âcaros, aranas y
lombrices de tierra. La mayorîa de estos animales se alimentan de tejidos vé
gétales mâs o menos descompuestos (provenientes de hojas caïdas y raices muertas)
De esta forma, sirven para incorporar mucha materia orgânica a los suelos y para
iniciar los procesos de descomposición que continuarän los microorganismos.
Ademâs, especialmente por medio de las lombrices, se mezcla, transporta y granula
grandes cantidades de suelo; los agujeros dejados por los diferentes animales
sirven para aumentar la aireación y el drenaje interno del suelo.
2.3 Propiedades fisicas de los auelos minérales
La influencia combinada de los componentes orgânicos e inorgânicos, sumada
a las condiciones quîmicas mâs importantes del suelo (factures A), determinan
la porosidad y la estructura del suelo (ver Fig.2). Los factores A en combinaciór
con la cantidad de agua presente determinan la consistencia del suelo, mientras
que junto con los regimenes prédominantes de aireación y temperatura del suelo
determinan el color del mismo.
58
2.3.1 Porosidad del suelo
En este apartado solo se considerarâ el espacio poroso total; la distribución
de los poros por tamario se discutirâ en el Apt.2.3.2. Para calcular el espacio
poroso de los suelos es necesario conocer la densidad real y la densidad apa-
rente del suelo.
Densidad real (densidad especîfica relativa)
La densidad real es la masa por unidad de volumen de las partîculas del suelo. 3
Generalmente se expresa en gramos por cm de suelo. También se suele encontrar
expresada en libras por pie cûbico (pfc). Obsérvese que por 100 pfc corresponden 3
a 1,6 g/cm . A menudo se usa el término densidad especîfica relativa en vez
del de densidad real. Se define como la relación entre el peso de una partîcula
elemental de suelo y el de un volumen de agua igual al volumen de la partîcula. 3
Es un valor adimensional. Como a temperatura normal un cm de agua pesa un gramo, ambos conceptos toman el mismo valor numérico.
La densidad especîfica relativa media de algunos componentes del suelo es:
materia orgânica 1,47; arena 2,66; arcilla 2,75. Generalmente, la densidad
especîfica relativa de los suelos minérales varia entre 2,6 y 2,9; se suele tomar
2,65 como valor medio aceptable.
Densidad aparente
Se llama asî al peso en seco por unidad de volumen de suelo en sus condiciones
naturales o, con otras palabras, a la masa de suelo seco por unidad de volumen
habiéndose determinado este ultimo antes del secado. Se expresa en gramos por 3 . . . . .
cm . Tiene el mismo valor numérico que la densidad especîfica aparente defmida
como la relación entre el peso de una unidad de volumen de suelo y el de igual
volumen de agua. Generalmente, la densidad aparente de los suelos no cultivados
varia entre 1,0 y 1.6; las capas compactas pueden tener una densidad aparente
de hasta 1,7 a 1,8. Generalmente, cuanto mâs fina sea la textura y mayor sea
el contenido en materia orgânica, menor sera la densidad aparente.
NOTA: contenido de humedad del suelo por unidad de masa x densidad aparente =
contenido de humedad por unidad de volumen.
59
El espacio poroso de un suelo es la parte del mismo que en su estado natural
esta ocupado por aire y/o agua (volumen de huecos). El volumen del espacio
poroso dépende mucho de la disposición de las partîculas sólidas. La porosidad
n es el porcentaje por unidad de volumen de suelo en su estado natural no
ocupado por las partîculas sólidas, es decir
„„ ., densidad aparente. n ' 10° ° - densidad real )
Ejemplo: Si la densidad aparente es 1,4 y la densidad real 2,65, la porosidad
sera igual a 100
(. - 1£) - 47%
Generalmente, la porosidad de los suelos minérales varia entre el 35% para los
suelos compactos y el 60% para las capas superficiales sueltas del suelo.
El volumen especîfico de la fase sólida es el volumen ocupado por un gramo de
sólidos; por tanto, es el valor recîproco de la densidad real. Un valor medio es
1/2,65 - 0,38 cm3/gr.
El volumen especîfico del suelo es el volumen que en su estado natural ocupa
1 gramo de suelo; por tanto, es el valor recîproco de la densidad aparente.
A menudo se llama a este valor, abreviando, volumen especîfico.
A partir del volumen especîfico se puede calcular directamente la contracciân
de los suelos. Por ejemplo, un sedimento que tenga originariamente un volumen 3
especîfico de 0,95 cm /gramo y que después de drenarlo lo tenga de 0,72, se
habrä contraîdo un 23 por ciento o, con otras palabras, una capa de 10 cm
se reducira a una de 7,7 cm después de drenarla.
En mecânica del suelo se emplea, a menudo, la relación de huecos en vez de la
porosidad. Se define como la relación entre el volumen de huecos y el volumen
de sólidos V
V e = V =
s
V V
1 - V V
Observése que el denominador de esta expresión permanece constante aun cuando el
volumen del suelo varîe, considerando el suelo como un conjunto.
60
Una porosidad de un 35% corresponde a un porcentaje de huecos de e = 0,35/0,65
- 0,54.
Una porosidad de un 60% corresponde a un porcentaje de huecos de 1,5. Las tur-
bas y los estiércoles pueden tener unos valores de e de hasta 4 a 5.
Se llama consolidación a la reducción del valor de e cuando el agua sale de los
poros del suelo. Si esta reducción se debe a que se fuerza al aire a salir del
suelo por medios mecänicos, recibe el nombre de compactación.
2.3.2 Estructura del suelo
Se refiere este término a la disposición tridimensional de las partîculas prima-
rias del suelo (arena, limo, arcilla) y/o de las partîculas secundarias del mismo
(microagregados), dentro de un cierto esquema estructural (macroagregados). Los
agregados de elementos texturales se mantienen unidos debido a los coloides
(minérales y orgânicos) y separados unos de otros por grietas y grandes poros.
En un suelo sin estructura, las partîculas primarias del suelo se dispondrân
mas o menos al azar, aproximândose a un denso empaquetado semejante al que
pudiera presentarse en una mezcla de esferas de diferentes tamanos. No habrîa
ningûn esquema sistemâtico de planos o zonas débiles a lo largo de los cuales
se pudiera romper para dar lugar a diferentes elementos de estructura.
La estructura es una importante caracterîstica morfológica del suelo. Como
tal no es un factor que influya en el desarrollo de las plantas; sin embargo
tiene influencia sobre casi todos los factores de crecimiento de las plantas
taies como retenciôn de agua, movimiento del agua, aireación del suelo, pene-
tración de las raîces, actividades microbiolôgicas, resistencia a la erosion,etc.
En un suelo estructurado, el esquema y espaciamiento de grietas y macroporos,
incluyendo la superficie total de los agregados, vienen gobernados por el tamano
y forma de los agregados. El movimiento del agua tiene lugar principalmente a
través de las grietas mâs importantes y de los poros grandes y, ademâs, la mayor
parte del agua fâcilmente disponible para las plantas se almacena en los macro
poros que existen entre y en los agregados. Estos espacios son también los que
las raîces de las plantas exploran mâs intensamente para encontrar agua y nu-
trientes.
61
Existen cuatro aspectos importantes de la estructura del suelo:
- La raacroestructura visible, estudiada durante las investigaciones
de campo y que se describe por medio de la forma y tamano de los agregados junto
con el grado de estructuración (diferenciación de los agregados individuales).
- Los espacios existentes entre y dentro de los macro y microagregados o
espacio poroso total y la distribución por tamano de los poros.
- Estabilidad estructural, especialmente en la capa superficial o capa
arable.
- El perfil estructural que indica el tipo, espesor y secuencia de los
diferentes horizontes estructurales o capas del suelo.
Macroestructuras
Se pueden dividir las macroestructuras en:
- Estructuras simples, cohérentes o no cohérentes, en las que no existen
pianos naturales de division o son vagos y confusos (sin estructura):
• granos sueltos, comün en arenas y limos sueltos con bajo contenido en
materia orgänica (ejemplos, arenas de playa, ceniza volcânica
reciente), y
• masiva, comün en suelos con textura franco arenosa, arenosa franca,
franco limosa, etc.
El suelo se mantiene unido debido a las pequenas cantidades de arcilla y de ma
teria organica, aunque no présenta ninguna lînea de ruptura preferente y pre
ëxistente.
- Agregados estructurales en los que se distinguen pianos de ruptura.
A un agregado individual se le denomina elemento de estructura (en contraposiciôn
con un "terrón", producido por la alteración debida al laboreo o a excavación, y
con un "fragmento",debido a la ruptura del suelo por las superficies naturales).
62
Existen cuatro tipos principales de estructura definidos de acuerdo con la
longitud relativa de los ejes vertical y horizontal y por el contorno de los
bordes (Fig.5):
- Laminar: Las dimensiones horizontales son mayores que las verticales.
Dominan los planos de ruptura horizontales (clase media 2 - 1 0 mm)
- Prismâtica: Agregados alargados en sentido vertical y en forma de
prismas. Se llama columnar cuando la cara superior del prisma es redondeada
(tipo medio 20 - 55 mm)
- En bloques: Aproximadamente la misma dimension horizontal que vertical
(tipo medio 1 0 - 2 0 mm)
En bloques angulares: caras planas y bordes agudos.
En bloques subangulares: se encuentran mezcladas caras de estructuras
redondeadas y planas y algunos bordes son redondeados.
- Granular: Los granulös son mas o menos redondeados y uniformes en forma
y tamano. Se emplea el termino de "migajosa" cuando la agregaciôn granular
es mas porosa y mas irregular en forma y tamano (tipo medio 2 - 5 mm).
Se pueden encontrar detalles adicionales e ilustraciones en el SOIL SURVEY
MANUAL (1951).
En la literatura sobre suelos se suelen encontrar términos taies como "débilmente
estructurado", "suelo bien estrurado", "estructura del suelo muy desarrollada",
"buena estructura" o "mala estructura", etc. Los tres primeros términos se
refieren al grado de desarrollo de la estructura e indican si los agregados estân
diferenciados y mantienen su tamano y forma tras mover el suelo. Los dos
Ultimos términos estân referidos a las cualidades aplicables a los cultivos.
Buena estructura significa que existen muchos agregados pequenos y estables
que optimizan el movimiento y almacenamiento de agua, la aireación y aumentan
el ârea superficial de los agregados sobre la que tiene lugar el cambio
y la entrada de nutrientes. Por ejemplo, una estructura granular fina y débil
indica un riesgo de que la estructura se destruirâ al cultivar el suelo. Una
estructura prismâtica gruesa y fuerte es agrîcolamente mala. Por otro lado,
una estructura migajosa fina y bien desarrollada es muy favorable para los
cultivos.
63
v* « #
^1 ^«D*J <»
Fig.5. Dibujos mostrando algunos tlpos de estvuotura del suelo: A. prismâtioa, B. columnar. C. en bloques angulares. D. en bloques subangulares, E. laminar, F. granular. (Soil Survey Manual, 19S1).
Distribución de los poros por tamanos
AI considerar las propiedades de transmisión y retención del agua en el suelo,
es mas importante la distribución de los poros por tamanos que el espacio poroso
total.
Se distinguen dos tipos genéticos importantes de poros del suelo: en primer
lugar existen los espacios entre agregados que son los poros que resultan de
la agregación de las partîculas del suelo; en segundo lugar, existen los bio-
poros que son el resultado del desarrollo de las plantas (raicillas y pelos
radiculares) y debidos también a la fauna del suelo (lombrices, insectos, etc.)
En consecuencia, los poros varian en cantidad, tamano, forma y continuidad.
64
Respecto del tamaîio y la funciôn que cumplen los poros, se puede hacer las
siguientes distinciones:
Nombre descriptivo Tamano Principal funciôn
macroporos
mesoporos
microporos
100 micras
30-100 micras
30-3 micras
aireaciôn y drenaje (flujo de gravedad)
conducciôn de agua (flujo capilar râpido)
retención de agua (flujo capilar lento)
Los macroporos son visibles a simple vista. También se les suele llamar poros
de aireaciôn y poros no capilares.
Los mesoporos son visibles con lentes de 10 aumentos.
Los microporos no son visibles aunque se puede conocer su presencia observando
las caras de los agregados. Si los agregados presentan superficies asperas,
existirân muchos microporos.
El agua esta presente no solo en los poros sino también en la superficie de las
partîculas del suelo (agua higroscôpica y pelîcula de agua).
Estabilidad estructural
Existen agregados muy diferentes segûn sea su capacidad para resistir el impacto
de las gotas de lluvia, el flujo de agua de riego o de escorrentîa y las con-
diciones de encharcamiento. La estabilidad estructural de la capa superficial
del suelo influye grandemente sobre el desarrollo de las plantas (salida de las
plantas jôvenes y mantenimiento posterior), aireaciôn, escorrentîa y erosion.
Dicha estabilidad viene determinada principalmente por los siguientes factores:
contenido en materia orgânica (cantidad y calidad de la misma), relación entre
el contenido de limo y arena muy fina respecto del de arcilla, componentes qui-
micos asociados con la arcilla (Ca , Na ) y materiales cémentantes (hierro,
aluminio, óxidos de silicio e hidrôxidos).
Es probable que un suelo sea estructuralmente inestable cuando tenga un bajo
contenido en materia orgânica, un alto contenido de limo y arena fina y un
contenido en arcilla moderadamente alto. El color de estos suelos suele ser,
65
a menudo, grisâceo o amarillento.El proceso por el cual una tnasa de suelo seco
se désintégra al mojarlo se denomina "desleimiento" o se dice que el suelo "se
desplaza en masa".Al secarse se conduce a la formación de una costra superfi
cial ("sellado superficial"). Si fuerzas mecänicas (gotas de lluvia.pisoteo del
ganado, laboreo de suelos mojados) producen el desmoronamiento de los agregados
se dice que el suelo se "enloda". Generalmente, los campos de arroz se enlodan
deliberadamente; ésto destruye los macroporos y créa una densa capa,mas o menos
impermeable, que évita excesivas pérdidas de agua.
El perfil estructural
Se denomina asï al tipo, espesor y secuencia de las diferentes estructuras del
suelo a lo largo del perfil. Las propiedades de retención y transmisión de agua
son muy diferentes si el suelo esta constituîdo por una capa de arena sobre
otra de arcilla o viceversa. En relación con la percolación de agua, aireación
y penetración de las raïces, es muy importante la posición de la capa densa
(densidad aparente 1,6 a 1,8) dentro del perfil. Tales capas, o un cambio ab
rupto en textura y estructura (estratificación prounciada), determinan gra'nde-
mente la profundidad efectiva del suelo, llamada también profundidad de la
zona radicular.
2.3.3 Consistencia del suelo
Se llama asî a la manifestación de las fuerzas fïsicas de cohesion y adherencia
de un suelo a diferentes estados de humedad (seco, hümedo, empapado), como
respuesta a su comportamiento frente a fuerzas mecänicas o fuerzas de gravedad.
La consistencia del suelo determinarâ la duración del perîodo apropiado para
el laboreo, la fuerza de tracción necesaria y si es fäcil o difïcil el preparar
una buena sementera.
Indirectamente, el edafólogo experimentado Ie puede ser de gran utilidad para
obtener información sobre la textura, estructura y permeabilidad del suelo.
Los fenómenos de la consistencia del suelo son: friabilidad, plasticidad y
adherencia, as£ como la resistencia a la compresión (conveniencia para cimenta-
ción) y al esfuerzo cortante. Los dos Ultimos fenómenos pertenecen al campo
de la mecânica de suelos y no se tratarân en este trabajo.
66
La friabilidad indica la facilidad con que los suelos hûmedos se desmenuzan. Se
describe con los siguientes términos: suelto,blando,ligeramente duro,duro,muy
duro, extremadamente duro.
Por plasticidad se entiende la capacidad de un suelo mojado.dentro de unos cier-
tos limites de humedad, para cambiar su forma al someterlo a fuerzas externas
y a mantener su nueva forma (capacidad de moldeo). En general, son suelos no
plâsticos aquellos que contienen menos de un 15% al 20% de arcilla. La clasifi-
caciôn de un suelo para fines de ingenierîa esta basada en la textura (grano
grueso, grano fino) y en la plasticidad.
Para esta clasificación se han definido dos limites de consistencia (limites de
Atterberg): limite lîquido y limite plâstico.
Se llama limite lîquido al mînimo contenido en agua al que la mezcla suelo-agua
cambia de ser un lîquido viscoso a un solido plâstico. Tiene aproximadamente la
misma consistencia que la pasta saturada empleada para estudios de salinidad.
Se détermina el limite lîquido colocando la muestra en una mâquina standard y
separândola en dos mitades por medio de un acanalador también standard. Si la
hendidura hecha en la mezcla suelo-agua se cierra con el impacto de 25 golpes
ya definidos, tal mezcla es la correspondiente al limite lîquido.
Se define el limite plâstico como el mînimo contenido en agua dentro de los limi
tes en los que el suelo présenta plasticidad. Se ha definido arbitrariamente
en el laboratório como el mînimo contenido en agua para el que el suelo puede
modelarse en cilindros de 3 mm de diametro sin que éstos se rompan o desmoronen.
El indice de plasticidad o numero plâstico (limite lîquido menos limite plâstico)
define el intervalo en contenido de humedad para el que el suelo tiene propie-
dades de un sólido plâstico.
A un contenido de humedad superior al del limite plâstico, el suelo se enlodarâ
al manejarlo o al trabajar con él; ésto significa que se debe trabajar los
suelos cuando su contenido de humedad es inferior al limite plâstico (LAMBE,
1961).
Se llama adherencia al grado con que un suelo mojado se adhiere a otros objetos.
Se détermina observando la adherencia que a la piel présenta la pelicula que se
obtiene al apretar el suelo entre los dedos.
67
Los términos con que se describe esta propiedad son: no adhérente, ligeramente
adhérente, adhérente y muy adhérente.
La compactación es otro aspecto de la consistencia del suelo; indica una combi-
nación de una consistencia firme o fuerte y un espeso empaquetado de las partï-
culas del suelo dando por resultado una baja porosidad. Se mide por la resisten-
cia que présenta el suelo a la penetración de la humedad. Esta en contraposición
con la cementación que indica una consistencia fuerte, quebradiza, que no se
reblandece apreciablemente bajo un prolongado humedecimiento.
La consistencia y la estructura estân fuertemente relacionados. Mientras que la
estructura es el resultado de las fuerzas existentes en fase sólida, la consis
tencia es una medida indirecta de dichas fuerzas.
Esto implica que a veces se puede inferir la estructura a partir de la consisten
cia y viceversa.
2.3.4 Color del suelo
El color es la caracterîstica del suelo mäs evidente y mâs facilmente determi
nable. Si se considéra el color del suelo junto con otras caracteristicas ob
servables, estructura, textura y consistencia, se pueden inferir una gran parte
de las condiciones fîsicas y quîmicas de los suelos.
Causas del color del suelo
El color dépende de la naturaleza del material original a partir del que en
el se formó el suelo, del drenaje externo e interno y de las temperaturas
prédominantes del suelo.
Primariamente es debido a los revestimientos existentes sobre la superficie
de las partîculas minérales. En suelos aireados, los colores pueden ser pardos
oscuros, casi negro cuando predominan las partîculas de humus, o de amarillo
a rojo debido a revestimientos de compuestos de hierro mâs o menos hidratados.
En suelos encharcados, se presentan colores grises-verdosos debidos a la
reduccion de hierro férrico a ferroso. Se indica esta condiciôn con el término
"gley".
El color de un horizonte del suelo puede ser uniforme o tener moteados (con
manchas).
68
El término "moteado gley" indica la presencia de manchas con colores rojos,
amarillos y otros debidos a la oxidación después de un perîodo de reducciôn; se
présenta cuando un suelo esta sometido a un régimen de capa de agua fluctuante
(condiciones de encharcamiento temporal). Otro factor de diagnóstico que puede
indicar unas condiciones de encharcamiento temporal es el color del suelo en las
cercanîas de las raîces.
Cuando los canales de las raîces vivas se caracterizan por colores mâs claros
que la masa del suelo circundante (por ejemplo, en un suelo pardo las raîces
se destacan con colores grises o verdes) y, ademâs, los canales de las raîces
muertas van acompanados de colores amarillo y pardo rojizos, este hecho se podrâ
tomar como un criterio para conocer la existencia de una aireación insuficiente.
Los colores rojo y amarillo pronunciados suelen ir asociados a suelos tropicales
o subtropicales; sin embargo, en climas âridos predominan colores grisâceo-ama-
rillos, lo cual es un indice de poca alteración quïmica y bajo contenido en ma
teria orgânica.
Descripción del color del suelo
En los informes de estudios de suelos, los colores vienen descritos empleando
el sistema de colores Munsell; dicho sistema se basa en définir el grado rela-
tivo con que se presentan tres variables elementales del color: tinte (hue),
claridad (value) e saturación cromâtica (chroma).
El tinte es la cualidad que distingue un color de otro. Los principales tintes
son: amarillo (Y), rojo (R), verde (G), azul (B) y morado (P).
En la variacion desde el rojo hasta el amarillo se distinguen los siguientes
tintes: 10 R; 2,5 YR; 7,5 YR; 2,5 Y y 5 Y.
La claridad es una medida de la claridad u obscuridad de cualquier color. Esta
cualidad toma el valor de 1 para los muy obscuros y 8 para los muy claros.
La saturación cromâtica es una medida de la fuerza o debilidad de un color.
El valor 8 indica un color muy fuerte y el 1 indica uno muy débil.
El color Munsell debe siempre ir acompanado de una descripción verbal del color:
por ejemplo, 10 YR 6/4 (pardo amarillento-claro).
69
2.4 Humedad del suelo
Las relaciones suelo-agua pueden dividirse en dos categorîas principales:
- propiedades del suelo como transmisor de agua
- propiedades del suelo en relación con la retención de agua.
2.4.1 Propiedades relacionadas con la transmisiön
del agua en el suelo
La velocidad del movimiento de agua en el suelo esta gobernado por las fuerzas
de gravedad o capilaridad, o ambas, y por la permeabilidad del suelo.
Permeabilidad del suelo
El término permeabilidad del suelo se emplea en un sentido cuantitativo general
y significa la facilidad con que el suelo conduce o transporta agua. Para définir
mas precisamente la permeabilidad del suelo, se debe distinguir entre:
- la velocidad de entrada de agua en la superficie del suelo, que détermina la relación entre la absorción y la escorrentïa superficial,
- la velocidad de percolación subsuperficial, que détermina el drenaje interno del perfil del suelo, y
- la conductividad hidrâulica, que es el factor de proporcionalidad de la ley de Darcy (ver Cap.6). Esta caracterîstica del suelo es de particular importancia para el drenaje del flujo de agua subsuperficial (Fig.6).
a o N
S u
capa superior del suelo
subsuelo
s t r a t o
I I
4,'
21 - I 5.1
il ~i •81 II 1
capa densa del suelo
capa freatica
^
' '
1 Y
velocidad de infiltración
velocidad de percolación
conductividad hidrâulica
Condiciones flujo de
del agua
no saturado
casi saturado
saturado
Medida
infiltrómetro (en seco)
infiltrómetro (en hûmedo)
método del sondeo
Objetivo
aplicación del agua de riego
drenaje interno
$ drenaje subsuperficial
capa impermeable .
Fig.6. 1res aspeatos de la permeabilidad del suelo.
70
Las velocidades de entrada de agua por la superficie y de percolación indican
las permeabilidades verticales en condiciones de no saturación. Sin embargo,
ambos términos no son sinónimos. La entrada superficial de agua (o velocidad
de infiltración) se refiere especîficamente a la entrada de agua por la super
ficie del suelo (es decir, transmisiôn mâs almacenamiento), mientras que la
velocidad de percolación esta relacionada con el movimiento de agua a través del
suelo. Se puede définir esta ultima como la cantidad de agua que pasa por unidad
de sección transversal y por unidad de tiempo a una determinada profundidad de
la masa del suelo.
Drenaje interno de la zona radicular
Este término se refiere a la propiedad de la zona radicular por la que es posible
que el agua la atraviese en sentido descendente. Un drenaje interno pobre daria
lugar a un estancamiento en la zona radicular del agua infiltrada, por ejemplo,
debido a una capa poco permeable. El que tal capa genere una capa colgada de agua
es decir, la capa de agua constituye el limite de una zona saturada por debajo
de la cual existe una capa de suelo no saturada de agua, dépende no solo de la
velocidad de percolación de la citada capa sino también de la velocidad con que
el agua se infiltra por la superficie y de la capacidad de almacenamiento de
agua.
2.4.2 Humedad total fâcilmente disponible
En planificación agrîcola, un factor importante a considerar es la capacidad
del suelo para retener humedad de la que disponer fâcilmente para el crecimiento
de las plantas. Esto se aplica no solamente en sitios donde la cantidad de
lluvia es adecuada sino también en proyectos de riego, donde el agua se debe
aplicar en el momento correcto y en la cantidad précisa.
La réserva util (RU) es la capacidad de retención de agua de una muestra no
alterada de suelo y comprendida entre la capacidad de campo (limite superior),
expresada como porcentaje del volumen. Es una caracterîstica fîsica para cada
capa de suelo.
El punto de marchitamiento, llamado también punto de marchitez permanente, es
el contenido de humedad para el que las raîces ya no son capaces de tomar agua
71
del suelo, sufriendo, por tanto, un marchitamiento irreversible. La experiencia
muestra que la tension de humedad correspondiente al punto de marchitez es, a
menudo, aproximadamente igual a - 15 atm. Es por ésto que frecuentemente se
hable del porcentaje de humedad a 15 atm. en vez de hareerlo del punto de mar
chitamiento; con ello se esta refiriendo al porcentaje de humedad en equilibrio
contenido en un suelo que primeramente se ha saturado y a continuación se ha so-
metido en un aparato de presión de membrana donde se ha aplicado una presión de
15 atm. Este experimento es mucho mâs fäcil de hacer y mäs reproducible que el
de determinar el punto de marchitamiento por medio de una serie de investigaciones
hechas sobre plantas vivas. Se llama capacidad de campo al porcentaje de agua que
queda en un suelo a los dos o tres dîas de haber sido saturado y una vez que
practicamente ha cesado el drenaje libre del mismo. La experiencia ha mostrado
que para muchos suelos francos, profundus y con buen drenaje libre, la tension
de humedad a capacidad de campo es, aproximadamente, de - 1/3 atm. Es por esta
razón que corrientemente se emplea, en vez de la capacidad de campo, el contenido
de humedad en equilibrio de un suelo sometido a una presión de 1/3 atm.
Entre los valores de la réserva util y la textura de suelo suele existir una
relación bastante buena, especialmente cuando los suelos tienen mineralôgicamente
las mismas arcillas, mismos cationes adsorbidos, misma estructura, etc. (ver
Fig.4).
La Réserva Util Total (RUT) es la suma de los valores de RU para cada capa de
la profundidad de la zona radicular real o potencial del perfil del suelo, es
decir, de la profundidad efectiva del suelo.
Se denomina profundidad efectiva del suelo a la profundidad hasta la que las
'raîces de las plantas pueden profundizar fâcilmente en bûsqueda del agua y de
los nutrientes. El carâcter de cualquier capa que limite la profundidad efectiva
del suelo puede afectar también al drenaje interno del suelo. Son capas limitan
tes: capas compactas o de alguna forma endurecidas, roca, grava, arena gruesa o
cualquier discontinuidad abrupta u pronunciada existente en el perfil.
No se puede considerar que toda la réserva utilizable (RUT x profundidad efec
tiva del suelo) es fâcilmente utilizable. Como aproximación grosera, se puede
decir que la Réserva Total Fâcilmente Utilizable es, poco mâs o menos, dos
tercios del valor de RTU. Asî, por ejemplo, si la profundidad efectiva del
suelo es de 1,20 m y la RU es del 10%, RTU sera igual a 12 cm y RTFU = 8 cm.
En suelos arenosos el agua disponible es tan poca que sera el principal problema
de dichos suelos.
72
2.5 El aire del suelo
Las raïces de las plantas y la mayorîa de los microorganismos del suelo utili-
zan oxîgeno (0.) tornado del aire del suelo y expulsan anhîdrido carbönico (CO ).
Para este proceso respiratorio se necesita un continuo aporte de oxîgeno. Parti-
cularmente en suelos de textura fina en climas hûmedos y en suelos bajo riego,
un insuficiente aporte de oxîgeno limitarâ el desarrollo de las plantas. La me-
jora de la aireación del suelo es uno de los principales objetivos del drenaje.
2.5.1 Composiciôn del aire del suelo
El espacio poroso del suelo, aproximadamente un 40 - 50 por ciento en volumen,
esta ocupado por agua y gases. Una pequena parte de estos gases se encuentra
disuelta en el agua del suelo y el resto constituye el aire del suelo.
Si se compara el aire del suelo con el aire atmósferico, se encuentra que el
contenido en nitrógeno es aproximadamente el mismo en ambos (79 por ciento)
mientras que el contenido en oxîgeno del aire del suelo es inferior (20,97
en el atmosférico) y los de anhîdrido carbónico y vapor de agua son superiores
a los del aire atmosférico (C0? en la atmósfera: 0,03%).
El contenido en CO. del aire del suelo es, generalmente, de 0,2 a 0,5% aunque
puede aumentar hasta el 1% e incluso llegar a ser del 15%. En general existe
una relación inversa entre los contenidos en 0„ y C02; cuando el 0„ disminuye,
el C0„ aumenta. Salvo algunos casos excepcionales, la suma de los contenidos
en 09 y C0? en el aire del suelo es muy semejante a la del aire atmosférico.
En sitios donde el intercambio gaseoso esta impedido, tal y como sucede en con-
diciones de encharcamiento o donde predominan las actividades biológicas anae-
robias, se pueden acumular productos taies como el metano (CH.) y el âcido
sulfîdrico (H-S). La composiciôn del aire del suelo présenta una notable varia-
ción estacional. Représenta un equilibrio dinâmico entre dos procesos en com-
petición: la producción de C0„ (respiración de las raïces y de los microbios)
y su eliminación.
73
2.5.2 Volumen de aire del suelo
Existe una relación inversa entre suelo-aire y suelo-agua.Una excesiva cantidad
de agua implica una reducción de la cantidad de aire en el suelo.
Es de especial importancia el contenido de aire en el suelo uno o dos dîas
después de una fuerte lluvia o de un riego, cuando se ha eliminado la mayor
parte del agua de la gravedad. El espacio poroso Ueno de aire en taies condi-
ciones recibe frecuentemente los nombres de porosidad de aireaciôn, capacidad
de aireaciôn o porosidad no capilar. Se puede définir por medio de la tension
del agua en el suelo, tamano del diametro de los poros, o porcentaje en volumen.
Como regia general,se puede decir que un suelo esta bien aireado si su porosidad
de aireaciôn es del 10% en volumen.
2.5.3 C6mo se produce el suministro de oxlgeno
En el intercambio de gases entre el suelo y la atmósfera entran en juego dos
mecanismos diferentes, que son: difusión y convecciön. Es por medio de la
difusión por donde la mayor parte del aire del suelo se renueva. En este proceso,
los gases individuales se mueven como respuesta a las diferencias en su propia
presión parcial, o gradientes. Debido a los procesos de respiraciôn de las raîces
y microbios, la presión parcial del oxîgeno queda por debajo de oxlgeno atmos-
férico; mientras tanto, la presión parcial del CO- aumenta hasta ser superior
a la de su contenido atmosférico normal y, como consecuencia, se élimina CO . La
difusión debe tener lugar por los poros llenos de aire, ya que es difîcil que pase
aire a través de una capa de agua. La intensidad con que se produce viene deter-
minada por el volumen total y, especialmente, por la continuidad de los poros
llenos de aire. El tamaîio de los poros tiene poco efecto sobre la intensidad
de la difusión; sin embargo, son de gran importancia a este efecto las propiedades
que tenga el suelo para transmitir agua. La experiencia muestra que una capa
compacta de suelo o una costra tienen una gran influencia negativa sobre la aire
aciôn del suelo, especialmente en condiciones de humedad y de temperaturas
altas.
Se produce convecciön cuando el flujo de gases dentro y fuera del suelo es una
consecuencia de los gradientes en la presión total existentes entre el aire
del suelo y la atmósfera. Estas diferencias en presión vienen principalmente
74
originadas por diferencias de temperatura y de presión barométrica. Si se com
para con la difusión, la convección es un factor de poca importancia sobre la
aireaciôn del suelo. Para este fenómeno es decisivo el tamano de los poros ya
que la intensidad del flujo de gases es proporcional a una potencia de tamano
de los poros.
2.5.4 Necesidades de las plantas
Un abundante suministro de oxîgeno en la zona radicular es algo indispensable
para un crecimiento vigoroso de las plantas. Sin embargo, las necesidades de
aireaciôn de las plantas y su tolerancia a unas condiciones pobres de aireaciôn
varîan considerablemente. También puede influir su grado de desarrollo. Existe
una falta de información sobre las exactas necesidades de aireaciôn de las di-
ferentes plantas y sobre datos cuantitativos indicando el estado de aireaciôn
de los suelos. Por la experiencia practica, solamente se han establecido las nece
sidades relativas de aireaciôn. Asî, se sabe que los tomates, patatas, remolacha
azucarera, guisantes y cebada son plantas que necesitan una alta aireaciôn del
suelo. Las condiciones de pobre aireaciôn imp iden la toma de agua (aridez fisio-
lôgica) y de nutrientes por las plantas y reducen el desarrollo de las raîces.
2.5.5 Condiciones de aireaciôn y procesos del suelo
De rauchas formas, la aireaciôn del suelo también ejerce una influencia indirecta
sobre el crecimiento de las plantas ya que afecta a los procesos biolôgicos del
suelo y a las condiciones quîmicas.
La fijaciôn de nitrögeno por los microbios aerobios es de gran importancia en
un suelo y esta fuertemente influenciada por la aireaciôn del mismo. La falta
de aire suficiente impide la oxidaciôn de nitrögeno y azufre a formas en las
que las plantas los puedan fâcilmente utilizar. Las cantidades de hierro y man-
ganeso solubles también estân muy influenciadas por la concentraciôn de oxîgeno
en el aire del suelo, de la misma forma que lo estân por el pH del suelo. El
hierro y el manganeso se pueden acumular en forma de concreciones cuando periô-
dicamente los procesos anaerobios son reemplazados por aerobios. En condiciones
anaerobias, se pueden producir sustancias tôxicas inorgânicas y orgânicas. En
general, un alto contenido en CO. aumenta la solubilidad del fôsforo y del car-
bonato de calcio. Este ultimo es de gran importancia en la recuperaciôn de suelos
sôdicos calizos.
75
2.5.6 Aireaciôn del suelo y drenaje
El principal objetivo del drenaje subsuperficial es promover unas favorables
relaciones suelo-agua-aire; se debe distinguir entre drenaje para los cultivos
y drenaje del suelo.
La finalidad del drenaje para los cultivos es obtener una zona radicular aireada
mientras dura el perîodo de desarrollo del cultivo.
El drenaje del suelo se necesita durante el tiempo en que no existen cultivos
en el suelo. Este tiene dos finalidades:
- mantener la estructura del suelo, temperatura y suministro de nitrógeno
en una situación favorable para el futuro desarrollo de la planta
- mantener favorables las condiciones de trâfico y de trabajo en el suelo
(laboreo, preparación de la siembra).
2.6 Temperatura del suelo
Junto con el agua, aire y nutrientes, la temperatura del suelo es otro factor
importante del crecimiento de las plantas. La temperatura del suelo afecta
grandemente a la actividad microbiolôgica, a la germinaciôn de las semillas
y al desarrollo de las raîces.
2,6.1 Temperatura del suelo y crecimiento de las plantas
El proceso de germinaciôn dépende de la temperatura del suelo mis que de la
del aire. La temperatura favorable a la germinaciôn varia con las diferentes
especies. Asî, la temperatura minima diaria de los 5 cm superficiales del suelo
es de 10 °C para la alfalfa, 16 °C para el maîz y de 22 °C para el algodón.
Las temperaturas del subsuelo al comienzo de la primavera son particularmente
importantes para el crecimiento de las raîces. Los suelos con subsuelos bien
drenados se calientan mâs râpidamente y hasta una mayor profundidad que aquellos
cuyo contenido en agua es mayor; de aquî la importancia de un buen drenaje
durante el comienzo de primavera en climas templados o mediterrâneos.
76
La actividad microbiológica queda muy disminuîda a temperaturas por debajo de
10 C. Por encima de esta temperatura, la actividad aumenta granderaente y ésto
lleva consigo un aumento de la cantidad de nitrógeno, fósforo y azufre dispo
nible y procedente de la descomposición de la materia orgânica fresca.
2.6.2 Temperatura del suelo y drenaje
Los suelos mojados tienen mayor capacidad calorifica (capacidad termal o calor
especîfico) que los suelos secos.
Se define el calor especîfico de cualquier sustancia como el numero de calorîas
que hay que aportar a un gramo de dicha sustancia para que aumente su tempera
tura 1 °C.
El calor especîfico del agua es de 1,00 cal/g. El de un suelo minerai y seco
es de aproximadamente 0,20 cal/g. Para comparar el calor especîfico de un
suelo seco con el de uno hûmedo, es mejor emplear la capacidad calorîfica volu-
métrica (cal/cm3). Un cm3 de un suelo seco con un espacio poroso del 50% tendra
una capacidad calorîfica de 0,5 * 2,65 x 0,2 » 0,26 cal/cm3. Este suelo con
todos sus poros llenos de agua, tendrîa una capacidad calorifica de
0,26 + (0,5 x 1,0) = 0,76 cal/cm3. Ademâs, si el exceso de agua no percolase, la
mayor parte de este exceso es evaporarîa, produciendo un notable enfriamiento.
Las temperaturas de los suelos mal drenados son de 4 a 8 C inferiores a suelos
semejantes en buenas condiciones de drenaje.
Ademâs del calor especîfico, también se debe tener en cuenta la conducción de
calor en el suelo; sin embargo, ésto no altera la conclusion general de que los
suelos mal drenados son suelos frîos.
2.7 Fertilidad del suelo y productividad
2 .7 .1 Definiciones
Se emplea el término "fertilidad" en diferentes sentidos. Se puede referir a:
a) La capacidad inherente del suelo para suministrar nutrientes a las
plantas en cantidades adecuadas y en proporciones convenientes.También se emplean
en este sentido los términos "fertilidad quîmica" y "estado nutritivo". La ca
pacidad para aportar nutrientes de un suelo se puede dividir en:
77
(i) la fertilidad real que es la cantidad de nutrientes aportada por
unidad de tiempo, llamada también "capacidad de aporte de nutrientes
a corto plazo", y
(ii) la fertilidad potencial, que es una función de la réserva total de
nutrientes de las plantas en el suelo (minérales alterables, materia
orgänica, bases cambiables) y/o la respuesta de los suelos al empleo
de los fertilizantes.
b) La capacidad de un suelo para soportar cultivos. En este sentido, la fer
tilidad es una función de las propiedades quîmicas y fîsicas del suelo (rela-
ciones suelo-agua y suelo-aire).
Los rendimientos de los cultivos no dependen solamente de las condiciones del
suelo sino también de las condiciones climaticas prédominantes y de las prâcti-
cas de cultivo en relaciôn con el manejo del suelo, agua y planta (uso de ferti
lizantes, control de la erosion, malas hierbas, plagas, drenajè, riego, variedad
empleada, etc.)« Estos aspectos estan incluîdos en el término "capacidad
productiva" del suelo, que esta relacionada con los rendimientos de los cultivos
adaptados a un suelo concreto bajo unas condiciones climaticas dadas y con
un conjunto de prâcticas de manejo determinadas.
El término "productividad del suelo" se emplea en las clasificaciones de tierras.
Este término significa la capacidad productiva expresada en términos de
producción. Bajo ciertas condiciones, un suelo puede tener una alta capacidad
productiva y una bastante baja productivdad. En ultimo término, solo se tiene en
cuenta la productivdad del suelo. Se mide como la relaciôn entre los outputs
(rendimientos) y los inputs (agua, fertilizantes, insecticidas, maquinaria, etc.)
para un tipo especîfico de suelo y en unas condiciones dadas de manejo.
2.7.2 El aporte de nutrientes
Los principales elementos que las raîces de las plantas adsorben del suelo
son: nitrögeno (N), fôsforo (P), potasio (K), calcio (Ca), magnesio (Mg) y algu-
nos oligoelementos, es decir, elementos que son necesarios en cantidades minûs-
culas como son hierro (Fe), manganeso (Mn), cobre (Cu), eine (Zn), boro (B),
molibdeno (Mo), cobalto (Co).
78
Los elementos se pueden presentar de tres formas: en los minérales (temporal-
mente no disponibles), en forma cambiable y en la solución del suelo.
El nitrógeno se fija de la atmósfera por medio de la acción bacteriana (fijación
de nitrógeno) o se obtiene de la materia orgänica existente en el suelo tras la
descomposición de la misma (nitrificaciôn). El fósforo se obtiene de la descom-
posición de la materia orgänica y de la alteración de ciertos minérales. Los
otros elementos se obtienen principaimente de la alteración de la fase sólida
inorgânica. Corrientemente, el N, P y K se aportan al suelo en forma de fertili-
zantes comerciales y/o en forma de estiércol.
79
2.8 Bibliografia
BEAR, F.E. (Ed.) 1964. Chemistry of the soil. Reinhold Publ.Corp., New York.
5)5 pp.
BUNTING, B.T. 1965. The geography of soil. Hutchinson & Co., London, 213 pp.
LAMBE, T.W. 1951. Soil testing for engineers. J.Wiley & Sons, New York, 231 pp.
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Sugerenaias para lectuva.8 adiaionalea
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27 pp.
BABCOCK, K.L. 1963. Theory of the chemical properties of soil colloidal systems
at equilibrium. Hilgardia 34, p. 417-542.
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New York, 297 pp.
BENNETT, H.H. 1947. Elements of soil conservation. McGraw-Hill Book Co., New
York, 358 pp.
BLACK, C.A. (Ed.) 1965. Methods of soil analysis. Vols.1 and 2, Am.Soc.Agron.Inc.,
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BUCKMAN, H.O. and N.C.BRADY, 1960. The nature and properties of soils. McMillan
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regions. Pudoc, Centre for Agric.Publ. and Documentation, Wageningen, 99 pp.
CHILDS, E.C. 1969. An introduction to the physical basis of soil water
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JACKS, G.V., R.TAVERNIER and D.H.BOALCH. 1960. Multilingual vocabulary of
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80
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Cliffs, N.Y., 218 pp.
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J.Wiley & Sons, New York, 491 pp.
SOIL SURVEY STAFF, 1960. A comprehensive system of soil classification.
7th approximation (with appendices in 1964, 1966, 1967).
USDA Washington D.C., 148 pp.
VAN OLPHEN, H. 1963. An introduction to clay colloid chemistry. Interscience
Publishers (John Wiley & Sons, Inc.), New York. 301 pp.
WALLWORK, J.A. 1970. Ecology of soil animals. McGraw-Hill, London. 283 pp.
YONG, R.N. and B.P.WARKENTIN. 1966. Introduction to soil behaviour.
McMillan Comp., New York, 451 pp.
81
MATERIAS PRELIMINAIRES
3. SUELOS SALINOS
B. VERHOEVEN
Catedrdtico de Mejora de Tierras y Empleo del Agua International Courses in Hydraulic and Sanitary Engineering, Delft
Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola
B. Verhoeven (1962-1970) The Usselmeer Polders Development Authority (hasta 1969) International Courses in Hydraulic and Sanitary Engineering
R. H. Messemaeckers van de GraafT(1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
3. Suelos salinos
3.1 Origen y ocurrencia 85
3.2 Tipos de sales y su distribución 86
3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos 88
3.4 Clasificación 89
3.5 Recuperación 93
3.6 Bibliografïa 98
OBJETIVOS DE ESTE CAPITULO
Se expliaa brevemente los problemas de los suelos salinos, su ovigen, ocurvenoia
y veouperaoiôn. En los Cap-ttulos 9 y 11 (Vol.11), se discute en detalle el
drenaje de estos suelos.
84
3.1 Origen y ocurrencia
Todos los suelos,incluso los de zonas hümedas,contienen algunas sales solubles.
Generalmente son sales de calcio y su concentración es, a menudo, no superior
a 0,4 g por litro de solución del suelo. El contenido de los suelos de zonas
âridas, aunque generalmente mayor que el de los de zonas hûmedas, también puede
considerarse bajo si se compara con el de los suelos realmente salinos. Dichos
suelos presentan contenidos altos de diferentes tipos de sales y/o un alto por-
centaje de sodio intercambiable. Los suelos fuertemente salinizados pueden
incluso mostrar eflorescencias o costras salinas, formadas por sales taies como
yeso (CaSO,), sal comun (NaCl), carbonato sódico (Na-CO.), o sales mäs complejas.
Algunos suelos salinos lo son porque el mismo material original lo era. Otros
suelos se salinizaron por inundaciones con agua de mar, por sales pulverizadas
transportadas por el viento, por el riego con agua que contenîa sales o que
estaba contaminada con aguas residuales industriales salinas. Sin embargo, la
mayorîa de los suelos salinos se desarrollaron por el resultado de un ascenso
capilar de agua superior a la cantidad que atraviesa el perfil en sentido
descendente.
Un transporte capilar considerable es, solamente, de esperar cuando la capa
freätica permanece alta durante perîodos prolongados de tiempo. A menudo se pré
senta esta situación en areas regadas que no disponen de un sistema de drenaje
adecuado. También se producen nivelés freâticos altos en aquellas regiones en
las que la capa de agua subsuperficial esta alimentada por fuentes naturales,
lo cual significa que la salinizacion esta producida por la evaporaciôn de un
agua que cayó en otro lugar. Por ello, generalmente se encuentran suelos sali
nos en o cerca de depresiones y valles en regiones de clima aridos o semiâridos
(Fig.1). ,
4i- — Fig.1. Relaoiôn entre la profundidad de la capa de agua en el suelo y la
%$3$&ÄS>" capa impermeable "ÄÄ*SÄSS<55 SalinizaoiÔn.
85
El alcance de la salinización por capilaridad y la profundidad a la que las sa
les se acumulan vienen regidos por la intensidad del ascenso capilar y la sali-
nidad del agua freâtica; la intensidad de lavado (por lluvia o agua de riego)
contrarresta los dos factores citados. La intensidad del transporte de agua a la
superficie del suelo dépende de la profundidad de la capa de agua, del gradiente
de potencial existente entre dicha capa y la superficie y de la conductividad
capilar del suelo en relación con su contenido de humedad (Cap.5).
La reducción del contenido salino del suelo llevada a cabo con agua de riego o
de lluvia, dépende de la cantidad y cualidad del agua que percola a través del
suelo asî como de las caracterîsticas fîsicas y del contenido de humedad del
mismo.
3.2 Tipos de sales y su distribution
Existen muy diferentes tipos de suelos salinos segun sea el contenido en sales,
el tipo de sales, la estructura y la posibilidad de recuperaciön de dichos
suelos.
Los aniones dominantes son los cloruros, sulfatos y carbonatos; algunas veces
también los nitratos. Las sales que mas comunmente se presentan son las de
sodio y también son frecuentes las de calcio y magnesio; no son excepcionales
las mezclas de diferentes sales y la presencia de minérales complejos. La Fig.2
muestra la distribuciôn tîpica de los diferentes componentes solubles que se
encuentran en un suelo salino sodico.
29.1 10 meq/100 g de suelo 1 0 2 6 . 1 — •
14.0
100 -
1 5 0
2 0 0 c m profundidad del suelo
CATIONES
Fig.2. Distribución de las diferentes sales solubles en los 2 m superiores del perfil de un suelo salino sódico. Anàlisie llevados a cabo en el extracto 1:5. (Guia de oampo de la Excursion del Simposio sobre Suelos Sôdicos; no publ.1964.
86
Corao se ha meiicionado anterionnente, la solución del suelo,en el caso de suelos
no-salinos, en general contiene principalmente sales de calcio.Existe una rela-
ción entre los cationes présentes en la solución del suelo y los que de forma
intercambiable estan ligados a las partîculas de arcilla. En suelos normales,
el 80% o mas de los cationes intercambiables es calcio. La mayor parte de los
restantes cationes intercambiables son, generalmente, magnesio, potasio y sodio;
el porcentaje en que este ultimo se présenta, se mantiene por debajo del 5%
(a menudo incluso por debajo del 1%) del total de cationes.
La solución del suelo en los suelos salinos, ademâs de ser muchos mäs concentrada
présenta diferentes tipos de sales que en el caso de los no-salinos. Esto signi
fica que los cationes adsorbidos en la superficie de las partîculas de arcilla
lo estân en proporciones diferentes que en el caso anterior. El porcentaje de
calcio intercambiable es inferior y los del potasio, magnesio y, en especial,
sodio son superiores.
Es caracterïstico de los suelos salinos una distribución no uniforme de las
sales a lo largo del perfil. Debido a pequenas diferencias en el nivel de suelo,
en su composición, permeabilidad, desarrollo de las plantas, etc., el contenido
salino puede variar grandemente en distancias cortas (Fig.3). La vegetación
en suelos salinos présenta, a menudo, un manifiesto desarrollo en rodales. La
amplia variación en salinidad, tanto horizontal como verticalmente, dificulta
grandemente un adecuado muestreo.
100 0 40
g de «al por lilro de solución del suelo
|; ; ; ;| <3 WBM i o _ 13 f777! 3.7 U i l 13 .16
H H H 16 - 19 10
80 120 drsiancia en cm
Fig. 3. Diferencias de salinidad en aortas distancias.
87
3.3 Efectos de la salinidad sobre cultivos y suelos
Las sales afectan a los cultivos por medio de especïficos iones tóxicos; sin
embargo, este efecto es, a menudo, menos significativo que el producido por el
incremento de presión osmôtica de la solución del suelo, que se traduce en una
reducciôn de la capacidad de las plantas para absorber agua del suelo. Puede
haber un efecto adverso indirecto producido por la desfavorable estructura de
los suelos salinos. Las caracterïsticas de los suelos arcillosos (contracciôn,
hinchamiento, distribución del espacio poroso, espacio poroso total, estabilidad
estructural) estân muy influenciadas por la fuerza de atracciôn entre la partï-
culas de arcilla. Esta atracciôn dépende, principalmente, de la composición del
complejo de cambio del suelo. Los cationes bivalentes y trivalentes (Ca, Mg, Al)
son mas fuertemente atraïdos por las partîculas de arcilla que los monovalentes
(Na, K) y, por ello, permiten que estas partîculas se condensen en agregados
estables de mayor tamario; como resultado, se puede obtener una mejor estructura
desde un punto de vista agrîcola.Una baja concentración salina,junto con un pre-
dominio del sodio en el complejo de cambio, produce una deterioración de la
estructura de aquellos suelos que contienen cantidades significantes de arcilla.
Una alta concentración salina en la solución del suelo comprime la capa de
cationes adsorbidos dando lugar a unas buenas propiedades fîsicas del suelo.
Estos efectos se pueden predecir por medio de la Teorîa de la Doble Capa Difusa
de Gouy-Chapman aplicada a los cationes intercambiables. Esta teorîa estudia
el espesor de la capa de agua en la que los iones adsorbidos se distribuyen
alrededor de las partîculas de arcilla. Después del lavado del exceso de sales,
las partîculas de arcilla de un suelo sódico se dispersan; las partîculas finas
pueden ser igualmente lavadas hacia el subsuelo donde forman una capa impermea
ble; el hinchamiento de las partîculas con la humedad se hace mas pronunciada; la
permeabilldad al aire y agua se reduce grandemente; se favorece la formación de
costra; los suelos son pegajosos en humedo y duros en seco; se hacen inapropiados
para el cultivo y difîcilmente son aptos para el desarrollo de la planta. En
suelos que contengan carbonato sódico, puede existir materia organica en la
solución del suelo, lo cual proporcionarâ a la superficie del mismo un color
negro cuando dicha solución se évapore. Muchos suelos con valores altos de
magnesio intercambiable también presentan mala estructura.
88
3.4 Gasification
Se usan muchos nombres locales para identificar los suelos salinos y sus carac-
terîsticas: Reh, Usar (India), Sabbagh (Irak), Tir (Marruecos), Brak (S.Africa)
y Szik (Hungrfa). En USA se emplean mucho los términos de alcalî blanco y negro.
Los nombres rusos Solonchak y Solonetz son internacionalmente conocidos y muy
empleados. Alcalî blanco y Solonchak son los nombres con que se denomina a los
suelos que conteniendo un exceso de sales solubles, generalmente acumuladas en
la superficie del suelo de una forma visible. Alcali negro y Solonetz son los
suelos que contienen un exceso de sodio intercambiable en ausencia de cantidades
considerables de sales solubles. La clasificación rusa esta basada, en parte,
en el desarrollo del perfil de suelo. Asî, como resultado del lavado, por lluvia,
un Solonetz muestra un compacto, prismâtico o columnar, subsuelo enriquecido en
arcilla (horizonte B). Probablemente, la clasificación mas practica es la
usada por el Laboratório de Salinidad de USA (RICHARDS, Ed., 1954). Esta clasi
ficación esta basada en dos caracterîsticas: la salinidad del suelo (es decir,
la cantidad o concentración en el suelo de sales solubles en agua) y el porcen-
taje de sodio intercambiable. La salinidad del suelo es el factor prédominante
para el desarrollo de las plantas, mientras que el nivel de sodio intercambiable
détermina la posible deterioración de la estructura.
La salinidad del suelo viene estudiada por medio de la conductividad electrica
del extracto a saturación (EC ) ; la unidad empleada es el mmho donde el mho es
el valor recîproco del ohm. El extracto a saturación es la soluciôn extraîda
de una pasta saturada de suelo perturbado; esta viene definida de forma vaga
por una mezcla brillante de agua y suelo en el punto en que se desliza libre-
mente de una espâtula. El contenido en agua es, aproximadamente, el del limite
lîquido. Para calcular el porcentaje de sodio intercambiable (ESP), es necesario
determinar la cantidad de sodio intercambiable (ES) y la capacidad de intercambio
catiónico (CEC):
•»-•ÎSBHP
++ .. ++. También se puede estimar el ESP a partir de las cantidades de (Ca + Mg ) ,
Na y K+ encontradas en el extracto a saturación (Fig.4).
89
Fig.4. Abaao para determinar el valor del SAR del extraato a saturaeiôn y para estimar el oorrespondiente valor de ESP del suelo en equilibria eon el extraato. (Segûn Richards, ed., 1954).
Basada en los valores de EC y ESP, la clasificación es como sigue:
Suelos salinos
a) EC mayor que 4 mmhos/cm a 25 C
b) ESP menor que 15
c) pH generalmente menor que 8,5
Taies cantidades de sales solubles tienen un efecto adverso sobre la mayorîa de
los cultivos. En la superficie de estos suelos se pueden encontrar costras sali-_ s
nas blancas. Los principales aniones son el Cl y el SO, y en menor cantidad
HCO- y N0-. Pueden estar présentes carbonatos y sulfatos insolubles. Por regia
general, Na constituye menos del 50% de los cationes solubles.
Suelos salino-sódicos
90
a) EC mayor que 4 mmhos/cm a 25 C
b) ESP mayor que 15
c) pH raramente mas alto que 8,5
El crecimiento de los cultivos en estos suelos esta seriamente dificultado.
Su condición estructural es, generalmente, favorable; sin embargo, se puede
deteriorar grandemente después del lavado de las sales. Entonces, el suelo puede
llegar a hacerse fuertemente alcalino; las partîculas del suelo se dispersarân;
la permeabilidad disminuirâ sensiblemente y sus condiciones para el lavado empeo-
rarân.
Suelos sddicos no salinos
a) EC menor que 4 mmhos/cm a 25 °C e
b) ESP mayor que 15
c) pH comprendido, generalmente, entre 8,5 y 10; sin embargo, el pH de
suelos sin cal puede descender hasta 6.
Los aniones importantes son, en general, Cl , SO, y HCO, aunque a menudo también
estân présentes los carbonatos. El principal catión presente en la solución del
suelo es el Na ; el Ca y Mg han precipitado en gran parte. Generalmente,
la estructura de los suelos sódicos no-salinos es muy mala.
Discus ión
La clasificación citada tiene la ventaja de que es simple y esta basada en can-
tidades caracterïsticas. Sin embargo, no cubre completamente la amplia variación
de las condiciones de campo (ninguna clasificaciôn lo podrîa hacer) y, por
tanto, debe manejarse juiciosamente. Por esta razón, se discute a continuación,
brevemente,'la elección y uso de los parämetros EC y ESP.
Existen relaciones entre los valores de EC en la zona radicular y el desarrollo e
de los cultivos (Tabla 1); sin embargo, dichas relaciones no son estrictas ya
que la tolerancia de los cultivos a la salinidad dépende de las condiciones
climâticas, del régimen de humedad del suelo (riego), del tipo de sales présen
tes y del grado en que ciertas sales predominan. Para hacer un correcto uso de
los datos obtenidos, es necesario anotar siempre la profundidad y el momento
del muestreo ya que la salinidad varia con estos dos factores citados.
91
TABLA 1. Relación entre el contenido de sales en la zona radicular y el crecimiento de las plantas, en suelos de textura media
Contenido en sal Respuesta de los cultivos EC (X referido a
materia seca)
Efectos de la salinidad despreciables 0 - 2 0,05- 0,1
Pueden disminuir los rendimientos de los cultivos muy sensibles (judîas y 2 - 4 0,1 - 0,2 la mayorla de los ârboles frutales)
Disminuyen los rendimientos de muchos cultivos 4 - 8 0,2 - 0,4
Solo dan buenos rendimientos los cultivos tolerantes (para valores bajos del intervalo, algodân, colza, remolacha * azucarera, cebada, la raayorîa de las 8 - 1 6 0,4 - 0,8 pratenses y algunos tréboles; para valores altos del intervalo, algunas pratenses resistentes a la salinidad
El valor de ESP, que a menudo se usa al calcular la cantidad de yeso necesario
para la recuperación de suelos salinos, hay que manejarlo cuidadosamente. El
valor crîtico de ESP = 15 no es aplicable a todos los suelos. Los suelos con un
contenido en materia orgânica alto, pueden tener una estructura mucho mejor que
la que cabrîa esperar a partir de los valores de ESP. Por otro lado, suelos
con una estructura pobre tipo Solonetz, presentan valores de ESP muy inferiores
a 15. Ademâs, las relaciones entre K y Na intercambiables y entre Mg y Na inter-
cambiables pueden influir sobre el efecto del Na intercambiable en las propieda-
des del suelo.
El espesor de la capa (doble) difusa de cationes intercambiables dépende de su
composiciôn y de la concentración salina de la humedad del suelo. Los cationes
intercambiables de Ca reducen las dimensiones de dicha capa mientras que los
iones Na las incrementa. Ademâs, el espesor disminuye al aumentar la concentra
ción de la solución del suelo. Generalmente, capas delgadas de cationes inter
cambiables dan lugar a unas propiedades fîsicas favorables mientras que.desde un
punto de vista agrîcola.gruesas capas de dichos cationes provocan un comportamien-
to desfavorable de los suelos arcillosos. Por ello, los suelos salinos sódicos
cuya solución del suelo es concentrada, no presentan problemas especîficos estruc-
turales (las partîculas finas del suelo se mantienen coaguladas debida a la alta
concentración de electrolitos).Sin embargo, tras un lavado de las sales solubles,
la estructura puede deteriorarse.
92
3.5 Recuperación
El principle? general de recuperación de suelos salinos comprende las siguientes
ideas:
a) impedir una ulterior salinización,
b) lavar las sales,
c) reemplazar el sodio intercambiable por calcio intercambiable.
Evitar una alterior salinización que la ya presente en el suelo puede exigir una
abundancia de agua, lo cual siempre es un impedimento; sin embargo, en la
mayor parte de los casos es un problema de reducir el ascenso capilar. General-
mente la solución es producir un descenso de la capa freâtica. Este proceso suele
requérir la construcción de un sistema de drenaje. A menudo, por este método
se tnantiene el nivel freâtico a 1,5 - 2 m por debajo de la superficie del
suelo. La profundidad necesitada dépende de factores taies como clima (en re-
giones hûmedas es admisible una profundidad menor), el tipo de suelo (el ascenso
capilar en un suelo arenoso es diferente del de uno arcilloso), la calidad
del agua freâtica y del agua de riego (cuando la calidad es mejor, el nivel
freâtico puede estar mâs alto) y el método de riego.
En zonas âridas, el lavado de las sales exige riego; en zonas semi-âridas, la
precipitación es, a veces, suficientemente baja; en regiones hûmedas la lluvia
lava, generalmente, las sales del suelo en un razonable perîodo de tiempo.
Raramente el lavado de las sales se reduce al simple problema de reemplazar la so
lución salina del suelo haciendo pasar agua dulce a través de él. El agua que
se mueve en sentido descendente se mezclarâ con la solución del suelo. Cuanto
menor sea la capa de agua necesaria para una compléta mezcla con la solución
del suelo, mayor sera la eficiencia de lavado. Esta eficiencia dépende del con-
tenido de humedad del suelo, de la velocidad de lavado, de la distribución por
tamanos de los poros del suelo, de la disposición espacial de los poros de
diferente tamatio y de la distribución vertical de la sal a lo largo del perfil.
Durante el lavado se altera y modifica el equilibrio entre los iones adsorbidos
y los iones présentes en la solución libre del suelo. Para reemplazar los iones
Na intercambiables por iones Ca intercambiables, es necesario que en la solución
del suelo haya suficientes iones Ca y, ademâs, que se élimine por lavado el
93
producto del proceso de cambio. La concentración natural de iones Ca présentes
en la soluciôn de suelos calizos es,a menudo.demasiado baja como para potenciar
un cambio rapido.Un método que a veces da buenos resultados es aplicar al suelo
grandes cantidades de materia orgânica (para aumentar la solubilidad de la
caliza produciéndose CO.) en combinación con riego.Otra tëcnica es transformar,
por medio de SO,H„ o S, la caliza en otra sal de Ca mäs soluble. El S se oxida
por la acción microbiológica y entonces reacciona con la caliza.
Un método corriente es la aplicación de una sal de Ca bastante soluble, general-
mente yeso, directamente al suelo. Algunos suelos salinos ya contienen yeso y,
en este caso, bastarâ con el lavado.
El agua empleada para el lavado de suelos salinos debe tener un bajo contenido
en sales y una relación Na/Ca que sea favorable.
Recuperación de suelos salinos
La recuperación de suelos salinos es, dicho de una forma general, un problema
de eliminar el exceso de sales solubles en la zona radicular. Sin embargo, tal
lavado no sera util si no se toman medidas para evitar un resalinizaciôn poste
rior, es decir, para eliminar el motivo de la salinización o,al menos,reducirlo.
Esto puede hacerse bajando el nivel freâtico hasta la profundidad que se juzgue
necesaria y apropiada de acuerdo con las condiciones locales de agua freâtica,
suelos, topografîa y clima. A menudo, se necesitan para el lavado grandes canti
dades de agua (tanto como 100-150 cm). El lavado en s£ producirâ pocos efectos
adversos ya que, como se habrä observado anteriormente, la estructura del suelo
no se vera afectada seriamente ni la permeabilidad disminuirâ de una forma con
siderable durante el lavado. Los nutrientes solubles de las plantas, y en parti
cular los nitratos, se eliminan junto con el exceso de sales durante el proceso
de lavado y, a veces, sera necesario tomar medidas para reponerlos una vez
que el citado lavado haya terminado.
Puede ser provechoso lavar, la primera vez, solo hasta conseguir un nivel de sa-
nidad en el que se puedan desarrollar cultivos tolerantes y continuar el lavado
durante y después del primer y siguientes cultivos.
Se puede decir, sin ningun peligro a equivocarse, que la combinación de un drenaje
profundo y riego adecuado sera suficiente para recuperar la mayor parte de los
suelos salinos.
94
Recuperación de suelos salino-sódicos
La recuperación de estos suelos es mäs complicada ya que es necesario tornar
especiales medidas durante el lavado para evitar una deterioración de la estruc-
tura.El aspecto fïsico de estos suelos antes de recuperarles se parece mucho al
de los suelos salinos.pero en cuanto se ha lavado la mayor parte de las sales,se
hace evidente el efecto perjudicial del alto ESP produciéndose una deterioración
de la estructura. También en el caso de suelos salino-sódicos es necesario evitar
una posterior salinización, haciendo descender el nivel freätico.
Un lavado con agua de riego que contenga Ca puede evitar la deterioración de la
estructura. Lavando con agua cuyo contenido salino disminuya gradualmente, en el
caso que ésto sea posible, también se puede ayudar a evitar o reducir el colapso
de la estructura. En suelos salino-sódicos cuya estructura sea desfavorable
ya antes de iniciar el proceso de recuperación, es a menudo util emplear el
arroz como cultivo inicial. A veces, el primer paso es la construcciôn de charcas
de pesca; durante este perîodo, se puede eliminar algo de sal por difusión.
El yeso empleado para restaurar o evitar la deterioración de la estructura del
suelo puede aplicarse disolviéndolo en el agua de riego o bien espolvoreândolo
directamente en el suelo. No se obtiene ninguna ventaja aplicando directamente
mâs cantidad de yeso que la que se puede disolver en la capa de agua de riego
aîiadida al suelo.A menudo,es aconsejable aplicar inicialmente una cantidad menor
que la necesaria.Puede ser que dicha cantidad aumente la permeabilidad de tal
forma que el reemplazo de iones Na por iones Ca comience por procesos naturales.
Se puede determinar la cantidad de yeso requerida tratando una muestra de suelo
con una solución saturada de yeso y midiendo la cantidad de iones Ca que se
emplean para reemplazar a todos los otros cationes intercambiables (excepto el Mg).
Una primera aproximación de la cantidad de yeso necesitada viene dada por una
formula del tipo
ESP - ESP x = ^Ï7^ • CEC . y
z 100 'z
donde
x = cantidad necesitada de yeso, por Ha, para restablecer la estructura z en una capa de z cm de espesor
ESP = porcentaje de sodio intercambiable actual a
95
ESP, » porcentaje de sodio intercambiable permisible después de la apli-cación
CEC • capacidad de intercambio catiónico, en meq por 100 g de suelo seco
y » cantidad de yeso que se necesita, por Ha, para reemplazar 1 meq de Na por 100 g de suelo seco, en una capa de z cm de espesor y una cierta densidad aparente.
Para un suelo cuya densidad aparente sea 1,4, el valor teórico de y es 1200 kg
de yeso para una capa de 10 cm de espesor. En la practica, se necesitarä una
cantidad mayor debido a la distribución irregular de la enmienda en el suelo,
a que parte del CaSO, se emplearâ en desplazar otros cationes y a que parte del
yeso puede ser lavado al subsuelo.
Por otro lado, no se ha incluîdo en el câlculo el suministro de iones Ca que pro-
ceden del suelo mismo.
Cuando se aplican otras enmiendas diferentes al yeso, se puede emplear la Tabla 2
(RICHARDS, ed., 1954) para convertir las cantidades de yeso en las équivalentes de
otros productos quîmicos.
TABLA 2. Toneladas de productos empleados para la mejora de la estructura
equivalences a una conelada de yeso
Azufre 0,19
Acido sulfurico 0,61
Sulfato de hierro (FeS0,.7H,0) 1,71
Sulfato de Aluminio (Al (SO, K . 18H.0 1,37
Caliza (CaC03) 0,62
Recuperación de suelos sodicos no salinos
Lo unico que estos suelos necesitan es una mejora de la estructura; sin embargo,
a menudo es dificil de conseguirla. Puede necesitarse aplicar grandes cantidades
de yeso o de otras enmiendas apropiadas.
La entrada de dichas enmiendas en el suelo es lenta debido a la pobre permeabi-
lidad y, ademâs, el movimiento descendente de las partîculas de arcilla créa
96
en el subsuelo horizontes densos e impermeables. A veces, laboreos profundus
combinados con subsolado,puede mejorar la estructura ya que con ello se muilen
las capas impermeables. Una labor de vertedera profunda llevarâ a la superficie
el subsuelo conteniendo caliza y/o yeso. Sin embargo, ésto puede afectar desfa-
vorablemente al rendimiento de los cultivos durante el primer o dos primeros
a nos.
Prévenir la resalinización
Hay que tener en cuenta que los suelos salinos, una vez recuperados, se verân
amenazados por una resalinización debido a la entrada de sales en la zona radi
cular por medio del ascenso capilar. Nivelés freâticos conseguidos por medio
de sistemas de drenaje profundus, mantendrân el ascenso capilar entre ciertos
limites; sin embargo, se necesitarän aplicaciones supletnentarias de agua de
riego para lavar las sales que asciendan a la zona radicular en el perïodo com-
prendido entre aplicaciones de agua. Cuanto mâs alta esté la capa freâtica,
para un suelo dado, mâs agua de lavado se necesitarâ. Cuando se disponga de toda
el agua de riego que se quiera, incluso nivelés freâticos relativamente altos
pueden permitir un equilibrio de sales aceptable. Para el uso permanente de una
zona amenazada de salinidad, es necesario que exista una concordancia entre la
intensidad del lavado y la profundidad de la capa freâtica.
97
3.6 Bibliografia
CHAPMAN, V.J. I960. Salt marshes and salt deserts of the world. London.
GREENE, H. 1948. Using salty land. Agric.studies No.3. FAO. Washington.
International source book on irrigation and drainage of arid lands in relation
to salinity and alkalinity. FAO/UNESCO (in press).
JANITZKY, P. 1957. Salz und Alkaliböden und Wege zu ihrer Verbesserung.
W.Schmitz, Giessen.
KELLEY, W.B. 1951. Alkali soils, their formation, properties and reclamation.
Reinhold Publ.Corp., New York.
Proceedings of the symposium on sodic soils. Agrokémia és Talajtan 14.
Budapest, 1965.
RICHARDS, L.A. (Ed.) 1954. Diagnosis and Improvement of saline and alkali soils.
Agriculture Handbook 69, USDA, Washington D.C.
Salinity problems in the arid zones. Proc.of the Teheran Symposium. Arid zone
research 14. UNESCO, Paris, 1961.
Seminar on salinity and alkali soil problems. Indian agricultural research
Institute, New Delhi, 1961.
Utilization of saline water. Reviews of research. Arid zone research IV, UNESCO,
Paris, 1954.
VAN BEEKOM, C.W. et al. 1953. Reclaiming land flooded with salt water.
Neth.J.of Agric.Sei.1:153-164 and 225-245.
VAN DER MOLEN, W.H. 1956. Desalinization of saline soils as a column process.
Soil Sei.81:19-27.
98
MATERIAS PRELIMINAIRES
4. DESARROLLO DE LAS PLANTAS EN RELACION CON EL DRENAJE
G. A. W. VAN DE GOOR Agrónomo Especialista en Cultivos Tropicales International Institute for Land Reclamation and Improvement
Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola
G. A. W. van de Goor (1962-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
4. Desarrollo de las plantas en relación con el drenaje
4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
4.6
4.7
4.8
4.9
Agricultura y drenaje
Relaciones suelo-agua-planta
4.2.1 Agua y aire en el suelo 4.2.2 Adaptación de las plantas a las condiciones
de humedad del suelo
Drenaje y condiciones fîsicas del suelo
4.3.1 Estructura del suelo 4.3.2 Aireación del suelo 4.3.3 Materia orgânica del suelo 4.3.4 Temperatura del suelo
Drenaje y prâcticas de cultivo
4.4.1 Laboreo
4.4.2 Control de malas hierbas
Drenaje y aporte de nutrientes
Drenaje y salinidad
Drenaje y enfermedades o plagas
Nivel freâtico y producción agrïcola 4.8.1 Praderas 4.8.2 Cultivos herbâceos 4.8.3 Frutales
Bibliografïa
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102
104
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109 110 110 111
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122
123 125 128
131
OBJETIVOS DE ESTE CAPITULO
Se describen en terminas generales las relaciones entre humedad del suelo, desa
rrollo radicular y orecimiento de las plantas y, con algûn mayor detalle, se dis-
cuten los efectos de una capa fredtiaa elevada y del drenaje sobre las condiciones
del suelo y la correspondiente respuesta de los cultivos.
100
4.1 Agricultura y drenaje
El drenaje agrfcola consiste en la eliminación natural o artificial de los exce-
dentes de agua tanto del perfil del suelo como de su superficie.Hay "excedentes"
de agua cuando la cantidad existente afecta negativamente a la producción de los
cultivos reduciendo el volumen de suelo disponible para sus raices.
La humedad excesiva del suelo tambiên impide que el anhîdrido carbónico formado
por los raïces de las plantas y otros organismos sea intercambiado por oxïgeno de
la atmósfera, en un proceso denominado aireación. Sin aireaci5n se reduce el
desarrollo radicular y la capacidad de absorción de agua u nutrientes de la
mayorîa de las plantas. En el Apartado 2 se discutirân los efectos del drenaje
en la ecologîa de las plantas y en la aireación del suelo y desarrollo radicular
consecuente. El drenaje afecta también a las condiciones fîsicas del suelo
(Apartado 3), prâcticas de cultivo (Apartado 4), aporte de nutrientes (Apartado
5), salinidad o alcalinidad (Apartado 6) y enfermedades o piagas (Apartado 7).
En el Apartado 8 se examina la respuesta de los diferentes grupos de cultivos
(praderas, cultivos y frutales) a la profundidad de la capa freâtica.
El drenaje dar! lugar con frecuencia a la puesta en cultivo de nuevas zonas
o al cambio en el tipo de cosechas porque las condiciones serän mäs favorables
para una gama mayor o diferente de cultivos. Cuando zonas inundadas o salinas
son recuperadas por medio del drenaje, los tipos normales de monocultivo (por
ejemplo cultivo extensivo para heno o pradera, o, en zonas de monzones tropi
cales, cultivo continuo de arroz) dejan camino libre a una variedad mayor de
cultivos. La mayorîa de los cultivos, taies como céréales, plantas, raîces,
textiles y frutales, requieren suelos bien drenados. Las tierras de cultivo,
aireadas hasta zonas profundas, necesitan aportes reguläres de materia orgânica
y abonos nitrogenados. En estos casos sera de gran utilidad el cultivo de le-
guminosas. Como las leguminosas son también muy valiosas como forraje rico en
proteinas, su introducciôn en la alternativa de cultivos favorecerâ la explo-
taciôn ganadèra, orientando las explotaciones a un tipo de agricultura mixta.
El drenaje superficial en zonas erosionables se realiza a menudo por métodos
taies como siembra de praderas en vaguadas, o cultivo en fajas con especies co-
bertoras de densa vegetación. Estos métodos cambiarân también la agricultura
de cultivos de cosechas por una agricultura mixta. Inclusive podrâ formar parte
de taies explotaciones la producción de pesca en estanques.
101
Si las condiciones hidrológicas, topogräficas y del suelo impiden el drenaje de
zonas con capa freâtica superficial, estas deberân ser utilizadas para cultivos
que pueden aprovechar dichas condiciones. Es decir, pastos (ganaderîa), horta-
lizas o,en regiones tropicales, arroz. (Si el drenaje superficial es suficiente,
podrän alternar con el arroz otros cultivos tales como la caria de azûcar.)
Para conservar los suelos orgânicos y preservarlos de la contracción, se mantiene
la capa freâtica alta. Por eso en muchos suelos orgânicos el cultivo se limita
a forrajeras, arroz, hortalizas y otros cultivos compatibles con un nivel freâ-
tico alto.
En el drenaje del agua excedente se puede hacer una distinción entre
superficie del suelo
- zona radicular
- agua freâtica.
Cuando no existe una capa freâtica alta, los problemas de drenaje de la super
ficie del suelo o de la zona radicular, serân debidos por una parte a elevadas
intensidades de riego o de lluvia y por otra a una estructura déficiente del
suelo que hace que el agua percole o se infiltre demasiado lentamente. Taies
problemas pueden solucionarse por medio de drenaje superficial o mejorando las
condiciones del suelo por medio de un adecuado manejo del mismo. Cuando hay una
capa freâtica alta, el drenaje puede resolverse eliminando el agua por medio
de un sistema de drenaje interno.Drenaje y condiciones del suelo tienen a menudo
una influencia recîproca. Por ejemplo, el bajar la capa freâtica puede dar lugar
a una mejor estructura de la capa superficial del suelo, un aumento de la velo-
cidad de infiltración y de la porosidad y, consecuentemente, a una disminución
de los problemas de drenaje superficial.
4.2 Relaciones suelo-agua-planta
4.2.1 Agua y aire en el suelo
Las raîces necesitan oxîgeno para respirar y para otras actividades metabólicas;
absorben agua y nutrientes disueltos del suelo, y producen anhîdrido carbónico,
que debe ser intercambiado por oxîgeno de la atmósfera.Este proceso de aireación,
que tiene lugar por difusión y flujo de la masa de aire requière un espacio poro-
so abierto en èl suelo. Para que las raîces se desarrollen bien, el agua, los nu-
102
trientes y el aire deben estar disponibles simultâneamente. En la zona radicu
lar,los intersticios entre las partîculas del suelo (espacio poroso) ocupan del
40 al 60% del volumen total del suelo. Las partes subterrâneas de las plantas -
raîces, estolones, etc. - y la microflora y fauna del suelo crecen y se desa-
rrollan en esos intersticios. Si el espacio poroso esta ocupado principalmente
con agua durante un largo perîodo de tiempo, se dice que el suelo esta saturado.
El anegamiento de los suelos es una condición desfavorable para la mayorîa de las
cosechas, puesto que da lugar a una deficiencia de oxîgeno. Tanto la estructura
como la textura del suelo constituyen medios para describir el tamano de los po-
ros (ver Capîtulo 2). Se pueden distinguir entre poros capilares y no capilares.
Los poros capilares, pequenos, son importantes para el almacenamiento de agua
para las plantas. Los poros no capilares, grandes y que se vacîan râpidamente,
funcionan en condiciones de drenaje adecuadas como conductos para el intercambio
de gases.
Con respecto al contenido de humedad del suelo, es preciso distinguir dos
estados principales: capacidad de campo y punto de marchitez permanente (Capîtulo
2). La cantidad de agua existente en el suelo entre la capacidad de campo y el
punto de marchitez permanente indica las disponibilidades de humedad del suelo
para el desarrollo de las plantas. Se considéra la capacidad de campo como el
limite superior de la humedad disponible del suelo. Es la cantidad de agua que,
con buenas condiciones de drenaje, es retenida contra la fuerza de la gravedad.
A capacidad de campo, los poros capilares permanecen llenos de agua y los poros
no capilares permanecen llenos de aire. En la mayorîa de los suelos la aireaciôn
en estas condiciones es suficiente, es decir, el aire incluîdo en el espacio
poroso es suficiente para el intercambio de gases. En algunos suelos pesados,
sin embargo, aunque el espacio de poros puede ser el 60% o mayor, casi todos los
poros son capilares. Dichos poros permanecen llenos de agua y no pueden ser fâ-
cilmente drenados. En este caso el suelo esta prâcticamente saturado a la ca
pacidad de campo (Fig.1). Los suelos arenosos, por otra parte, tienen muy poca
porosidad capilar. Consecuentemente no retienen mucha agua contra las fuerzas
de la gravedad y tienen una baja disponibilidad de humedad para las plantas.
Riegos frecuentes o unas precipitaciones bien distribuïdas serSn necesarias en
este caso para satisfacer las necesidades de agua de los cultivos.
El punto de marchitez es el limite inferior de las disponibilidades de humedad.
En este punto la humedad del suelo desciende en tal grado, que las plantas se
secan y no pueden recuperarse cuando se las coloca en una atmósfera hümeda y
obscura; la planta se ha marchitado.
103
°/o 3 0
2 0
1 0
. espacio poroso no capilar
* _ J 2 4 6 8 10
profundidad en pies 6 8 10
profundidad en pies
Fig.1. Distribuaión de las raiaillas (DAUBENMIRE, 1953).
A: Un suelo des favorable. Raiaes aonfinadas en una aapa superficial debido a una mala aireación en la aapq mds profunda.
B: Un suelo favorable. La aireación profunda permite una distribuaión mds uniforme de las raices.
4.2.2 Adaptación de las plantas a las condiciones de humedad
del suelo
Las plantas se adaptan de distinta manera a las disponibilidades de agua de su
entorno. La vegetacion natural reacciona bruscamente a los diferentes regîmenes
de humedad, como se muestra en la Figura 2 (BARON, 1963).
gliceria (reed grass)
ortiga (urtica dioica)
hierba de San Antonio
(epifabium hirsutum)
1 0 0 c m
EHt,t'70o/o
Fig. 2. Secaiôn transversal mostrando la elevación del suelo y el desarrollo de las plantas en el valle de Itchen
_ (Hampshire, U.K.). El % indioa el £ ' £ ' ^ ' £ ' g contenido de agua en la capa superior
m del suelo.
De acuerdo con ello, se distinguen las diferentes clases ecológicas de plantas,
es decir, hidrofitas, xerofitas y mesofitas, correspondiendo a plantas con un
habitat hûmedo, seco y medio, respectivamente. La relaciön de estos grupos de
104
plantas con el contenido de humedad del suelo ha sido demostrada por WHITE
(1956; Fig.3).
humedad del suelo en volumen %
capacidad de campo
punto de marchitez
tiempo
Fig.3. Relaaión del evecimiento de plantas hidrofitas, mesofitas y xerofitas oon las oondiaiones de humedad de un suelo franco.
(a-b-o) hidrofitas; {a-d) mesofitas; (c-d-e-f-g) xerofitas; (e-f) estado latente
Las hidrofitas incluyen plantas acuâticas (que crecen en el agua) y plantas
de pantanos y ciénagas (suelos inhabitables saturados con agua). Estas plantas
desarrollan una estructura interna peculiar que facilita la aireaciôn de sus
raîces. Las plantas acuâticas se dan en las condiciones a-b (en la Figura 3);
las plantas de ciénagas en las condiciones b-c. Las hidrofitas (por ejemplo
el arroz) crecen en condiciones anaerobias del suelo. Durante la germinaclôn
desarrollan en primer lugar brotes que crecen râpidamente y en seguida atraviesan
la superficie del agua alcanzando el aire libre. Durante el crecimiento del
brote, se desarrollan en él canales de aire internos (lagunas), permitiendo el
paso del aire desde su extremo superior hasta su base, tan pronto como el brote
alcanza el aire. A partir de este momento las raîces empiezan a crecer, desa-
rrollando al tnismo tiempo espacios intercelulares llenos de aire,a través de los
cuales se transporta el oxîgeno. Las hidrofitas tienen a menudo un sistema radi
cular superficial o en algunos casos carecen totalmente de él. Generalmente no
se forman pelos radiculares. Por otra parte,en habitats hûmedos, algunas plantas
acuâticas (como por ejemplo el arroz de zonas bajas) pueden tener un desarrollo
105
mäximo, puesto que es präcticamente nulo el impedimento mecänico para el desa-
rrollo radicular en el barro.
Las Xerofitas son plantas de habitat relativamente secos. Por medios morfológi-
cos o fisiológicos, estas plantas resisten o sobreviven sequias periódicas. Las
plantas xerofitas desarrollan a menudo un sistema radicular extenso pero super
ficial, ya que en las regiones secas normalmente la humedad pénétra solamente
en las capas superficiales del suelo.
Al grupo de las mesofitas pertenecen aquellas plantas que no pueden habitar
en agua o suelos hümedos o que no pueden sobrevivir en habitat en que el agua sea
muy escasa (DAUBENMIRE, 1959). La mayorîa de las plantas cultivadas pertenecen
a este grupo. Tienen, en general, un sistema radicular moderadamente profundo.
Las mesofitas y las xerofitas se presentan en las condiciones indicadas por los
puntos c y d de la Figura 3. En condiciones de humedad inferiores a las del
punto d, las plantas mesofitas mueren y las xerofitas alcanzan un estado de vida
semilatente o latente. En regiones âridas se encuentran no solamente plantas
xerofitas, sino también algunas plantas mesofitas especialmente adaptadas: las
freatofitas y las efimerofitas. Las freatofitas son capaces de desarrollar siste-
mas radiculares con los que captan el agua freâtica o profundidades mayores que
las otras plantas.
Las efimerofitas, en contraste con las freatofitas, tienen un sistema radicular
diminuto y mas bien superficial. Su principal adaptación fisiológica consiste
en su capacidad para completar su ciclo biológico durante el breve perîodo de
lluvias. Estas plantas depositan sus semillas antes de que el suelo se seque
completamente. Toleran la sequedad atmosférica pero no la del suelo.
Al comienzo de la germinaciôn, las semillas absorben grandes cantidades de agua.
Esto da lugar al comienzo del desarrollo de la planta. Al contrario que las
hidrofitas, el desarrollo de las mesofitas y de las xerofitas comienza casi inva-
riablemente por el sistema radicular. En la mayorîa de los casos el agua se
agota râpidamente en las proximidades de la semilla y el desarrollo de las raîces
permite el aprovechamiento del agua de un volumen mayor de suelo. Si durante
su desarrollo las raîces alcanzan un suelo saturado con aireación reducida,
se détendra su crecimiento. DAUBENMIRE (1959) describe el desarrollo radicular
en condiciones de reducción de La forma siguiente:
106
- Las raices son cortas y el sistema radicular ocupa menos espacio,
es superficial y algunas raîces suben hacia arriba y salen a la
atmósfera.
- Las raîces pueden ser menos numerosas, su ramificaciön menos compleja
y la formación de raicillas desaparece normalmente.
- Algunas veces se estimula el desarrollo de raîces adventicias en
la base del tallo.
- La respiración de las raîces cambia de aerobia a anaerobia con la
consiguiente acumulación de derivados tóxicos y con una liberación
reducida de energîa de la misma cantidad de carbohidratos.
- Se reducen las intensidades de absorción de agua, de nutrientes y de
transpiraciôn.
Como consecuencia de estas condiciones adversas del suelo resultan también
afectadas otras partes de las plantas.
- Las zonas de los brotes foliares se reducen y las hojas se decoloran.
- Los procesos reproductivos se retrasan y reprimen y las flores o
frutos jovenes se pueden secar prematuramente.
Una buena aireacion y buenas condiciones de humedad a través de la mayor parte
del perfil del suelo, estimula al crecimiento y desarrollo de las raîces en todas
las direcciones. El sistema radicular resultante, profundo y extenso, explota
un mayor volumen de suelo para la obtención de agua y nutrientes. Esto es acre-
centado por el contacto intensivo de las raicillas que se forman mas profusamente
bajo el estîmulo de un adecuado suministro externo de oxîgeno (ROGERS and HEAD,
1970). En suelos bien drenados, un sistema radicular profundo puede incluso
extraer agua ventajosamente de la franja capilar de la capa freâtica. Por encima
de la capa freâtica se pueden distinguir dos zonas: una zona casi saturada
y una zona con un contenido de humedad proximo a la capacidad de campo a la
que sube el agua freâtica debido a la tension capilar. La ultima zona se llama
franja capilar. La altura hasta la que llega esta franja capilar dépende de la
profundidad de la capa freâtica y de la textura y estructura del suelo. En la
franja capilar tanto la aireacion como el suministro de agua son favorables y
las necesidades de agua de la planta pueden ser total o parcialmente obtenidas
107
de ella. En algunas partes del mundo el desarrollo de los cultivos se basa to-
talmente en este tipo de provision de agua.
Las plantas que.debido a un anegamiento durante las fases de crecimiento inicial,
desarrollan un sistema radicular superficial, pueden sufrir de escasez de agua
en perîodos posteriores de sequla, aunque la capa freâtica no esté muy profunda.
As£, paradójicamente, el exceso de humedad en el suelo durante las fases inicia-
les del perîodo de cultivo puede intensificar seriamente los efectos negativos
de una sequîa producida mâs tarde durante el perîodo de cultivo. En la Tabla 1
se muestra la profundidad a la que penetran las raïces de algunos cultivos en un
suelo bien drenado y con un adecuado suministro de agua. Esta tabla da solamente
valores medios. A menudo se encuentran desviaciones de estos valores debido a di-
ferencias en los tipos de suelo y variedades de los cultivos. El volumen de las
raïces no esta uniformemente distribuîdo en todo su longitud, sino que disminuye
con la profundidad. Para un gran numero de cultivos, especialmente los anuales,
cerca del 70% del volumen radicular se encuentra en los primeros 30 a 60 cm por
debajo de la superficie del suelo.
TABLA 1. Profundidad media de la penetracion de las raïces de los cultivos
en condiciones óptimas de humedad del suelo.
Profundidad
Cultivos pies
Bulbos, cebollas, lechugas
Pastos, coles, espinacas, judias, fresas patatas. zanahorias, berenjenas
Pimientos, calabazas
Coco, palma de aceite, palmera datilera
Algodón, habas
Maïz, lino, céréales, remolacha azucarera, meiones
Alfalfa, sorgo, pasto del Sudan, esparto, caria de azûcar, frutales, cîtricos
1-2 30- 60
2
2-3
2-4
4
5-6
5-7
60
60- 90
60-120
120
150-180
150-180
108
4.3 Drenaje y condiciones fisicas del suelo
Las condiciones fisicas del suelo que estân afectadas por el drenaje son:
estructura, aireación, materia orgânica y temperatura. Se analizan en este apar-
tado.
4.3.1 Estructura del suelo
Una buena estructura (agregación y disposición de las partïculas del suelo)
quiere decir que se dan unas condiciones adecuadas para conseguir simultâneamente
aireación y almacenamiento de agua,que se reducen las dificultades mecânicas para
el desarrollo de las raîces y que se consigue una tracción estable para los aperos
agrîcolas. El drenaje afecta a la estructura del suelo a través de su influencia
en el nivel freâtico. En suelos con una capa freâtica a 40-60 cm por debajo de la
superficie del terreno, HOOGHOUDT (1952) encontró una deterioración de la estruc
tura del suelo que dio lugar a una capa de suelo laborable mas compacta y adhé
rente que el que encontró en suelos con capa freâtica mâs profunda. Sin embargo,
en las capas superficiales de suelos deficientemente drenados se encuentran mu-
chos terrones de gran tamaîio (HOOGHOUDT, 1952; NICHOLSON y FIRTH, 1958), mientras
que en suelos bien drenados predominan pequenos agregados. El drenaje puede au-
mentar también el espacio poroso, promoviendo asî el agrietamiento y aireación
del suelo (WESSELING y VAN WIJK, 1957). La Figura 4 muestra la influencia de la
profundidad de la capa freâtica en la relación suelo-agua-aire (VAN HOORN, 1958).
En los experimentos de Van Hoorn el porcentaje de macroporos disminuyó con una
capa freâtica superficial y la conductividad hidrâulica de una capa de 50-90 cm
disminuyó (durante el invierno) de 2,5 m/dîa a 0,35 m/dîa.
profundidad por debajo de la superficie
° 0 2 0 4 0 6 0
2 0 -
v o l ° / o 8 0 1 0 0
4 0 -
6 0 -
8 0
1001-
_ -
_ -----
1 1
agua
1 ', 1
V-40
,; \
i
f i è<?\ \ ! \a,re \
rN ; \ -go
» ! \ \ i
1 5 120
1 I 1 1
suelo
profundidad por debajo de la superficie
c m 3 0 4 0 5 0 0
2 0
vol °/o 60 70
4 0 -
6 0
8 0 -
100 L
_ -
-
" --_
l i l I M y [ i \ -3o /
'47\
1 1
\ è ° v \ suelo poros * ^ \
< 3 0 p \ > 3 0 > J \ \
V 9 0 '• \
1 2 0 \ i
QQ_.profundidad de la capa * '
freâtica 60 cm \
i
Fia.4. Influencia de la profundidad de la capa freâtica en el contenido de aire y agua y en la distribuciân de los poros.
109
Résulta de ello que mantener el nivel de agua en el suelo a una profundidad
mayor ejerce una influencia positiva en la estructura y en las propiedades del
suelo ligadas a la estructura.
4.3.2 Aireaciôn del suelo
El volumen de aire en el suelo varia inversamente con el contenido de agua del
mismo y es muy bajo en suelos saturados o inundados. Cuando un suelo esta
permanentemente inundado el oxîgeno desaparece en pocos dïas. En un suelo bien
drenado, en contraposición a un suelo con una capa freâtica superficial, el aire
no solamente pénétra en capas mas profundas, sino que el volumen de aire en las
capas superficiales es mucho mayor (ver Figura 4). WILLIAMSON y otros (1969)
encontraron que los bajos rendimientos de mijo obtenidos en tanques con capas
freâticas superficiales se debieron, principalmente, a un bajo nivel de oxîgeno.
La velocidad de difusiôn de oxîgeno en un suelo con capa freâtica profunda se ha
comprobado es mayor y mâs favorable para el desarrollo de las plantas.
4.3.3 Materia orgânica del suelo
La materia orgânica del suelo es importante para la estructura del mismo y para
el suministro de nutrientes. Durante la descomposición de la materia orgânica se
forman sustancias importantes para la formaciön de los agregados del suelo, y
al mismo tiempo se liberan nutrientes para la planta. Pérdidas importantes de
materia orgânica tienen una influencia negativa en la estructura del suelo, lo
que impide el drenaje interno; el suelo se hace compacto, lo que influye adversa-
mente en la penetración de las raîces. En estos casos debe aplicarse materia
orgânica sea en forma de estiércol, compost, o abono verde (incluyendo legumi-
nosas en la rotaciön de cultivos). Esto es especialmente necesario en sistemas de
agricultura modernos que reponen cada vez menos materia orgânica al suelo,
mientras que debido a la mayor profundidad del laboreo mecânico, la materia orgâ
nica disponible se mezcla con las capas inferiores, que estân prâcticamente ca-
rentes de humus.
En los suelos orgânicos (turba no descompuesta y eutrófica) el drenaje puede
ocasionar al asentamiento de la superficie del suelo. La subsidencia se origina
por contracción debido a desecación irreversible, oxidaciôn y compactación. La
110
subsidencia se acelera a menudo debido a la practica de quema (de rastrojos) y
erosion eólica durante perlodos secos.
4.3.4 Temperatura del suelo
La salida de agua y entrada de aire debidos al drenajes da lugar a una disminución
del calor especîfico del suelo (Capîtulo 2). Esto quiere decir que el suelo se
calentarä mas räpidamente, pero, también que se enfriarâ mas deprisa. El agua
necesita cinco veces mâs calor que el suelo seco para elevar su temperatura.
Por consiguiente un suelo saturado, con aproximadamente el 50% de humedad, nece
sita 2,5 veces mas calor para elevar su temperatura que un suelo seco. Ademäs
el efecto réfrigérante de la mayor evaporación de un suelo hümedo retarda la
elevaciôn de la temperatura. Ambos efectos causan un retraso en el desarrollo
de primavera. En general puede afirmarse que cuando se drena un suelo el clima
de su superficie cambia favorablemente, permitiendo siembras tempranas en zonas
con inviernos frîos.
En suelos con capa freâtica alta, las heladas (lo que implica el aumento del
volumen de agua) pueden causar danos a las raîces y levantamiento de los cul-
tivos que cubren el suelo durante el invierno (taies como alfalfa, trébol, pastos
o céréales de invierno). Un adecuado drenaje de las capas superficiales del
suelo puede reducir el levantamiento y otros danos ocasionados por las heladas.
Algunas veces los suelos humedos tienen efectos favorables sobre la temperatura,
por ejemplo en climas câlidos o en climas con heladas ocasionales durante la
estacidn de cultivo. En climas câlidos un suelo humedo puede tener una tempera
tura mâs baja y mâs adecuada que un suelo seco. Sin embargo, como los suelos
regados en zonas câlidas y âridas necesitan drenaje para impedir la salinización,
el contenido Optimo de humedad del suelo, debe ser estimado mâs en funciôn de las
necesidades del riego en condiciones Ôptimas, que de un drenaje limitado.
En relación con las heladas tardîas, HARRIS y otros (1962) mencionan una reducción
del 50%, debida a heladas en Junio de maîz, patatas y menta en campos con capa
freâtica a 40" (100 cm) por debajo de la superficie del suelo, mientras que
casi no se observó ningûn dano en parcelas en que la capa freâtica estaba a 16"
(40 cm) de profundidad.
En el ultimo caso el suelo estaba mâs humedo y pudo ceder calor en cantidades
mayores y con mayor rapidez al aire circundante que un suelo seco. Asî, en
111
relación con la temperatura puede decirse que diferencias en la profundidad de
la capa freâtica pueden ser favorables o desfavorables segün las circunstancias
de cada caso.
4.4 Drenaje y prâcticas de cultivo
Este anâlisis de las prâcticas de cultivo se limita al laboreo y control de
malas hierbas.
4.4.1 Laboreo
Con un drenaje adecuado el contenido de humedad de la superficie del suelo no
sobrepasara, como media, la capacidad de campo. Esto es importante porque hay un
margen mas bien pequeno del contenido de humedad del suelo adecuado para el
laboreo (Capîtulo 2). El contenido Optimo de humedad esta por debajo de la
capacidad de campo. Por éso debe tenerse cuidado de evitar el laboreo del suelo
immediatamente después del riego o lluvia. El trabajar el suelo a contenidos
de humedad mayores, en muchos suelos arcillosos origina la destrucciôn de los
agregados, la dispersion de las particulas del suelo y, en cierta medida, el
"desleimiento" del suelo (McGEORGE, 1937). En casos extremos la destrucciôn
casi compléta de los agregados darâ lugar a un suelo compactado, es decir, un
suelo desprovisto de espacios porosos. Taies suelos son extremadamente duros
cuando estân secos. El construir nuevos agregados y dar al suelo nuevamente una
estructura favorable es un proceso de aîios de duraciôn.
Como consecuencia de la compactacion (arados subsoladores, tractores subsola-
dores, o träfico pesado) y formacion de costra, tanto la velocidad de infiltra-
ciôn como la conductividad hidrâulica son bajas. Esto impide el drenaje interno
y los sistemas de drenaje sub-superficial no funcionan adecuadamente. En este
caso se necesitarâ un tratamiento sub-superficial del suelo para rehacer las
condiciones adecuadas de drenaje interno. Condiciones adecuadas para el laboreo
se dan inmediatamente después de cosechar. En ese momento la evaporacion de la
superficie del suelo y la transpiración de las plantas han dejado el suelo con el
contenido de humedad de la zona radicular mucho mâs bajo que la capacidad de
campo. El tiempo necesario hasta el momento en que un suelo se puede labrar,
después de un invierno humedo, ha sido estimado para Holanda por WIND (1963),
suponiendo una evaporacion diaria de 1-2 mm y una profundidad de la capa freâtica
112
variando de 20 a 160 cm por debajo de la superficie del suelo. Con capas freâ-
ticas profundas, el tiempo necesario es de solo 1 o 2 dîas. Con una capa freâ-
tica a 20 cm, en un suelo arcilloso el tiempo necesario es de 25 dîas si la
evaporaciôn es de 1 mm, y de 7 dîas si la evaporación es de 2 mm. En un suelo
franco-limoso el tiempo es de 69 y 20 dîas respectivamente. Si es posible cul-
tivar una cosecha de "cobertera" en el invierno o perîodo fuera de cultivo,
preferentemente una leguminosa como el trébol, el laboreo puede iniciarse antes
debido a los efectos desecadores de esta cosecha. Cuando tal cosecha es total
o parcialmente usada como abono en verde, se mejorarâ al mismo tiempo la estruc-
tura del suelo. Consecuentemente se mejorarâ el contenido de nutrientes del suelo.
Para obtener el mayor provecho posible del drenaje, el laboreo debe hacerse de
tal forma que se eviten grandes diferencias en el relieve.
4.4.2 Control de malas hierbas
Una gran parte de las labores de cultivo se dedica al control de las malas hier-
bas. El desarrollo de las malas hierbas es mas abundante y problemâtico con
contenidos de humedad elevados. Por consiguiente, un buen drenaje reduce la
necesidad de laboreo y el peligro de la deterioración de la estructura del suelo.
Pasando de suelos humedos con capas freâticas altas a suelos mâs secos (nivel de
agua por debajo de 100 cm en arenas o 200 cm en arcillas), los tipos de malas
hierbas variarân de hidrofitas - vegetación pantanosa tal como scirpus (juncos),
Typha (enea), Spartina, Carex (carices) a diversas Ciperâceas mezcladas con
bastantes gramîneas. Con agua freâtica mâs profunda aparecen unas gramîneas,
que pueden finalmente ser eliminadas por plantas de hoja ancha. Con capa freâ
tica muy profunda en regiones âridas, sobrevivirân malas hierbas con caracte-
rîsticas xerofîticas, freatofîticas o ambas.
La mayorïa de los cultivos son mesofîticos, mostrando su mejor crecimiento y
desarrollo en suelos con contenido moderado de humedad. Las malas hierbas aso-
ciadas con esos cultivos son plantas de hoja ancha en suelos bien drenados y
algunas especies de gramîneas en suelos mal drenados. Las malas hierbas de hoja
ancha son erradicadas mâs fâcilmente, sea a mano, con herramientes o con herbi-
cidas, que la mayorïa de las gramîneas. Una cuidadosa atenciôn de los cultivos
y el empleo de rotaciones adecuadas, que solo son posibles en suelos bien dre
nados, contribuyen también al control efectivo de las malas hierbas. Como
ejemplo de ésto puede mencionarse la competencia entre la alfalfa y las malas
113
hierbas. La alfalfa se resiente de una capa freâtica alta, especialmente porque
el crecimiento de las gramîneas se estimula por estas condiciones de humedad.
Por otra parte,con un drenaje adecuado no solo desaparecen las gramîneas,sino
que el vigoroso desarrollo de la alfalfa contrôla el crecimiento de malas hierbas
de hoja ancha, tales corao Cirsium arvense (cardo de Canada).El barbecho inundado
(FOLLET-SMITH y ROBINSON, 1936) tal como se practica en Guayana con la cana de
azucar, parece algo excepcional en este aspecto y puede servir para mostrar c6mo
bajo ciertas condiciones es posible un enfoque diferente en la mejora del labo-
reo del suelo y control de las malas hierbas. En Guayana, al final del perîodo
de cultivo de la cana de azücar, la estructura del suelo es bastante déficiente
y hay muchas malas hierbas. Entonces se inunda la tierra con una lamina de 1 pie
de altura durante seis meses. Durante este tiempo se descompone la paja y tienen
lugar reacciones anaerobias. Mientras tanto, el denso crecimiento de las malas
hierbas acuâticas ahoga las malas hierbas de los campos de cana. Cuando se drenan
las parcelas se producen procesos de oxidación. El resultado es una mejora
notable en el laboreo y la erradicaciön de las malas hierbas de los campos de
cana.
4.5 Drenaje y aporte de nutrientes
Los diversos procesos promovidos por las bacterias, hongos y otros macro- y
microorganismos dependen de una buena aireaciôn y drenaje. La fijaciôn del
nitrógeno y la nitrificación por microorganismos pueden ser mencionados como
dos de los principales procesos aerobios que ejercen una influencia importante
en el desarrollo y crecimiento de las plantas. Cuanto mâs profundas pueden
penetrar las raîces mayor cantidad de nutrientes estarân disponibles para la
absorcion. La ventaja del drenaje y de la consiguiente zona radicular mâs pro
funda es incluso mas acentuada cuando los nutrientes han sido desplazados a
capas inferiores. En la Figura 5 se demuestra cómo la absorcion de nutrientes
(N, P, K, Ca y Mg) para dos variedades de cîtricos cultivados en condiciones
naturales en UAR (MINESSY y otros, 1971) dépende de la profundidad de la capa
freâtica.
Un buen drenaje aumenta también la descomposición microbiológica de la materia
orgânica, dando como resultado que nutrientes de las plantas, taies como nitró
geno y fosfatos sean liberados y queden fâcilmente accesibles. Este proceso
puede ser favorable (cuando la materia orgânica es muy abundante) o desfavorable
114
cuando la pérdida de la materia orgänica supone un deterioro en la estructura
del suelo.
5 0 7 5 1 0 0 125 150 175 profundidad de la capa freàtica an cm
5 0 7 5 1 0 0 125 150 175
profundidad de la capa freàtica en cm
Fig.S. Efecto de la profundidad de la oapa freàtica en la toma de algunos nutrientes por hojas nuevas en la naranja Washington navel (A) y en la manda-rina Balady (B). Médias 1965 y 1966.
Un buen drenaje impide la producción de las substancias reducidas nocivas que
podrân formarse en condiciones de anaerobiosis. Por ejemplo, impide altas concen-
traciones de manganeso disuelto, al que la alfalfa es muy sensible. Cuando el
arroz forma parte de una rotaciôn de cultivos pueden presentarse también pro-
ductos daîiinos. La inundaciôn continua de los camp o s de arroz causa una reduc-
ciôn del suelo y una acumulaci6n de productos tôxicos taies como H.S.El drenaje
ocasional de estos campos da lugar a una reoxidación de las substancias reducidas.
Respecto a la influencia de la profundidad de la capa freàtica en las disponi-
bilidades de nitrógeno, VAN HOORN (1958) encontrô que con capas freâticas ele-
vadas el color de las plantas era a menudo amarillento, indicativo de una escasez
de nitrógeno. Es interesante que las cosechas de leguminosas para grano muestran
una reacción diferente. Debido a la simbiosis de las cosechas de leguminosas
de grano con el Rhizobium radicîcola, existe un aporte de nitrógeno autotrófico
que parece reducir la influencia de los elevados nivelés de la capa freàtica.
115
La Figura 6 muestra la influencia de la profundidad de la capa freâtica en la
cantidad de nitrógeno aportado por el suelo a los céréales (VAN HOORN, 1958).
producciôn en grano
kg/ha
5000
3000
1000 /<* fi--' sA >T'
•i / i i.' i i i ; M I i i i 60 180 120
Kg/ha N suministrado del suelo
60 120 180 kg/ha
N de abonado
curva de rendimiento« observada para el N de abonado Fig. 6. Llfluencia de la pVOfundidod .-1?9—curva de rendimientos exttapoiada con ia profundidad de la aapa freâtica en el nitrógeno
de ia capa freâtica suministrado por el suelo.
Cuando el nivel freâtico esta a 150 cm, el nitrógeno aportado por el suelo es
del orden de 150 kg de N por hectârea. Cuando el nivel freâtico esta a 40 cm,
el suministro de N por hectârea es de menos de 60 kg. Por eso, cuando el nivel
freâtico esta a 40 cm, tienen que aplicarse 100 kg de N en forma de abono, para
obtener un rendimiento de cosecha comparable con el mâximo obtenido cuando el
nivel freâtico esta a 150 cm.
HARRIS y otros (1962) seîialan que el rendimiento de cosechas cultivadas en un
suelo de turba eutrófica con el nivel freâtico a 40 cm fue de solamente el
63% del obtenido con el nivel freâtico a 100 cm. Con una aplicaciôn de fertili-
zante nitrogenado, el rendimiento podrîa incrementarse en un 36% como promedio,
con lo que resultaba igual al obtenido con una capa de agua a 100 cm.Esto indica
que una capa freâtica superficial dificulta el aporte de nitrógeno. SHALHEVET y
ZWERMAN (1962) describen también un experimento que relaciona el drenaje y el
aporte de nitrógeno (Tabla 2).
TABLA 2. Rendimientos de maîz (kg/ha) en relaciön con las condiciones de drenaje y abono nitrogenado (SHALHEVET y ZWERMAN, 1962)
Abono
N0,
NH, 4
ninguno
Condiciones de drenaje
buenas
2.800
3.320
2.843
intermedias
2.036
1.895
931
malas
1.190
591
249
116
Con buenas condiciones de drenaje solamente fueron efectivos los abonos que
contenïan nitrögeno en forma amoniacal;ésto puede ser debido al hecho de que el
amonio,en contraste con los nitratos.es adsorbido primero por el suelo y enfon
ces liberado solo gradualmente. Con drenaje deficiënte los rendimientos, en con-
junto, son mas bajos; los abonos nîtricos, sin embargo, producen un efecto no
table (no conseguido por el amonio, en contraste oen sus excelentes resultados
con buenas condiciones de drenaje). Con condiciones de drenaje médias, los efec-
tos de los abonos nîtricos son aproximadamente iguales a los de los abonos amonia-
cales. También son de interés, con respecto a las relaciones entre rendimientos,
aporte de nitrógeno, procedencia del nitrógeno y profundidad de la capa freâtica,
los experimentos descritos por HOOGERKAMP y WOLDRINGH (1965) con remolacha azu-
carera en suelos arcillosos, aluviales, pesados (Tabla 3).
TABLA 3. Rendimientos de remolacha azucarera en relación con la
profundidad de la capa freâtica y abonos nitrogenados
(HOOGERKAMP y WOLDRINGH, 1965)
Ab o no 140 kg/N/ha
40
Profundidad de la capa freâtica en cm
65 95 140
N07+NH, NH, N0"+NH. NH. N0,+NH. NH, N0~+NH, NH. 3 4 4 3 4 4 3 4 4 3 4 4
producciön de las raices kg/100 m
producciön de las hojas kg/100 m
rendimiento de azücar kg/100 m
azücar %
329 167 354 220
260 188 269 167
353 262 358 331
247 197 251 244
57,5 28,2 63,6 39,1 65,8 47,9 66,0 39,0
17,47 16,88 17,96 17,84 18,63 18,33 18,46 17,89
117
La Tabla 4 muestra los rendimientos relativos de azucar obtenidos con dos tipos
de abonos a diferentes profundidades de la capa freâtica.
TABLA 4. Rendimientos relativos de azucar cou diferentes capas freâticas
(HOOGERKAMP y WOLDRINGH, 1965)
Profundidad de la capa freâtica 40 65 95 140
Rendimiento relativo con N0..+NH, 89,6 93,4 99,1 100
Rendimiento relativo con NH, 53,1 61,1 73,1 90,7
Para ambos tipos de abono, los mejores resultados se obtienen con la mayor pro-
fundidad de la capa freâtica. Generalmente el efecto del abono nîtrico es el
mejor. Con este tipo de abonos el rendimiento obtenido cuando la profundidad de
la capa freâtica era de 40 cm fue prâcticamente el mismo que el obtenido con
abonos amoniacales cuando la capa freâtica estaba a una profundidad de 140 cm.
WILLIAMSON y WILLEY (1969) encontraron con festuca que el efecto beneficioso
de los abonos nîtricos duraron solo unas pocas sémanas. Cuando la capa freâtica
es alta, la desnitrificaciôn y el lavado de los nitratos se produce râpidamente.
Los mejores resultados obtenidos con abonos nîtricos a nivelés superficiales de
la capa freâtica, pueden ser atribuîdos a los efectos favorables de los nitratos
en la aireaciôn. Parece que por cada cm de la capa freâtica que se baja, résulta
disponible aproximadamente 1 kg N/ha para la producciôn de las plantas. El hecho
que se observa a veces de que bajo ciertos sistemas de cultivo, hay pérdidas de
nutrientes (N, etc.) en los drenes de salida, parece contradecir la teorîa de
aumento de nutrientes, por ejemplo de N, bajando la capa freâtica por el drenaje.
Esto es comprensible, sin embargo, puesto que con buenas condiciones de airea
ciôn, en suelos bien drenados en los que se favorece la nitrificaciôn, los
nitratos, fâcilmente solubles, son eliminados a través del agua que percola y es
evacuada por los drenes. Cuanto mayor sea el caudal de drenaje tanto mayores
serân las pérdidas.
BOLTON y otros (1970) encontraron que las mayores pérdidas de nutrientes en cul-
tivos de maîz con abonado continuo, por ejemplo, en comparaciôn con las pérdidas
en pastos de poa, se asociaron con unos caudales totales anuales de descarga de
la red de drenaje de 155,7 mm y 64,5 mm respectivamente. El aumento anual en N
118
debe ser visto, por consiguiente, como la diferencia entre el nitrógeno que ré
sulta disponible con buenas condiciones de drenaje y el eliminado a través de
la red de drenes.
4.6 Drenaje y salinidad
La salinidad del suelo consiste en la presencia de elevadas concentraciones de
sales solubles en la humedad del suelo de la zona radicular. Estas concentracio
nes de sales solubles, debido a las altas presiones osmóticas que originan, afec-
tan el crecimiento de las plantas limitando la absorciôn de agua por las raîces.
Todas las plantas estân sometidas a esta influencia, pero la sensibilidad a las
presiones osmóticas altas varia grandemente entre las diferentes especies. La
salinidad puede afectar también el crecimiento de las plantas porque la elevada
concentración de sales dificulta una absorciôn equilibrada de los nutrientes
esenciales para las mismas.
Las halofitas, que son plantas adaptadas a las condiciones de salinidad, pueden
ser utilizadas como indicadoras del nivel de salinidad del suelo. Plantas repre-
sentativas de este grupo son: Atriplex hastata, Atriplex vesicaria, Salicornia
spp., Salsola spp., Chenopodium album y Portulaca oleracea.
Concentraciones de sodio elevadas (alcalinidad) afectan también a las condiciones
fîsicas del suelo por la dispersion de las partîculas de arcilla (Capitulo 3).
El resultado de ello es la deterioración de la estructura del suelo. Esto reduce
la capacidad de infiltraciôn y percolación del suelo de forma tal que se impide
el movimiento del agua de entrada y a través del suelo, asî como la difusión e
intercambio de gases. La pérdida de la estructura del suelo da lugar también
a la formaciôn de costra y a la compactaciôn del mismo, con lo que se obstruye
la emergencia de las plântulas recién nacidas y el desarrollo de las raîces.
Los principales efectos de la salinidad en el crecimiento de las plantas y en
el desarrollo de los cultivos son:
- germinaciôn lenta e insuficiente de las semillas, dando lugar a un
estado desigual de las cosechas
- desecación fisiológica, marchitez y desecaciôn de las plantas
- crecimiento raquîtico, hojas pequenas, ramas y tallos cortos
119
- color verde-azulado de las hojas
- floración retardada, menos flores, esterilidad y semillas mâs pequenas
- crecimiento de malas hierbas tolerantes a la salinidad o halófitas
- como resultado de todos esos factores desfavorables, bajos rendlmientos
de semillas y de otras partes de las plantas.
El término "tolerante a la salinidad" indica el grado de salinidad que una
planta puede soportar sin ser apreciablemente afectada en su crecimiento o desa-
rrollo. La tolerancia a la salinidad de las plantas puede ser relacionada con la
conductividad electrica (EC en mmhos/cm) del extracto a saturacion del suelo de e
la zona radicular de las plantas. En algunos experimentos de campo con algunas
de las principales cultivos, BERNSTEIN (1964) determinó los nivelés de salinidad
que causaban reducciôn del 10%, 23% y 50%.Comprobó que la mayorîa de los cultivos
(taies como trigo, avena, arroz y centeno) tienen una tolerancia a la salinidad
representada por una EC variando de 4 a 8 mmhos. Algunos cultivos extensivos
(cebada, remolacha azucarera, algoddn), hortalizas (remolacha de mesa, bretones,
espinacas, espârragos) y frutales (palmera datilera, morera, olivo, granado,
azufaifa) tienen una tolerancia mayor a la salinidad, expresada por una EC que
oscila de 8 a 16 mmhos. Algunos gramîneas taies como Sporobolus, Puccinella,
Cynodon dactilon (pasto de Bermudas), Chloris gayana (pasto de Rodas) y Agropyron
elongatum (agropiro) tienen también una alta tolerancia a la salinidad (EC de
8 - 1 6 mmhos). Las judïas son muy sensibles a la salinidad teniendo una tolerancia de EC de 2- 4 mmhos.
e
Para comparación, el arroz mostró una reducciôn en los rendimientos del 10%, 25%
y 50% con conductividades eléctricas de 5, 6 y 8 mmhos/cm respectivamente, mientras
que para la cebada se obtuvieron las mismas reducciones para valores mâs elevados
de la EC , 12, 16 y 18 mmhos/cm respectivamente.
Si la tierra es susceptible de salinizarse o alcalinizarse, el drenaje adecuado
élimina o reduce estos peligros (Cap.4), asegurando de esta manera una cosecha
mejor. Si la tierra ya es salina o alcalina, puede recuperarse con una buena
combinación de riego y drenaje. Si la tierra es alcalina pueden aplicarse enmien-
das quîmicas.yeso por ejemplo.A menudo la introducciôn de un cultivo "colonizador"
puede acelerar el proceso de recuperación. Por ejemplo, el arroz cultivado en
zonas bajas se utiliza a menudo durante la recuperación de suelos en climas sub
tropicales y tropicales. La inundacion de los campos promueve un lavado continuo
120
de las sales del suelo y también una diluciôn de la solución salina del agua
del suelo. Sin embargo, el hecho de que las plantitas de arroz puedan crecer en
semilleros, en condiciones menos salinas, es lo'que hace posible el cultivo
del arroz en la fase inicial de recuperación de un suelo. Algunas pratenses
(pasto de Bermudas o agropiro) y la cebada pueden ser elegidas como cultivos
colonizadores en climas menos favorables para la producciôn de arroz.
4.7 Drenaje y enfermedades o piagas
El drenaje, por medio de su influencia en las condiciones del suelo y en el
crecimiento de las plantas, puede influir favorable o desfavorablemente en la
incidencia de las enfermedades y plagas. Unos pocos ejemplos servirân para acla-
rar esta afirmaciôn. Una capa freâtica alta puede tener un efecto favorable en
la producciôn de patata, pero esta ventaja puede ser claramente anulada por
la podredumbre (Phytophtora infestans). La podredumbre se présenta mis frecuenta-
mente cuando la capa freâtica esta alta, puesto que para la dispersion y germina-
cion de las esporas se requieren elevados nivelés de agua (GRABLE, 1966). Asî
mismo, como el desarrollo de la corteza del tubérculo se reduce con bajas concen-
traciones de oxîgeno, las capas freâticas altas favorecen la infecciôn de los
tubérculos por el Bacillus atrosepticus. Por otra parte el Actinomyces scabies
o rona de la patata puede ser controlado con una reducción en el suministro de
oxîgeno. Un aporte abundante de nitrógeno favorece la multiplicación del pulgôn
verde del melocotonero (Myzus persicae), el vector de los virus de la patata.
Como el suministro de nitrógeno es mayor cuando el nivel freätico es profundo
(Apartado 5), el drenaje puede ejercer asî un efecto indirecto en la presencia
de enfermedades viróticas. Infecciones de mildiu del trigo de invierno estân
positivamente relacionadas con capas freâticas altas y pueden suprimirse mejorando
el drenaje. Sin embargo, la mejora en el suministro de nitrógeno resultante de
un nivel freâtico mâs profundo puede favorecer la incidencia de royas en forma
parecida a los virus de las patatas. Este es también el caso del tabaco. Con un
aporte mayor de nitrógeno, las hojas mâs blandas y gruesas son susceptibles de
enfermedades taies como Phytophtora infestans, Peronospora tabacina y enfermeda
des viróticas. Un suministro elevado de nitrógeno tiene también un efecto desfa
vorable en la calidad de las hojas de tabaco. En el algodón, las condiciones
hûmedas dan lugar a un desarrollo vegetativo excesivo.a una maduración retardada,
a una apertura de las capsulas y a un ataque del gorgojo; también aumenta la
121
podredumbre de las capsulas. Sin embargo, si estas condiciones de humedad se
reducen.la mayor disponibilidad de nitrógeno darâ lugar a la incidencia de la
marchitez vascular (Fusarium oxysporum, var vasinfectum). En los manzanos, la
podredumbre anular o cancer del tronco y en el Hevea las enfermedades de la raîz
blanca (Fomes lignosus), tienen lugar con malas condiciones de drenaje. En las
plataneras, un buen drenaje es absolutamente necesario para la producción de
fruto de alta calidad, mientras que la saturacidn de agua o la inundación pueden
aumentar la presencia de la enfermedad de Panama (Fusarium oxysporum, f.cubense).
Por otra parte se ha comprobado que se necesita un barbecho inundado durante
un atio o mas para "recuperar" suelos infectados por los hongos.
El cultivo de arroz de inundación en suelos orgânicos mata ciertos hongos y ne-
matodos que son daninos para las hortalizas. En taies casos las condiciones de
humedad son favorables.
4.8 Nivel freâtico y producción agricola
Manteniendo la capa freâtica a una profundidad mas o menos fija, puede obtenerse
información del efecto que el drenaje a tal profundidad tiene en la producción
agrïcola. En la practica, sin embargo, el nivel freâtico no es generalmente cons
tante, sino que fluctua, incluso en parcelas con un sistema de drenaje adecuado.
Puede haber bastantes dlas en que la capa freâtica este mâs alta que la eleva-
ción media. Estos nivelés excesivamente altos del agua del suelo, incluso de
corta duración, pueden ejercer una influencia en la producción, dependiendo de
la fase de desarrollo de la planta en el momento en que se producen. Los cultivos
anuales son especialmente sensibles durante la germinación y en la fase repro-
ductora. En la fase latente, muchas plantas (por ejemplo, ârboles frutales cadu-
cifolios o pratenses) no resultan normalmente afectadas por exceso de agua o
escasez de aire.
En experiencias de campo sobre espaciamiento y profundidad de drenes, realizadas
en el polder Nordeste (Holanda), se registró la variación de los nivelés de
agua durante un perîodo de 10 aîios. SIEBEN (1965) encontró una relación entre
la reducción de los rendimientos de trigo y la frecuencia de capas freâticas
altas. Introdujo el valor SEW (suma de los valores en exceso durante el invierno),
que se obtiene sumando todos los valores diarios (en cm) de los nivelés freâti-
cos (punto medio entre dos drenes) que excedieron un nivel de referenda en
122
invierno (1 de Noviembre a 1 de Marzo). Por ejemplo, si el nivel de referenda
es de 30 cm por debajo de la superficie del terreno y la capa freâtica en tres
dïas consecutivos dio los nivelés 25, 10 y 5 cm 'por debajo de la superficie del
terreno, la contribución al valor SEW es (30 - 25) + (30 - 10) - (30 - 5) «
5 + 2 0 + 2 5 - 5 0 cm. Sieben encontrô que el valor SEW - como parâmetro del regi
men freâtico en la parte superior del suelo - mostrô, por encima de un cierto
mînimo, relaciones negativas con los rendimientos de las cosechas. Dentro de
estos limties fué relativamente poco importante el nivel de referencia elegido.
Asî, por encima de un cierto valor SEW mînimo, se redujeron los rendimientos.
Por eso, la conclusion es que incluso durante una fase mas bien inactiva de
crecimiento, como sucede con el trigo en invierno, el exceso de agua puede
ejercer una influencia negativa en la producciôn de las plantas.
BERTRAM (1931), en un experimento con cebada encontrô que una elevación, una sola
vez, en la capa freâtica desde 80 cm hasta 10 cm, por debajo de la superficie
del terreno, durante la fase reproductiva, redujo los rendimientos al 20%.
Por otra parte, aplicando valores SES (suma de valores en exceso en primavera) por
debajo de un cierto mâximo, encontrô correlaciones positivas con los rendimientos
de los cultivos; es decir, suelos con capas freâticas altas, dentro de ciertos
limites, son favorables para la producciôn de las cosechas. La explicaciôn es
que durante los perîodos secos, los cultivos que crecen en suelos con capas
freâticas profundas sufren mâs de la sequîa que los cultivos en suelos con capas
freâticas menos profundas, especialmente cuando las plantas estân en la fase
activa. En general puede decirse que la importancia de los efectos de las fluctua-
ciones de la capa freâtica dependen de si la planta esta en una fase activa (por
ejemplo la fase reproductiva) o en una fase menos activa o latente (durante
el invierno). En una fase activa son importantes tanto un ôptimo de aireaciôn
como de contenido de humedad.
En los apartados siguientes se estudiarân los efectos de la profundidad del
nivel freâtico en la producciôn de diferentes cultivos, taies como pastos, culti
vos anuales y frutales.
4.8.1 Praderas
Son interesantes en relación con estos cultivos los resultados de los experimen
t s realizados en suelos aluviales arcillosos en Holanda (HOOGERKAMP y WOLDRING,
•965,1967). Su finalidad fué estudiar la influencia de la profundidad de la capa
123
freâtica en los rendimientos de viajas praderas.Se encontre que nivelés freâti-
cos a 25,40,65,95 y 140 cm por debajo de la superficie del suelo afectan a la
producción de forraje de diversas formas. En periodos en que la precipitaciôn
excède la evapotranspiración,los rendimientos mas altos se encontraron en los
lotes mas intensamente drenados; en periodos secos sucedió lo contrario.Esto co
incide con los resultados obtenidos en otras partes (VAN 't WOUDT, 1957). En Ho-
landa los rendimientos medios mas altos en pastizales se han encontrado cuando
la profundidad de la capa freâtica oscila entre 60 y 80 cm en suelos de textura
fina y entre 40 y 60 cm en suelos arenosos.
Muchas especies de pratenses, con un sistema radicular normalmente superficial,
necesitan o toleran una capa freâtica mâs alta que la mayorîa de los cultivos.
Otras especies de pratenses, sin embargo, tienen un sistema radicular mucho mâs
profundo y se desarrollan mejor en suelos secos con capas freâticas mâs profundas.
En los experimentos descritos por HOOGERKAMP y WOLDRING (1965, 1967), se estimuló
a la especie Alopecurus pratensis bajando la capa freâtica, mientras que la
especie Agrostis stolonifera lo fué elevando la capa freâtica. En un experimento
en suelos arenosos, el porcentaje de las pratenses Festuca pratensis y Phleum
pratensis fué mucho mayor con nivelés freâticos a 30 cm y 50 cm que a nivelés mâs
profundos.
Para el Lolium perenne sucedió lo contrario. El trébol Trifolium repens fué mis
abundante con nivelés freâticos intermedios de 70 cm y 90 cm; otras especies
de trébol aparecieron espontâneamente cuando la capa freâtica estaba mâs profunda.
Capas freâticas muy superficiales favorecen la presencia de plantas no deseables
taies como juncos, carex, hierbas no comestibles,que tienden a hacerse dominantes
en estas condiciones de humedad (HUDSON y otros, 1962).
En general se ha encontrado que con un drenaje adecuado la producción de forrajes
comienza antes en la primavera y dura mas tiempo en el otono. El contenido de
proteînas del forraje y heno es, a menudo, mayor con capas freâticas profundas.
Esto puede ser debido en parte a la influencia graudalmente mayor de los tréboles
y en parte a un suministro mayor del nitrógeno por el suelo cuando aumenta la
profundidad del nivel freätico.
Las lombrices son importantes para la estructura del suelo y un buen drenaje fa-
vorece su presencia. EDMUND (1963), encontró 15 lombrices por pie cuadrado en un
pastizal no drenado contra 60 en suelo bien drenado con mejor estructura.
124 1
Cuando se pastan praderas con capa freâtica superficial, la estructura de la
superficie del suelo se détériora (HUDSON y otros, 1962). Las plantas son piso-
teadas y a menudo destruîdas debido a danos en las raîces, desplazamiento de
las plantas, o enterrado en el barro. El resultado es que otras pratenses menos
apetitosas y menos valiosas, pero mâs resistentes, resultarân dominantes. El ga-
nado también sufrirâ de las condiciones de humedad resultantes de capas freâti-
cas superficiales. HUDSON y otros (1962) mencionan la presencia de glosopeda,
enfriamientos y parâsitos internos en el ganado vacuno y pérdidas en los corderos
por enfriamiento cuando los pastos estân hûmedos.
Pratenses y trëboles pueden soportar bastante bien largos perfodos de inundaciôn
durante el perîodo de vida latente o en las primeras fases de crecimiento
(MCKENZIE, 1951, RHOADES, l967). Algunas especies pratenses resultaron ser capa-
ces de soportar mâs de 20 dias de inundaciôn. Los tréboles son,con pocas excepcio-
nes.menos tolerantes a la inundaciôn (McKENZIE, 1951, HOVELAND y WEBSTER, 1965).
4.8.2 Cultivos herbâceos1
Importantes cultivos taies como céréales (maîz, trigo, arroz, cebada, centeno,
avena, sorgo), raîces y tubérculos (mandioca, remolacha azucarera, batatas),
bulbos (cebollas, tulipanes), textiles (algodôn, lino, yuta, kenaf), leguminosas
para grano (guisantes y judîas) y cana de azûcar tiene frecuentemente necesida-
des diferentes de drenaje. Una caracterîstica comun de estos cultivos, salvo para
el arroz en regadîo, es que para un desarrollo radicular ôptimo, necesitan un
suelo friable bien drenado en el que tanto agua y nutrientes como intercambio
de aire sean adecuados. La profundidad optima de la capa freâtica, sin embargo,
dépende de la profundidad del sistema radicular, de las caracterîsticas del
suelo y del clima y, por consiguiente, serân diferentes segûn las especies cul-
tivadas y la fase de desarrollo de la planta. Cuando dos o mâs cultivos crecen
en rotaciôn en el mismo campo, la profundidad y espaciamiento del sistema de
drenaje debe estar de acuerdo con las diferentes necesidades de los cultivos.
La inundaciôn o saturaciôn de los cultivos sera normalmente perjudicial, aunque
algunas variedades de caîia de azûcar y leguminosas pueden soportar taies condi
ciones. En Florida la cana de azûcar se cultiva en suelos orgânicos donde la
capa freâtica se conserva intencionadamente alta para mantener la oxidaciôn, sub-
1 "Arable crops", tradueïble también por "cultivos agriaolas", no se incluyen ni los drboles frutales ni las praderas.
125
sidencia y erosion eólica en un mînimo. HUMBERT (1968) menciona que la caria de
azûcar puede sobrevivir largos perîodos de inundaciôn si la parte superior de
las plantas esta fuera del agua y el agua en circulaciön. Sin embargo se pre-
sentan danos a la cana de azûcar por anegamiento cuando la temperatura del aire
es muy alta. Este tipo de dano es frecuentemente denominado escaldado.
Las leguminosas - tréboles, leguminosas para grano - dan buenos rendimientos con
profundidades intermedias de la capa freâtica, de unos 50 cm. La alfalfa puede
adaptarse a capas freäticas superficiales, no fluctuantes, pero por otra parte,
si fue sometida a condiciones de sequedad al principio, puede penetrar hasta
profundidades de mas de 2 m y comportarse como una freatofita. Plantas taies
como las pratenses y tréboles cultivadas por sus partes vegetativas (hojas y
tallos) y hortalizas como los bretones.lechuga y patatas,dan buenas producciones
con capas freäticas superficiales de 30 - 50 cm (VAN 't WOUDT y HAGAN, 1957).
Un experimento a largo plazo sobre el nivel freâtico con bastantes cultivos fue
realizado por VAN HOORN (1958) en Nieuw Beerta (Holanda) en un suelo arcilloso
(48% < 2 y, 20% de 2 - 16y). Los nivelés freâticos fueron mantenidos durante el
verano a 40, 60, 90, 120 y 150 cm por debajo de la superficie del terreno. Los
resultados se muestran en la Tabla 5.
TABLA 5. Rendimientos de los distincos cultivos con nivelés freâticos de 40-150 cm. El mixirno rendimiento se toma como I00Z (VAN HOORN, 1958).
Rendimiento relativo No.de de grano. rafces o
Cultivo anos tubérculos a profundidades de la capa freâtica de
(cm)
Rendi- Rendimiento relativo de Rendimiento paja a profundidades de miento al 1003: la capa freâtica de al 1001
(kg/ha) (cm)
40 60 90 120 150 40 60 90 120 150
(kg/ha)
Trigo 6
Cebada 5
Avena 3
58 77 89 95 100 4.600
58 80 89 95 100 4.100
49 74 85 99 100 S.000
59 75 84 92 100 8.600
57 76 84 93 100 5.150
60 82 89 98 100 5.850
Guisantes
Judfas
50 90 100 100 100
79 84 90 94 100
2.750
3 .100
67 94 100 100 100 3.550
86 95 100 100 100 4.500
Alcaravea
Colza (semilla)
Remolâcha azucarera (semilla)
Remolacha azucarera
Fatatas
3
2
1
2
1
80
79
75
71
90
96
95
82
84
100
98
95
90
92
95
100
98
96
97
92
100
100
100
100
96
1.700
2.500
4.250
40.500
26.000
93 98 97 100 100 5 .100
70 84 92 97 100 6 .400
78 94 95 100 100 6 .500
126
Los porcentajes de la Tabla 5 indican que con la excepciôn de las patatas los
mejores rendimientos de todos los cultivos se obtienen con la capa freâtica mas
profunda. El rendimiento de los guisantes con profundidades de la capa freâtica
de 90 y 120 cm y el rendimiento de alcaravea con una profundidad de la capa fre
âtica de 120 cm fueron los mismos que los obtenidos con una profundidad de la
capa freâtica de 150 cm por debajo de la superficie del terreno. Los rendimientos
de los otros cultivos, fueron un poco mâs bajos a una profundidad de la capa
freâtica de 90 cm y 120 cm. Las patatas dieron sus rendimientos mâs elevados en
parcelas con capa freâtica a 60 cm de profundidad. Sin embargo, la variaciôn de
los rendimientos de las patatas, en toda la gama de profundidades de la capa
freâtica fue de solo el 10% o menor. Durante todo su desarrollo las patatas nece-
sitan un suministro continuo y abundante de agua en la zona radicular. Para la
profundidad media del sistema radicular de las patatas, una profundidad media
de la capa freâtica garantiza este suministro regular a la zona capilar. FERRARI
(1952), obtuvo los rendimientos mâs altos en un gran numero de campos agrïcolas,
en suelos aluviales, con profundidades médias de la capa freâtica de 50 - 75 cm.
HARRIS y otros (1962) describieron las relaciones entre rendimientos y profundidad
de la capa freâtica obtenidos en experimentos en un suelo de turba eutrófica. En
la Tabla 6 se muestran algunos de estos resultados.
TABLA 6. Rendimientos relativos de los cultivos a diferentes profundidades de la capa freâtica (CHARRIS y otros, 1962)
Cuit ivo
Patatas
Maîz
Menta
Cebollas
Maîz dulce
Zanahorias
Media
No.de anos
12
9
13
11
4
4
Rendimiento relativo (en de
16"
40
46
71
48
63
61
59
63
2) a pi la capa
24"
60
94
100
91
109
100
93
98
rofundidades freâtica de
32"
80
97
103
100
113
92
96
100
40"
100 (cm)
100
100
100
100
100
100
100
Rendimiento al 100Z
327
126
32
3.335
5,1
2,7
por acre
bushels
bushels
libras de aceite
libras
toneladas
toneladas
127
En estos experimentos los rendimientos de patatas y zanahorias fueron mâximos
con la capa freâtica mâs profunda,a 100 cm por debajo de la superficie del te-
rreno. Los mejores rendimientos de maîz y de cebolla se lograron cuando la ca
pa freâtica estaba a 80 cm. Con la capa freâtica a 60 cm el rendimiento de las
cebollas fue mayor que con la capa freâtica a 100 cm.Los rendimientos de maîz y
maîz dulce fueron idénticos con una profundidad de la capa freâtica de 60 cm y
100 cm. En Carolina del Norte (USA) DISETER y VAN SCHILFGAARDE (1958) encontraron
que los rendimientos de maîz no variaron esencialmente cuando la profundidad de
los drenes fué de 2, 3, ó 4 pies con espaciamientos de 160 pies (50 m). Estos
rendimientos, sin embargo, fueron de unos 34 bushels/acre (2.000 kg/ha) mâs altos
que los de tierras mal drenadas con espaciamientos de drenes de 310 pies (100 m).
En una experiencia de tres anos con maîz, SCHWAB y otros (1966) obtuvieron un
rendimiento de 2.500 kg/ha en campos sin drenaje y mâs de 4.000 kg/ha en campos
con un sistema de drenaje consistente en un sistema de drenaje superficial o en
un sistema de drenaje por tubos (profundidad 3 pies y espaciamiento 40 pies). Los
efectos del abono nitrogenado aplicado fueron mucho mayores con drenaje.Con 112 kg
de N por hectârea en lotes no drenados, el rendimiento aumentó 500 kg/ha y al-
canzó un nivel de 3.000 kg/ha.Con la misma cantidad de abono en lotes drenados,el
rendimiento aumentó 2.000 kg/ha y alcanzó un nivel de 6.000 kg/ha. En este campo
particular el efecto del abono nitrogenado no elimino la influencia negativa de
las malas condiciones de drenaje, como en los casos mencionados en el Apartado 5.
4.8.3 Frutales
Los sistemas radiculares.relativamente inflexibles de los ârboles.con raîces acti
vas ûnicamente a profundidades relativamente grandes,parecen ser fâcilmente afec-
tados por capas freâticas altas. Los nogales, por ejemplo, prefieren una capa
freâtica de 8 - 10 pies de profundidad (VAN 't WOUDT y HAGAN, 1957). Sin embargo,
la susceptibilidad de los ârboles a un drenaje déficiente dépende de su edad y
de la estaciôn. En verano, por ejemplo, las raîces del manzano sufren mayores
daîios con drenaje déficiente que en invierno cuando los manzanos estân des-
provistos de hojas e inactivos. PENMAN (1935) observé que los cîtricos permanecen
sanos durante los 8 ó 10 primeros anos de su vida con una capa freâtica en los
cuatro primeros pies del suelo. Después de esa edad necesitan una capa freâtica
mâs profunda. Esto se muestra en las Figuras 7 y 8 para variedades de cîtricos
(MINESSY y otros, 1971).
128 ">
gramos/3 pies cùbicos 7
gramos/3 pies cübicos
5 0
^profundidad de la capa freatica 171cm
1 0 0 1 5 0 2 0 0 distancia en cm
profundidad de la capa freatica
171 c m
30 60 90 profundidad del suelo en cm
Fig. 7. Cantidad de ratoes en funoiôn de la profundidad de la capa fredtiaa y distanoia entre ârboles (A) y profundidad (B) para la naranja Washington navel.
La extension y profundidad de las raïces aumenta con capas freâticas mâs profun-
das. Se obtuvieron frutos solamente de ârboles que crecïan en suelos con una
capa freatica de mâs de I m de profundidad. Los rendimientos mâximos (41 kg
por ârbol) se obtuvieron en los suelos con la capa freatica mâs baja.Lo mismo se
encontró para los ciruelos (VISSER, 1947). En huertos, palmeraies y plantaciones
de caucho, los cultivos de cobertera pueden servir para bajar la capa freatica
durante perîodos de exceso de agua.
Los cocoteros, palmera datilera y palmera de aceite tienen un sistema radicular
grueso y superficial, desprovisto de pelos radiculares. Cuando se desarrollan
en condiciones de anaerobiosis forman cavidades de aire en las raîces que pueden
facilitar su supervivencia en dichas condiciones anaerobias temporales.
Los cocoteros florecen a menudo en lugares donde hay agua freatica dentro de la
zona radicular, "tocando" las raîces el agua. Los cocoteros crecen en regiones
costeras donde la influencia de las mareas origina un anegamiento temporal.
Sin embargo, si el suelo permanece permanentemente anegado, las hojas se vuelven
amarillas y enfermizas. En Malaya, la palma de aceite da un rendimiento de mâs
de 1,5 toneladas de aceite por acre en los suelos arcillosos (70% < 2 p) alu-
viales, relativamente ricos de las llanuras costeras del oeste (GRAY, 1963).
129
rendimiento relativo
°/o 100
Fig. 8. Efecto de la profundidad de la oapa fveâtiaa en los rendimientos vela-
50 75 100 125 150 175 tivos de navanja Washington navel y profundidad de la capa freatica en cm mandavifia Balody.
El sistema radicular superficial de la palma de aceite esta bien adaptado a las
capas freäticas elevadas que predominan en estas areas. Esto es tambien vâlido
para frutales tropicales taies como Zalacca edulis (también una palmera) y Gar-
cinia mangostana (mangostän) que pueden soportar un exceso de agua en el suelo
sin una disminución en los rendimientos (TERRA, 1948). Plantados en suelos con
alto contenido de materia orgänica, algunos cultivos taies como la palma de
aceite, coco y hasta cierto punto caucho y ârboles frutales pueden sufrir danos
severos cuando se drenan dichos suelos y se producen asentamientos.La contracción
del suelo puede hacer aparecer las raîces a mas de 2 5 3 pies por encima de la
superficie del suelo. Los ârboles pueden caerse y sus tallos pueden crecer en
todas las direcciones.
130 ">
4.9 Bibliografia
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133
MATERIAS PRÄLIMINARES
5. FISICA DE LA HUMEDAD DEL SUELO
P. H. GROENEVELT Fisico de Suelos CSIRO, Canberra, Australia
J. W. KIJNE
Fisico de suelos Department of Irrigation and Civil Engineering University of Agriculture, Wageningen
Conferenciantes en el Curso de Brenaje Agricola
G. H. Bolt (1962-1965) University of Agriculture
P. H. Groenevelt (1966-1969) University of Agriculture
J.W. Kijne (1970-1971) University of Agriculture
5. Fisica de la humedad del suelo 5.1 Fresencia del agua en el suelo 137
5.2 Retención del agua por el suelo 138
5.2.1 Capacidad de campo y punto de marchitez 138 5.2.2 Mecanismos de retención del agua
por el suelo 139 5.2.3 Curvas de retención 141
5.3 Fuerzas y potenciales 143
5.3.1 El concepto de potencial 143 5.3.2 Potenciales parciales y potencial total
del agua del suelo 146
5.4 Transporte del agua en el suelo ' 153
5.4.1 Ecuaciones de transporte basadas en el concepto del potencial 153
5.4.2 Infiltración 157 5.4.3 Ascenso capilar 162
5.5 Bibliografia 165
OBJETIVOS DE ESTE CAPITULO
Se discuten en este capitulo las fuerzas que aetûan sobre el agua en un suelo no
saturado. La retención y el movimiento del agua del suelo se deserïben por medio
de ecuaciones basadas en el concepto del potencial.
.36 ^
5.1 Presencia del agua en el suelo
El agua puede estar presente en el suelo en estado sólido (hielo), lïquido o
como vapor; en este capîtulo se tratarä principalmente de la fase liquida. El
agua liquida dentro del suelo sirve como agente de lavado, como disolvente, como
reactivo, como medio para reacciones quimicas y como agente de plasticidad. El
agua del suelo siempre contiene muchas substancias disueltas; aun en suelos con-
siderados no-salinos, la concentración total de electrolitos en el agua del suelo
varia entre 1 y 20 meq/litro, y puede variar considerablemente dentro del perfil
del suelo como resultado de la evaporación y el lavado. No serân consideradas
posteriormente en este capîtulo las propiedades del agua del suelo resultantes
de su composicion quîmica.
El comportamiento fîsico del agua del suelo dépende considerablemente de las
propiedades del mismo; el suelo, que es un medio poroso, présenta una gran super
ficie accesible al agua, pudiendo variar esta superficie sólida desde unos 2 2
1.000 cm /g en arenas gruesas, hasta mis de 1.000.000 cm /g en suelos arcillosos.
Las partîculas del suelo son generalmente hidrófilas, es decir, el agua tiende
a adherirse a las superficies sólidas.En suelos que no estân completamente satura-
dos, el agua del suelo comparte con la fase gaseosa una gran parte de la super
ficie interfacial; estos dos tipos de interaciones interfaciales, es decir, la
superficie de contacto sôlido-lîquido y lîquido-gas, determinan la retenciôn del
agua por el suelo y el movimiento del agua a través del suelo.
La totalidad del espacio de poros de un suelo, puede estar ocupado por aire, por
agua o por ambos, siendo esta situación mencionada en ultimo lugar la mâs de-
seable en los suelos agrîcolas. La porosidad saturada por el aire es por tanto
la fracción de la porosidad total que esta ocupada por el aire.La porosidad satu
rada por agua, o fracción de la porosidad total ocupada por el agua, se llama
con frecuencia proporción de agua en el suelo (contenido de agua del suelo en vo
lumen) .
El contenido de agua del suelo se expresa generalmente como fracción de la hume-
dad del suelo referida a peso en seco.es decir,la relación entre la masa de agua
y la masa de suelo seco. Por tanto, la proporción del agua del suelo multipli-
cada por el cociente entre la densidad del agua y la densidad aparente, es igual
a la fracción de la humedad del suelo referida a peso seco.
137
5.2 Retención del agua por el suelo
5.2.1 Capacidad de campo y punto de marchitez
Por el simple hecho de que el agua continue penetrando en el suelo, no puede
deducirse que el espacio de poros no esta saturado y que sea posible acumular
mäs agua en el suelo; cuando cierta cantidad maxima de agua se ha acumulado, el
resto es drenada. Este hecho conduce al concepto de capacidad de campo. La
cantidad de agua acumulada en el suelo a capacidad de campo es aquella cantidad
de agua que un suelo retiene contra las fuerzas de la gravedad.
Este contenido de agua no es un valor unico que existe normalmente en el suelo,
ya que el suelo es un sistema dinâmico en el que el contenido del agua disminuye
por drenaje, evaporaciön.y absorción por las raîces de las plantas y aumenta con
la lluvia, rocio, riego o por ascenso capilar desde una capa freâtica. Cuando
existe una capa freâtica superficial, y no existe en el suelo un fuerte movi-
miento ascendente de agua como resultado de la evaporaciôn en la superficie del
suelo, se alcanzarä una situaciön de equilibrio entre el movimiento ascendente
resultante del ascenso capilar y el movimiento descendente resultante de la
fuerza de la gravedad. Es tos conceptos conducen a una segunda definición de ca
pacidad de campo como la cantidad de agua que existe cerca de la superficie del
suelo, en equilibrio con una capa freâtica situada a 1 m de profundidad. Esta
cantidad de agua no tiene porque ser necesariamente la misma que la que un suelo
bien drenado retiene contra las fuerzas de la gravedad.
En el ultimo caso, la capacidad de campo se refiere a un intervalo del contenido
de agua en el que comienza a reducirse la velocidad de eliminación del agua
del suelo después de un riego o una lluvia abundante. El movimiento descendente
del agua en el suelo no cesa al alcanzarse la capacidad de campo, sino que
continua a una velocidad reducida durante un largo tiempo.
La capacidad de campo se ha utilizado en la practica para indicar el limite
superior del agua disponible para el crecimiento de las plantas, suponiéndose
que la cantidad que excède a la capacidad de campo drena demasiado râpidamente
para poder ser utilizada. Sin embargo esta idea es en cierta forma errónea, porque
toda agua que no est! fuertemente retenida en el suelo esta disponible para
el crecimiento de las plantas mientras esté en contacto con las raîces.
138 Ï
El punto de marchitez permanente es el lfmite inferior del intervalo de agua
disponible en el suelo, y se define como cantidad de agua del suelo en el que
las hojas de las plantas que en él crecen se marchitan o no son capaces de re-
cuperarse cuando se colocan en una atmósfera casi saturada de agua durante una
noche. Como en el caso de la capacidad de campo, no es un contenido fijo de agua
sino un intervalo de cantidades de agua. Es interesante mencionar, que en el
punto de marchitez permanente el aire en el interior de los poros, que esta
en equilibrio con el agua del suelo, tiene una humedad relativa del 98,8%.
La cantidad de agua de un suelo no es en si una indicación efectiva de su dispo-
nibilidad; la fuerza con que el agua es retenida por el suelo, da una idea de
dicha disponibilidad.
5.2.2 Mecanismos de retención del agua por el suelo
Varios mecanismos actûan en la adsorción del agua por las partîculas del suelo.
Los resultantes de la carga electrostâtica de las partîculas del suelo y de la
presencia de iones opuestos adsorbidos solamente actûan sobre un pequeno inter
valo de humedad, causando la absorción fuerte de una pelîcula muy fina de agua;
tienen pequenas consecuencias sobre las mayores cantidades de agua que se estân
considerando.
Estas mayores cantidades de agua pueden ser retenidas en el suelo por la pre
sencia de superficies de contacto aire-agua, de una forma similar a lo que ocurre
en el papel sécante o en una esponja. La tension superficial que actfla en la
interfacie aire-agua da lugar al mecanismo de retención del agua.
La tension superficial se debe a la atracción mutua de las moléculas de agua
(cohesion); en el interior de una masa de agua la mutua atracción de las molé
culas de agua es la misma en todas direcciones, por lo que la atracción neta es
cero. Sin embargo, en una interfacie aire-agua permanece una fuerza resultante
que atrae las moléculas hacia el interior de la masa de agua, dando lugar esta
fuerza a una tension superficial (o) que tiende a reducir la superficie de
contacto aire-agua.
La energîa requerida para agrandar una interfacie aire-agua en 1 cm, en contra
de la tension superficial, es de 72 erg a 25 °C, es decir a es igual a 72 erg/cm
o 72 dinas/cm. Las moléculas de agua en contacto con superficies de sólidos se
139
adhieren a los mismos; ésto es lo que se llama adherencia. La tension super
ficial también actüa cuando el agua se adhiere a las superficies de los sólidos4
La adherencia de lîquidos a sólidos puede describirse por la cantidad de trabajo
mecânico requerido para separarlos en direcciones perpendiculares. Este trabajo
de adherencia (W) se relaciona con el ängulo de contacto lïquido-sólido (a) por
la ecuación
o(l + cos a) (1)
donde ö es la tension superficial. Las superficies que tienen un ängulo de contac
to con el agua de O grados (vidrio limpio, cuarzo) tienen un trabajo de adhesion 2
de 2 O erg/cm . El agua se adhiere a estas superficies tan fuertemente como
a sî mismo, ya que el trabajo de cohesion es también de 2 O (se crean dos nue-
vas interfacies aire-agua). De esta forma el agua moja las paredes de un tubo
capilar de vidrio (ver Fig.1), y el agua adhiriéndose a las paredes arrastra la
masa del lîquido hasta una altura h. Este fenómeno se llama ascenso capilar.
La fuerza que tiende a elevar el lîquido en un capilar de radio r es 2 Trra cosa
y la fuerza que tiende a que el lîquido descienda, causada por el peso de la
columna de agua que hay sobre la superficie libre del agua, es irr2h p g
donde g es la aceleraciôn de la gravedad y p la densidad del agua. En equilibrio
con ängulo de contacto de cero grados se obtiene:
2a p gh » — w 6 r
(2)
La diferencia entre la presión hidrostâtica en el tubo a nivel con la superficie
del agua libre (P.) y la presión hidrostâtica inmediatamente por debajo de la
superficie de contacto (P.) es igual a P^h. Por tanto
P - P 2 *1
20 r
(3)
140,
Fig.1. Asaenso capilar de una aapa de agua en un tubo.
La presión hidrostâtica por eiicima de la interfacie difiere solamente de la de
la superficie libre del agua en una cantidad muy pequena, p gh, donde p es la a a
densidad del aire, por lo que la Ec.3 describe la disminución de la presión
hidrostâtica a través del menisco curvo aire-agua, tomandose generalmente esta
disminución de presión como una succion. La retenciôn del agua entre las partï-
culas del suelo se puede pensar como un fenömeno capilar, en el que generalmente
se supone que las partîculas del suelo presentan un ângulo de contacto a • 0.
La disminución de la presión hidrostâtica aparentemente aumenta a medida que
el diametro del poro disminuye (Ec.3). En otras palabras, el agua se retiene mas
firmemente en los poros estrechos que en los anchos.
Los parâmetros fïsicos y sus dimensiones se dan en la Tabla 1. Las unidades
se presentan en los sistemas cm-gram-seg (e.g.s.) y en el metro-kilogramo-seg
(m.k.s.). El primero se utiliza mâs frecuentemente.pero la Sociedad Internacional
de Fîsica recomienda el ultimo, que da lugar a valores numéricos mâs prâcticos.
5.2.3 Curvas de retenciôn
Las fuerzas de retenciôn mencionadas hasta ahora, es decir, las fuerzas de
adsorción y las fuerzas de adherencia-cohesión que resultan en las superficies de
contacto cóncavas aire-agua, se toman en conjunto como fuerzas mâtricas, porque
los dos tipos se deben a la presencia de la matriz del suelo. La existencia de
estas fuerzas mâtricas puede ser demostrada por medio de un tensiómetro (Fig.2).
Un tensiómetro es un piezómetro adaptado para medir las presiones negativas que
anteriormente se han definido como succiones. El agua del interior de la capsula
porosa del tensiómetro alcanza un equilibrio con el agua del suelo circundante.
La succion matricial, S , viene dada por la posición del nivel del agua en el
extremo abierto del manómetro. Por conveniencia, puede conectarse al extremo
abierto del tensiómetro, un manómetro de mercurio o un manómetro Bourdon.
La succion mâtrica es función del contenido de agua en el suelo, como puede
verse claramente en la Ec.3 aplicada a la retenciôn del agua del suelo, ya que
esta relación implica que cuanto mayor sea la disminución de la presion hidros
tâtica, menor sera el radio de los poros llenos de agua. En otras palabras,
cuanto mayor sea la succion aplicada, menor sera el contenido de agua resultante.
Por tanto, las dos formas con las que puede determinarse la interdependencia
entre el contenido de agua y la succion son:
141
TABLA 1. Unidades fîsicas
Sîmbolo
L
M
c A
V
V
P
V
a
F
Fk
W
E
•
*
Parâmetros fîsicos
longitud
masa
tiempo
superficie
volumen
volumen especîfico
densidad
velocidad
aceleraciôn
fuerza
fuerza especîfica
trabajo
energîa
energîa especîfica
presión
Dimensiones
L
M
T
L2
L3
LV'
ML"3
LT"'
u"2
-2 MLT c
LT"2
2 -2 M L T
2 -2 M L T
LV2
ML'1!"2
Unidades e.g.s.
centîmetro
graœo (g)
segundo 2
cm 3
cm 3. cm /g
, 3 g/cm
cm/seg , 2
cm/seg
dina^g.cm/
cm/seg
ergio*dina
ergio
ergio/g
A- 1 2 dina/cm
(cm)
2 »eg
cm
Unidades m.k.s.
metro
kilogramo (kg)
segundo
2 m m /kg
m /kg
kg/m
m/seg , 2
m/seg
newton^kg.m/seg
julio=newton.m
julio
julio/kg
2 newton/m
Otras unidades adicionales
g aceleraciôn del campo gravitatorio terrestre » 980 cm/seg
o energîa superficial o tension superficial, igual
a energîa potencial por unidad de superficie de
lîquido MT~ (para el agua O » 72.7 dinas.cm a !0 C
2 n viscosidad «• fuerza tangencial ejercida sobre I cm de lîquido
por un gradiente de velocidad en dirección normal de
1 cm/seg por cm (unidades poise » 1 g.cm .seg ;H de agua
a 20 C es de unos 0,01 poise - centipoise)
R constante de los gases - 8,318 x 10 erg/grado/mol;
RT 25 x 10* e rg/mol a 300 K o 27 C
ih Fig.2. Tensiâmetro.
- aplicando una succion a una capsula porosa donde se coloca suelo
humedecido
- aplicando presión en exceso a un suelo humedecido, colocado sobre una
membrana semipermeable, por la que solo puede pasar agua y no las
partîculas del suelo.
Los detalles sobre la determinación de las curvas de retención, es decir la
representación grâfica de la funciôn que relaciona la succion mâtrica con el
contenido de agua del suelo, se dan en el Cap.23, Vol.III. Si la succion se
expresa en cm de agua y se coloca sobre una escala logarîtmica en relación con el
contenido de agua en volumen, la curva de retención de agua se llama curva de pF.
Las curvas de retención de agua en el suelo se usan para indicar la cantidad de
agua que puede ser retenida por el suelo, y que esta disponible para el creci-
miento de las plantas. Esta cantidad de agua se definiô primitivamente como la
diferencia en contenido de agua a capacidad de campo y en el punto de marchitez
permanente. Por conveniencia se define generalmente capacidad de campo como la
cantidad de agua retenida por el suelo contra una succion de 100 cm, y punto de
marchitez permanente como la cantidad de agua retenida contra una succion de 15
atmôsferas.
Aunque résulta evidente que estas definiciones son un tanto arbitrarias en rela
ción con la cantidad de humedad disponible en un momento dado, todavîa proporcio-
nan un criterio adecuado para comparar las caracterîsticas de retención de hume
dad de diferentes suelos. De esta forma la curva de retención de agua, es decir
la curva de pF.es un instrumento de utilidad en el riego. Las curvas de retención
de agua se utilizan también para determinar la cantidad de agua que descarga o
toma el suelo, cuando la capa freâtica desciende o se éleva. Esto es de importan-
cia en el diseno de los sistemas de drenaje (Cap.8, Vol.II).
5.3 Fuerzas y potenciales
5.3.1 El concepto de potencial
BUCKINGHAM (1907) introdujo la idea de que el flujo del agua a través del suelo
podrîa compararse con el flujo del calor a través de una barra de metal o con
el flujo de la electricidad a través de un conductor. Se hizo visible que la
diferencia en atracción del agua, es decir, de retención entre dos porciones de
143
suelo que no tienen la misma humedad, era la fuerza conductora comparable a la
diferencia de temperaturas o al potencial eléctrico.
Si solo hubiera una fuerza actuando sobre el agua, podrfa ser factible esta
comparación, manifestSndose entonces inmediatamente la existencia del flujo de
agua y la dirección del mismo. Sin embargo, ademâs de las fuerzas mâtricas hay
dos tipos mâs de fuerzas que actûan sobre el agua del suelo; estas son las
fuerzas osmóticas causadas por los solutos disueltos, y las fuerzas de masa, que
son las fuerzas de inercia y la fuerza gravitacional.
Cuando se desea conocer diferencias de retención para obtener la dirección del
flujo o para establecer si existe una situación de equilibrio, es necesario obte
ner la suma vectorial de todas las fuerzas que actûan sobre el agua. Esto signi
fica que es necesario calcular la magnitud de la fuerza resultante y su dirección,
lo que a su vez requière conocer la magnitud y dirección de cada fuerza que
actûa sobre el agua. Desde luego la condición de equilibrio requière que la
fuerza resultante sea cero, es decir, que la suma vectorial de todas las fuerzas
parciales sea igual a cero. Sin embargo es mucho mâs conveniente asignar un poten
cial que corresponde a cada campo de fuerzas.
El potencial del agua se define como el trabajo requerido para transferir una
cantidad de agua unitaria desde un nivel de referencia dado, donde el potencial
se toma como cero, hasta la posición donde el potencial tiene el valor definido.
Sin entrar en mâs detalles, se comprende que el potencial da una indicación
del estado de energîa y por tanto de la disponibilidad del agua del suelo;
cuanto mâs bajo es el potencial menor es la disponibilidad del agua.
La cantidad unitaria en la definición del potencial puede ser la unidad de
masa, la unidad de volumen o la unidad de peso. En todos los casos son solamente
significativas las diferencias de potencial y no el valor absoluto de la energîa
aûn suponiendo que pueda definirse.
Los potenciales son escalares, no vectores; es decir, tienen solamente magnitud
y no dirección, y en este caso la condición de equilibrio se reduce al requisito
de que la suma algebraica de los potenciales parciales sea constante, llamândose
a dicha suma de potenciales parciales potencial total. La fuerza conductora
responsable del movimiento del agua es simplemente el gradiente del potencial
total.
•»144
Los potenciales pueden expresarse en términos de energïa por unidad de masa
(por ejeraplo en el sistema e.g.s., erg/g). Con frecuencia es mâs util expresar
los potenciales como energïa por unidad de volumen 4>'» cuyo término puede 3 2
reducirse directamente a un término de presiön (es decir erg/cm o dinas/cm ) .
La conversion entre la energïa por unidad de volumen utiliza el volumen especî-
fico (volumen por unidad de masa, V) o la densidad (masa por unidad de volumen,
p) del agua ($' • p<t>).
Finalmente, los potenciales puede expresarse también con relación al peso, h: 3
si el potencial es igual a <J> erg/g (o p<J) ergs/cm ) entonces en relación al peso
es igual a h » 4>/g cm.
Las dimensiones del ultimo se obtienen como sigue (ver Tabla 1):
2 -2 I "'/ -2| L T , |erg.g /cm seg \ = » « L
LT~Z
En la Tabla 2 se dan las unidades y los factures de conversion para el potencial
del agua. En el sistema e.g.s. el factor pg para el agua es casi 1.000, con
ligeras variaciones debidas a diferencias en temperatura o en contenido de sales
(Cap.6, Vol.I). Tanto el potencial expresado en relación a la masa como respecto 2
al volumen ($' = pgh en dinas/cm ) tienen por tanto los mismos valores numêricos.
Convencionalmente se asigna al agua liquida libre un potencial de valor cero.
Como el agua del suelo esta menos disponible, es decir tiene un nivel energético
reducido en comparación con el de referencia del agua liquida pura, el valor de
su potencial es negativo.
El potencial total, <f>, se define como el trabajo necesario para mover una
cantidad de agua unitaria, por ejemplo 1 gramo, desde un sistema de referencia
elegido con agua liquida, pura y libre, hasta el punto del suelo considerado:
4> = rfc (- / F k ds) (4>
donde el sumatorio comprende todos los potenciales parciales resultantes de las
fuerzas F , expresadas como fuerza por gramo masa, y ds es el espacio en el campo
de fuerzas, con referencia a un nivel dado elegido. Las fléchas indican que
estas cantidades son vectores. En el proximo apartado se consideran los siguientes
145
po t enc i a l e s p a r c i a l e s :
- po t enc ia l g r a v i t a c i o n a l , <j>
- po t enc ia l ma t r i co ,
- po t enc ia l osmótico,
TABLA 2 . Conversion de unidades de e ne rg î a
Unîdades de ene rg îa e s p e c î f i c a
e rg /gram j u l i o / k g
Unidades de p r e s i ôn
a tmôsfera cm de agua
1 x 10
I x io"
1 x 10
1 x 10
I x I0~ 6 0 ,99 x | o " 6
1 x )0~ 2 0 ,99 x i o " 2
I 0 ,99
1,02 x io
I,01 x io6 | ,01 x io2
0,98 x io3 o,98 x i o _ l
1,01 1
1,02 x io
1,02 x io J
1,03 x i o J
0,98 x i o" 3 0,97 x io"3
Nota: 1 j u l i o • 10 e rgs
1 c a l .g ram - 4 ,186 j u l i o s
I cm de mercur io (Hg) » 13,6 cms HO
2 1 a tmôsfera » 14,7 l i b r a s / p u l g a d a
8 1 1 bar » 10 d inas/cm
Cuando actûen en el suelo otros campos de fuerzas adicionales, deberân incluirse
en el potencial total otros potenciales parciales. Por ejemplo, el suelo en un
aparato con membrana de presiôn esta sujeto a una presiôn externa adicional
(Cap.23, Vol.III), la que conducirïa al llamado potencial de presiôn externa.
Del mismo modo, una fracción de suelo dentro de una centrîfuga, experimentarîa
un potencial de presiôn externa resultante del campo de fuerza centrîfuga.
5.3.2 Potenciales parciales y potencial total del agua del suelo
Potencial gravitacional
Potencial gravitacional se define por
Zl / • - * • • *
f g dz z
(5)
> 146
La integración incluye desde la posición de referencia z hasta el punto consi-
derado z., donde z es la distancia sobre el nivel de referencia. Cômo dépende
el potencial gravitacional de la situación en el perfil? Tómese una columna de
un suelo "ideal", en la que el agua no esta sujeta a fuerzas osmôticas. El agua
en la columna esta en equilibrio con una capa de agua libre. No existe evapora-
ción, por lo que el agua del suelo esta en un estado de equilibrio. Ahora se
mueve una masa de agua infinitesimal dM desde z a un punto z + dz, donde dz se
una distancia infinitesimal. El trabajo realizado por la fuerza aplicada, en
contra de las fuerzas de retención, para separar el agua de la substancia en z
es 4> dM. El trabajo realizado por la fuerza aplicada cuando el agua se une con
el suelo en el nuevo nivel z + dz, donde el potencial es
34> 9<{i
$ + -r& dz sera de -(<)>+ —^ ) dM g dz vrg 3z
Por tanto, el trabajo neto realizado por la fuerza aplicada es:
Wi 5 - dz dM (6) dz
El transporte de la masa de agua desde z a z + dz implica realizar un trabajo
en contra de la gravedad:
W2 - gdM dz (7)
En equilibrio:
que lleva a
wT = 0 - W! + W2
3<t> -7~- dz dM - gdM dz - 0 (8)
dz
3<j)
g - 3z (9)
Integrando la Ec.9 se tiene:
<(> = gz + B (10)
donde B es la constante de integración, que puede calcularse como sigue:
147
X l
- ƒ Xo
- > •
F m -+• dx
>
en la capa freätica z «• O y <f> = 0 por elecciôn del nivel de referenda; apli-
cando estos valores a la Ec.10 se obtiene B » 0.
Por tanto se tiene:
<f>g - g z ( 1 1 )
que afirma que el potencial gravitacional es proporcional a la altura sobre el
nivel de referenda donde (f> • 0, que en este ejemplo se eligió en la capa de
agua.
Expresando el potencial gravitacional por unidad de peso (h ) , se halla que h = z;
por unidad de volumen (potencial de presiôn <}>') da <J>' » pgz.
El potencial mâtrico
El potencial mâtrico se define como
(12)
Como las fuerzas mâtricas no se conocen cuantitativamente, su efecto total se 2
deduce del valor de la succion mâtrica, S en dinas/cm o h en cm de columna m m
de agua, lo que puede medirse experimentalmente. El potencial mâtrico se obtiene
por tanto multiplicando S por - V • — (volumen especîfico) o h_ por -g (la r r m p m aceleraciôn debida a la gravedad).
Por tanto,
< j ) = - - S = - g h (13) T m p m e m '
Por encima de la capa freätica el agua del suelo esta sometida a succion,es decir
las fuerzas mâtricas tienen el efecto de una presiôn hidrostâtica negativa.
Bajo la capa freätica la presiôn hidrostâtica es positiva. El potencial de pre
siôn correspondiente <)> es entonces igual a
$ = - A» . gh P P *P B p
donde <t>' es la presiôn hidrostâtica en dinas/cm y h es la presiôn hidrostâtica P • P
en cm de columna de agua.
148
El p o t e n c i a l o s m ô t i c o
El po t enc i a l osmôtico se def ine formalmente:
*o = " f Fo d x < 1 4 > X
o
Los solutos disueltos en el agua dan lugar a una presión osmótica, TT, que tiene
el efecto de una presión hidrostâtica negativa. Como en el caso del valor del
potencial mâtrico, el valor del potencial osmôtico se obtiene del producto de la
presión correspondiente por el inverso de la densidad:
*o = " p v (er8/8> (15)
También puede ser calculado directamente a partir de la concentración y de la
constante de disociación:
<Po = - pgRTdCo (erg/g) (16)
donde
- RT es el producto de la constante universal de los gases por la tempera-
9 o tura absoluta (25 x 10 erg/mol a unos 25 C)
- d es el factor por el que el numero de partîculas disueltas aumenta por
disoluciôn
- C es la concentración del agua en mol/g
Por ejemplo, si la concetraciôn de las sales disueltas en el agua del suelo -2
presente en la zona radicular, es 10 molar y la sal principal es CINa, su
potencial osmôtico puede calcularse por medio de la Ec.16, como sigue:
* - - (25 x io9 x 2 x 10"5) = - 5 x 105 erg/g
Las diferencias en potencial osmôtico solo causan movimiento de agua cuando
hay una barrera efectiva para el movimiento de sales entre los dos puntos entre
los que se observa la diferencia (j) . De otra forma, la concentración de sales
llegarîa a ser la misma a través de los perfiles por el proceso de difusión,
y la diferencia en i> se anularïa. Dichas barreras para el movimiento de sales o
estan constituïdas por la superficie de las rafces, mientras un estrato arcilloso
149
denso y compacto puede s e r v i r como una membrana imperfecta semipermeable, es
d e c i r una membrana permeable a l agua pero no a l a s s a l e s .
P o t e n c i a l t o t a l y p o t e n c i a l h i d r a u l i c o
El po t enc i a l t o t a l se ob t iene por combinación de todos los po t enc i a l e s p a r c i a l e s
co r r e spond ien te s :
<(> • 4> + 4 +<t + 6 (externo) (17) g m o
El equilibrio, que se define como la situación en la que no existe ninguna trans-
ferencia de masa de agua en la fase liquida, se obtiene cuando el valor del po
tencial total es constante. Generalmente, la condiciön suficiente es que la suma
de los potenciales parciales sea constante, sin tener en cuenta <J> . La condiciön
de equilibrio establece que en ausencia de un campo de fuerzas externo, es decir,
en ausencia de una presión gaseosa externa diferente de la presión atmosférica,
se satisfaga:
+ é = constante (18) m
o en condiciones de saturación
+ 4 » constante P
donde a A, se Ie llama potencial hidraulico.
En la Fig.3 se aplica esta condiciön a una columna vertical de suelo en equilibrio
con una capa de agua donde no existe ningûn movimiento de agua en la columna y
en la que se toma la capa freâtica como nivel de referencia para el potencial
gravitacional.
Dos piezómetros (uno en la capa de agua) indican los valores de la presión hidro-
stâtica y los dos tensiómetros los valores de la succion mâtrica. Como el poten
cial mâtrico es cero en la capa de agua, se observa que el potencial mâtrico
équilibra el potencial gravitacional a lo largo del perfil. Evidentemente, en la
situación de equilibrio la representación de <j>, como función de posición en el
perfil (z) es una lînea recta que pasa por el origen.
150
capa c
suelo
ie agua , k
z * O v - ^ hP "Ff
piezómetro tenstómetro
\P m h
i potencial negativo
V ^ ' P
Fig.3. Condiaión de equilibrio del agua del suelo $, = 0.
Las funciones <J>, (2) pueden también ser determinadas para situaciones de no-
equilibrio, a partir de los datos de succion de agua del suelo obtenidos con
tensiómetros instalados a profundidades diferentes en el perfil. Por ejemplo, un
tensiómetro situado a una profundidad de 50 cm mostró una succion de 60 cm de
agua; otro a una profundidad de 75 cm mostraba una succion de 40 cm. Se moverâ
el agua en el perfil hacia arriba o hacia abajo? Si se toma la posiciôn del ten
siómetro mâs bajo como nivel de referencia para potencial gravitacional, se en-
cuentra que su valor para el tensiómetro a 50 cm de profundidad es de 25 cm, ex-
presado por unidad de peso; por tanto el potencial hi draülico para ese tensió
metro, también por unidad de peso, es igual a 25 - 60 = - 35 cm.
Para el tensiómetro mas bajo, el potencial hidraulico es igual a 0 - 40 m - 40 cm.
La dirección del flujo es hacia la posiciôn con potencial del agua mâs bajo, y
consecuentemente es hacia abajo.
Una situación diferente se muestra en la Fig.4; las lecturas de los piezómetros
se obtuvieron a varias profundidades en el perfil.
Se encontró que por debajo de una profundidad de 15 cm, los tensiómetros indicaron
el mismo valor de succion de 100 cm (capacidad de campo) mientras que a una pro
fundidad mâs superficial el suelo se estaba secando por la influencia de la
evaporación. El tensiómetro mâs bajo se tomó de nuevo como nivel de referencia
del potencial de gravitación. Obsérvese que el valor del potencial hidraulico,
calculado segûn la Ec.18, no es el mismo a lo largo del perfil; por encima de
una profundidad de 15 cm la dirección del movimiento del agua es ascendente,
y por debajo de 15 cm el agua tiende a moverse en dirección descendente. El que
151
el agua se mueva en este momento en dirección descendante dépende de la con-
ductividad del suelo no saturado respecto al movimiento del agua (ver Apt.4 y
Fig.11).
- h m = - _ i _ m pg
potenciales negativus 1 1 1
•SX 1 1 1
1 | i
l l
Hem) 50-1
4 0 -
3 0 -
2 0 -
1 0 -
I I
, ' f lg .Z
potenciales positi i 1
400 300 200 100
potenciales positiv« Fig. 4. Perfiles del potenaial del agua 1Ó0 200 del suelo con una parte del suelo a
cm aapaoidad de oampo.
En la Fig.5 se muestran cierto numero de posibles perfiles de potencial hidraüli-
co. Las curvas de <(>, (2) determinadas experimentalmente, como por ejemplo la n
curva de la Fig.4, pueden dividirse en secciones de formas similares a las-de
la Fig.5. A partir de la forma y curvatura de la curva <j>, (z) es posible deter-
minar la dirección del flujo, ya que el agua se mueve desde una posición de
potencial hidraûlico alto a una posición de potencial hidraûlico bajo, y asî
mismo senalar cambios en el contenido de agua. Estos también se indican en la
Fig.5. Naturalmente es necesario instalar mas de dos tensiómetros en el suelo
para detectar una curvatura en los perfiles <J>, . La posición de la curva 4> (z)
con respecto al punto cero en el eje x no es real y dépende solamente del nivel
de referencia tornado para el potencial gravitacional.
Los valores positivus de (j>, no indican necesariamente flujo saturado como puede
verse en la Fig.6. La pendiente de la curva indica la dirección del flujo.
152
ß
/
\
r ~\
j
o o o o
A: Forma de la carga de $
(los valores positivos aumentan
hacia la derecha)
B: Direcciôn del flujo:
t hacia arriba, 0 equilibrio,
+ hacia abajo
C: Contenido de humedad
-»• creciente, 0 estacionario,
«- decreciente
Fig.S. Direaaiôn del flujo y carribio en el contenido de agua del suelo para varios per f Hes 4>,.
0 2 4 6 8 potenciales del agua (m)
Fig.6. Perfiles de potenoial de humedad del suelo son valores positivos de potencial hidraûlioo h, (m).
5.4 Transporte del agua en el suelo
5.4.1 Ecuaciones de transporte basadas en el concepto de potencial
El concepto de potencial es muy util para el anâlisis del flujo del agua en los
suelos, ya que el flujo es una consecuencia de la existencia de gradientes de
potencial. Por tanto se puede escribir en general como ecuación del flujo:
- k dp^
ds (19)
donde (dimensiones en el sistema e.g.s.):
153
>
v » velocidad del flujo (cm/seg)
k » coeficiente de conductividad, cuyas dimensiones se determinarân a continuaciön
dp*h . . 3 — 3 — • gradiente de potencial hidraulico (dinas/cm ) en el que el potencial
. 3 2 hidraulico p<|> = <J>' se expresa en erg/cm o dinas/cm (presión hidrafllica) .
El signo menos de la Ec.19 indica que el flujo sigue la dirección de potencial
decreciente.
3 Las unidades de k pueden deducirse de las dimensiones de dp<j>, /ds (dinas/cm ) y
. « n
v (cm/seg), resultando cm /dinas/seg 6 cm seg/g. El flujo del agua a través de
suelos saturados, v, se describe generalmente por la ley de Darcy:
v - - Ki (20)
donde i es el gradiente hidraulico, y K es una constante, la conductividad
hidrafllica (ver Cap.6, Vol.1). El gradiente hidraulico es la pérdida de carga
hidrafllica, h (es decir el potencial hidraulico expresado por unidad de peso,
y que por tanto tiene las dimensiones de una longitud) por unidad de longitud
lineal del flujo, s, (i = dh/ds). El gradiente hidraulico es por tanto una
unidad sin dimension, por lo que v y K tienen las mismas dimensiones (cm/seg).
Por comparación de las Ecs.19 y 20, se deduce que K - pgk - 1.000 k.
Pueden utilizarse también las ecuaciones 19 y 20 para el anälisis del flujo
a través de un suelo no saturado, entendiendo que k, llamada ahora conductividad
capilar con sîmbolo le,, dépende no solamente de la geometrîa de los poros, sino
también del contenido del agua. Deberïa también tenerse en cuenta que <f>' en sis-
temas de flujo saturado se refiere a la presiön hidrostâtica positiva, y en
sistemas de flujo no saturado a la presión hidraûlica negativa con sus dos
componentes, es decir, los debidos a las fuerzas mâtricas y a la gravedad.
La ecuación general de flujo no saturado:
v--k IP- (21> w dx
expresa la relaciôn entre las tres variables, v, k , y ((>'; para su soluciôn se
requieren dos ecuaciones mas con las mismas variables.
154
La primera ecuaciôn adicional se obtiene del principio de conservaciôn de la
materia; esta ecuaciôn se llama ecuaciôn de continuidad. Considérese un cubo
pequeîio de suelo de lado xA y, £ z de longitud (ver Fig.7).
Fig. 7. Modelo para la deducaiôn de la eauaaiôn de continuidad.
Una masa de agua, M., que fluye dentro del cubo en direcciôn x, a través de la
cara Ay Az en el lado A, viene dada por
3M. •*— = pv Ay Az àt x
(22)
donde v es la velocidad del flujo del agua en la direcciôn x. La masa M que
fluye en el lado B, viene dada por:
3M 3pv
3T " (pvx + T T Ax> ^ Az (23)
El flujo neto que sale o se acumula es la diferencia entre las Ecs.22 y 23.
La variaciôn neta del flujo de agua que se mueve a través del volumen de suelo
en todas direcciones, es igual a
3M 9t
3pv 3pv 8pv x 2. • z
3x 3y 3z ) Ax Ay Az (24)
La masa de agua, M, del volumen Ax Ay Az es igual al producto de la densidad apa-
rente B por el porcentaje en peso de agua en el suelo,6,y por el volumen del cubo
M = B9 Ax Ay Az (25)
155
Derivando respecto a t la Ec.25 y combinando con la Ec.24 se obtiene:
2 D Q 3pv 9pv 3pv
Si las densidades B y p son constantes, la Ec.26 puede simplificarse y escribir-
se para flujo flnicamente en dirección x, como:
m m 9w m _ K
p3t 3t 3x ( 2 7 )
donde B 8/p es igual al contenido de agua expresado en volumen, w.
La segunda relación adicional que se requière para la solución de la Ec.21 se
deduce de la curva de retención de humedad. A veces la representación grâfica
de la curva de retención del agua puede representarse por expresiones simples
como: w » a + b<J>', o w - a(<j)')
m m
que son suficientemente exactas entre ciertos limites, ya que generalmente estas
expresiones no son satisfactorias cuando los efectos de histéresis son conside
rables.
Las ecuaciones 21 y 27 pueden combinarse dando lugar para el flujo en dirección
x:
(|ï) - J- (k -Ji-) (28) 3t x 3x w 3x
o con 4,* » - S + pgz: h m
,3w. 3 / , 3Sm , , _ 3z. /... (TT) - â- (- k - 5 - + k Pg JT-) (29) 3t x 3x w dx w dx
El valor de 3z/3x para flujo horizontal, flujo vertical ascendente, y flujo
vertical descendente es respectivamente 0, I, -1. En flujo vertical la influencia
de la fuerza de la gravedad es con frecuencia bastante pequena en comparación
con la de las fuerzas mâtricas, por lo que en este caso puede despreciarse el
ultimo término de la Ec.29. Esta ecuación puede simplificarse mas, introduciendo
la difusibilidad del agua del suelo, D , que también es una función del contenido
de agua, w, definida como:
, 3Sm D » - k -5— w w ow
156
La Ec.29 se convierte entonces en:
(ÏÏ'. Sïï (Dw 3ÏÏ> (30)
Se aclaran algunos de los principios del transporte del agua a través de los
suelos con el ejemplo siguiente: en la zona radicular de un suelo arenoso, un
tensiómetro midiô una succion de 800 cm de H.0; la concentración de sales disuel-
tas, principalmente CINa, en el agua de la zona radicular era de 10 molar; la
capa freâtica estaba a 100 cm por debajo de la zona radicular; la concentración
de las sales disueltas en el agua freâtica era 5 x 10 molar. Si se toma la
capa freâtica como nivel de referencia para el potencial gravitatorio, se en-
cuentra para los potenciales parciales en la zona radicular y en la capa freâtica,
respectivamente, los siguientes valores:
Potencial (erg/g) Zona radicular Capa freâtica
<J> (potencial osmôtico) -5 * 10 -25 * 105
$ (potencial gravitatorio) I x 10 0 g
»m <|> (potencial mâtrico) -8 x 10 0
El potencial total en el agua freâtica (-25 * 10 erg/g) es mas bajo que en la zona
radicular (-5 x 10 erg/g). No obstante, el agua subira desde la capa freâtica
a la zona radicular porque el potencial hidraûlico es mas bajo en la zona radi
cular que en el agua freâtica (-7 * 10 y 0 erg/g respectivamente). Si se supone
un valor medio de la conductividad en suelo no saturado, k , para la capa de W-10 3
suelo entre la zona radicular y la capa freâtica igual a 10 cm seg/g _9
(- 10 cm/dîa), se deduce que este gradiente de potencial hidraûlico puede man-
tener, segûn la Ec.21, un flujo ascendente de:
v = - k £M- - + 10~ X ? X 10 - 7 x io"7 cm/seg = 0.07 cm/d£a
w Az 102
5.4.2 Infiltraciôn
La solución de la Ec.30 se conoce bien a partir de los problemas de calor para
la situación en la que se puede suponer un valor constante de la difusibilidad
independiente del contenido de agua, pero desgraciadamente, Dw dépende enormemente
de w. Sin embargo la Ec.30 puede resolverse para ciertas condiciones de limite.
157
Por ejemplo, BRUCE y KLUTE (1956) resolvieron la Ec.30 para la infiltración ho
rizontal del agua dentro de una columna de suelo, si el contenido de agua en el
limite de entrada permanece constante. Las condiciones de limite son:
t = 0 x > 0
t > 0 x = 0 w = w (31)
donde w es el contenido inicial de agua y w el contenido de agua en el lîmite
de entrada. Estas condiciones de limite pueden cumplirse en el diseno experimen
tal que se muestra en la Fig.8.
f\ vx
I t . l i i l —
- fronte hümedo
- plaça porosa
- «ucción en el recipiente de agua 2 cm
^ ' Fig. 8. Diseno experimental para infiltración horizontal.
La ecuación 30 puede resolverse ahora con la condiciôn adicional de que un plano,
cuyo contenido de agua sea constante, avance proporcionalmente a la raïz cuadrada
del tiempo de infiltración. El que se cumpla esta ultima condiciôn puede veri-
ficarse fäcilmente representando el avance del frente hümedo que es un plano de
contenido de agua constante, como función de la raïz cuadrada del tiempo de
infiltración. Generalmente esta representación es una linea recta, a no ser que
el suelo presente una expansion considerable al humedecerse.
La solución de la Ec.30 bajo las condiciones de la Ec.31 es:
D(w) = - — -T- I 2t dw
w xdw (32)
n
donde t es el tiempo total de infiltración.
Para la solución de la Ec.32, puede obtenerse la información necesaria, a partir
de la representación de w(x) al final del proceso de la infiltración (Fig.9), dx ya que — es la pendiente de la curva que relaciona x con w, y para cada valor
158
de w puede determinate /xdw, a partir del Irea rayada que résulta para dicho
valor particular de w (ver Fig.9). Entonces se puede determinar k utilizando w
la Ec.29, conocido Dw para cada valor de w, y conocida la pendiente de la curva de retenciôn del agua (dw/dSm>, para el mismo valor de w. En la Fig.10 se pre-
sentan las curvas resultantes de k y D en funciön de w w w
Fvg.9. Distribuciôn del oontenido de agua al final de la prueba de infiltraciân con el dieeno de la Fig. 8.
k w cm/min
.1 10
.2 10
-3 10
.4 10
.5 10
f>
i
-
-
-
- /
I /
1 1
^ w /
i i
1
°y
i
/ -
/ -
~
-
10
cm /min
10
• 10
-10
10
10
10 0.05 0.15 0.25 0.35 0.45
Fig. 10. Valox>e3 expérimentales de k y D aomo funoiones de w, obtenidos de la funaiôn w(x) de la Fig.9. Franco limoso Columbia (cf. Davidson y otros, 1963).
El coeficiente de conductividad en estado no saturado puede también expresarse
como una función de S por medio de la curva de retenciôn del agua. En la Fig.11
se dan ejemplos para suelos de diferentes texturas; de la figura se deduce que
e l material de textura gruesa tiene una conductividad capilar mayor que los suelos
de textura mas fina para un valor de succion bajo, mientras que a una succion
159
mayor es decir, para un potencial del agua mâs bajo, la situaciôn es la contra
ria.
k conductividad capilar (cm/hora)
I Q ' 5 \Q-A 1 0 " 3 10" 2 10"1 1 0 ° 101
(J
100
200
300
400
500 " m «
"
_
cm
I
arena
/ / / / / / ƒ / ƒ / ƒ /
ƒ / / / h h li
H20)
franco arcilloso / ^ ^
S i franco limoso
/ / /
/ i 1
1 1 1 1 1 Fig.11. Relaoiôn entre la conductividad
capilar K, y la succion mâtviaa h .
La consecuencia practica que se deduce es que la redistribución del agua en el
perfil, después que ha cesado la infiltraciôn, es considerablemente mâs râpida en
suelos de textura fina que en arenas gruesas.El frente hûmedo pénétra râpidamente
en un suelo arenoso,raientras haya agua infiltrândose en el suelo pero el movimien-
to del frente de humedad se detiene poco después que la infiltraciôn cesa. Esto
se muestra en la Fig.l2,cuyas resultados expérimentales se obtuvieron con una
inundación suave de la superficie con una altura de agua que no excediô de 1 cm.
contenido de agua (vol %) 8 16 24 32 4 0 4 8 0 8 16 24 32
- i r
35 profundidad (cm)
final de la infiltraciôn
suelo arenoso
profundidad (cm)
1 hr después del final de la infiltraciôn ' 4 hrs después del final de la infiltraciôn
I60
Fig.12. Infiltraciôn y redistribución del agua del suelo, en un suelo franco arcilloso y en uno arenoso.
Con frecuencia, los perfiles de agua del suelo, ya sea para flujo horizontal
como para vertical, tienen unos aumentos considerables en contenido de agua
cerca del limite de infiltración x • 0.
Como resultado del proceso experimental, el contenido de agua en la zona satura-
da cerca de la superficie, es mayor que en la zona de transmisiôn,que es la zona
de contenido de agua casi constante y mas bajo en el perfil. El valor del con
tenido de agua en esta zona de transmisiôn, decrece a medida que la velocidad
de entrada del agua en el suelo decrece, y es mâximo en el caso de infiltración
por inundación. Esto puede verse en la Fig.13 donde se muestran perfiles de
contenido de agua después de que se hayan infiltrado 8 cm de agua en un suelo
franco arcilloso, por tres métodos diferentes de humectaciôn: inundación suave
y lluvia con dos intensidades, 1 cm/hr y 0,1 cm/hr. La velocidad del flujo en
los tratamientos con lluvia, es aproximadamente igual a la conductividad capilar
para un contenido de agua constante en la region de transmisiôn.
contenido de agua (vol %)
8 16 24 32 40 48 56
10
20
30
40
50
60
70 profundidad (cm)
~i—I—TT—T
I T precipitacion inundación
! 0.1 cm'/h
Fig. 13. Infiltración en un suelo franco arailloso con tres métodos diferentes de humectaciôn.
La infiltración en un suelo estratificado, es decir cuando existen discontinui-
dades en la función conductividad con la profundidad en el perfil.todavîa escapa a los intentos de expresaria matematicamente. En la Fig.14 se présenta un ejemplo d e perfiles de succion y contenidos de agua medidos en la que se muestran clara-
mente discontinuidades en el contenido de agua en el limite entre suelos de tex-
tura fina y gruesa; sin embargo, los perfiles de succion son funciones continuas a través del limite. En el Capîtulo 15 (Vol.II) se encuentran relaciones para la evaluación de in
filtración, que han sido derivadas empîricamente.
161
contenido de agua w
0.1 0.2 0.3 0.4
hm(cm)
104 103 102 101 1<?
5
1 0
1 5
2 0
2 5
3 0
3 5 prof
suelo de texlura fc - grueu / . 'J
rÎ2min / suelo de /
textura fina '
I / -
f 109 minuto» L I jndtdad (cm)
—1 ! 1 suelo de textura grues« j
-
' 'f2min / suelo de /
texlura fina '
/ •
,.-'
109 minutos
Fig.14. Perfiles de suaaiôn y contenido de agua en diferentes estados de infiltraeiôn, en un suelo estratifiaado (cf. Hanks y Bowers, 1962).
5.4.3 Ascenso capilar
Puede predecirse la altura a la que el agua puede ascender desde una capa freâ-
tica, cuando el agua esta en equilibrio con el agua freâtica, y no exista ningûn
movimiento de agua resultante de la extracción por las raîces o por evaporación.
Por analogïa con la elevación del agua en capilares de vidrio, se obtiene la
siguiente expresión para h, elevación del agua desde la capa freâtica, para un
ângulo de contacto a = 0 (ver Apt.2.2):
la rpg
(32)
en el que r es ahora el radio efectivo de los poros del suelo.
El valor de r no puede determinarse independientemente, por lo que generalmente
se évalua r a partir de la medida de h, que es el ascenso capilar observado. Sin
embargo, en muchos suelos, e indudablemente en suelos arcillosos, no se alcanza
siempre el h mâximo, por las reducidas caracterîsticas hidraûlicas del suelo,
lo cual puede llevar a una estimación errónea de r.
A veces es posible suponer un flujo permanente ascendente v, desde la capa
freâtica, como resultado de una eliminación (casi) constante del agua por evapo
ración, por extracción por las raîces de las plantas, o por ambas. Esto implica
que en cada posición 6w/5t = 0 , z > 0 en el perfil (z « 0 al nivel de la capa
freâtica). También implica que 3v/3z = 0 para f > 0.
La Ec.21 puede escribirse en términos del gradiente de potencial gravitatorio y
mätrico, ambos expresados por unidad de peso:
162
dh v - U h ( ^ - , ) (33)
donde k, es la conductividad capilar como función de h (como, se da por ejemplo
en la Fig.11).
La integración de Ec.33 da:
m k. f o "h
; — dh k, + v m
(34)
Se puede resolver esta integral cuando se conoce le (Fig.11), o cuando esta rela-
ción puede describirse por una expresión empïrica; GARDNER (1958) ha propuesto:
kh = ( h ) " + h
m
(35)
donde a, b, y n son constantes que tienen que determinarse experimentalmente.
La solución de la Ec.34 se présenta en la Fig.15 para un suelo de textura gruesa
y para varias velocidades de flujo. De la figura puede deducirse que puede man-
tenerse una velocidad de 1 mm/dîa hasta una zona radicular situada a unos 90
cm por encima de la capa freâtica, cuando el pF en la zona radicular es mayor de
alrededor de 25.
Z (cm) 90
80
70
60
50
40
30
20
10
0
--
-
-
-I 1
V=0
1 2
mm/dia
_ 1
s 2
, 3 4
4 * 1 0 mm/dia
hm+10 5
I 1 3 4
log h m ( p F )
Fig.IS. Perfiles de poteneial oaleulados para un suelo de textura gruesa (m = 4) sometido a la influenaia de un asoenso capi lar.
163
Cuando la superficie del suelo se seca, la conductividad capilar en dicha super
ficie se aproxima a un valor constante que es pequeno, es decir, al de la con
ductividad del suelo para el vapor de agua. Entonces résulta de la Ec.33 que la
velocidad de evaporación, v, se aproxiraarîa a un valor constante; este valor
varia aproximadamente con z , donde z es la profundidad de la capa freâtica.
Sin embargo, se ha encontrado que con un incremento en la demanda de evaporación
de la atmósfera, la evaporación alcanza un mâximo antes que aproximarse a un va
lor constante. En la Fig.16 se muestra la evaporación observada en régimen perma
nente cotno función de la demanda de evaporación de la atmósfera, para un suelo
franco arenoso fino con dos profundidades diferentes de la capa freâtica (HADAS
y HILLEL, 1968).
V-r ( rnm/dta )
2 0 r
10
10 20 30 demanda de evaporación (mm/dia)
Fig.15. Relaciôn entre la evaporación me-dida en régimen eatacionario y la évapore jiân potenaial para un suelo franco arenoso fino oon la oapa freâtica a dos profundidades.
Es evidente que la evaporación alcanza un valor mâximo, que es mâs alto para la
capa freâtica superficial. La subsiguiente disminución de la evaporación no
parece deberse a la acumulación de sales, sino podrîa deberse a la presencia de
dos capas en el perfil, entre las que existe un gran gradiente de potencial
como resultado del proceso de desecación (HADAS y HILLEL, loc.cit.).
164
5.5 Bibliografia
BRUCE, R.R. y KLUTE, A. 1956. The measurement of soil moisture diffusivity.
Soil Sei.Soc.Americ.Proc.20:458-462.
BUCKINGHAM, E. 1907. Studies on the movement of soil moisture. U.S.Dept.Agr.
Bur. Soils Bull. 38.
DAVIDSON, J.M., NIELSEN, D.R. y BIGGAR, J.W. 1963. The measurement and descrip
tion of water flow through Columbia silt loam and Hesperia sandy loam.
Hilgardia 34:601-616.
GARDNER, W.R. 1958. Some steady state solutions of the unsaturated moisture
flow equation with application to evaporation from a water table.
Soil Sei.85:228-232.
HADAS, A., y HILLEL, D. 1968. An experimental study of evaporation from uniform
soil columns in the presence of a water table. Transact.9th Int.Congress
Soil Science. Adelaide. Vol.1:67-74.
HANKS, R.J., y BOWERS, S.A. 1962. Numerical solution for the moisture flow
equation for infiltration into layered soils. Soil Sei.Soc.Amer.Proc.
26:530-534.
Sugerenaias para leaturas adiaionales
DAY, P.R., BOLT, G.H., y ANDERSON, D.M. 1967. Nature of soil water.In:Irrigation
of agricultural lands.
Agronomy monograph No.11, pp.193-207. Madison, Wise.USA.
GARDNER, W.R. y FIREMAN, M. 1958. Laboratory studies of evaporation from
soil columns in the presence of a water table. Soil Sei.85:224-249.
PHILIP, J.R. 1957. The theory of infiltration. 4: Sorptivity and algebraic
infiltration equations. Soil Sei.84:257-264.
ROSE, C.W. 1966. Agricultural physics. Pergamon Press Oxford.
165
MATERIAS PRELIMINARES
HIDRAULICA ELEMENTAL DEL AGUA EN LA ZONA SATURADA
P. J. DlELEMAN Ingeniero especialista en Drenaje Agricola Food and Agriculture Organization Roma
N. A. DE RIDDER
Geohidrólogo International Institute for Land Reclamation and Improvement
Conferenciantes en el Cur so de Drenaje Agricola
J.Wesseling (1963-1966) Institute for Land and Water Management Research
P. J. Dieleman (1967-1969) International Institute for Land Reclamation and Improvement
S. Raadsma (1970-1971) International Institute for Land Reclamation and Improvement
6. Hidrâulica elemental del agua en la zona saturada
16.1 Definition de agua de la zona saturada y de capa freâtica 169
6.2 Propiedades ffsicas, leyes bäsicas 169
6.2.1 Densidad del agua 170 6.2.2 Viscosidad del agua 170 6.2.3 Peso especîfico 171 6.2.4 Ley de conservación de la energîa 171 6.2.5 Potencial del agua de la zona saturada 173 6.2.6 Ley de conservación de masas 175
6.3 Ley de Darcy 177
6.3.1 Formulacîôn general 177 6.3.2 Constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy 180 6.3.3 Influencia de la temperatura 181 6.3.4 Correcciôn en la carga de un acuîfero con agua salina
a la correspondiente con agua dulce 182
6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy 183
6.4.1 Perméametro de carga decreciente 183
6.4.2 Flujo a través de suelos estratificados 185
6.5 Ecuaciones bâsicas del flujo del agua de la zona saturada 188
6.5.1 Ecuación de Laplace para flujo en régimen permanente 189 6.5.2 Suposiciones de Dupuit-Forchheimer 190 6.5.3 Flujo en régimen variable 194 6.5.4 Recarga 195 6.5.5 Flujo en una capa libre situada, entre 2 masas de agua 196 6.5.6 Flujo en régimen permanente a zanjas paralelas, con
una recarga uniforme sobre la superficie del suelo 198 6.5.7 Flujo en régimen permanente hacia un pozo 200
6.6 Algunos aspectos del flujo bidimensional 203
6.6.1 Conductividad hidrâulica discontinua 203 6.6.2 Funciones de potencial, y de corriente 204 6.6.3 Métodos exactos de solución 208 6.6.4 Otros métodos aproximados de solución 210
6.7 Condiciones de limite 212
6.7.1 Limites impermeables 212 6.7.2 Planos de simetrîa 212 6.7.3 Superficie del agua libre 213 6.7.4 Limites con agua en reposo o con agua moviéndose
lentamente 214 6.7.5 Superficie de filtración 215
6.8 Bibliografîa 216
OBJETIV0S DE ESTE CAPITUL0
En este capitulo se desariben, y se ilustvan eon algunos ejemplos las leyes fîsi
cas que rigen en el flujo del agua de la zona saturada,la3 eauaaiones bâsioas del
flujo del agua, y las suposiciones y soluciones aproximadas que se utilizan en la
hidvologta apliaada del agua de la zona saturada.
168
6.1 Definición de agua de la zona saturada y de capa freâtica
El término de agua de la zona saturada se refiere a la masa de agua de un suelo
cuya totalidad de poros esta saturada por el agua. El lugar geômetrico de los
puntos de la masa de agua donde la presión es igual a la presiôn atmosférica
se define como superficie freâtica y también se llama superficie libre del agua
o capa freâtica (Fig.1) y se considéra como tal el nivel de agua alcanzado en un
sondeo que pénétra en la zona saturada. La presiôn generalmente se expresa como
una presión relativa p respecto a la presiôn atmosférica p . Por definición, atm
en la capa f reâ t i ca p = Pa tm*
mMMte&A humedad del suelo
capa freâtica
agua freâtica
m
" superficie del terrenow/
zona no saturada
v V A V - V / . 1
my///mm. \ P "<Potm
agua capilar P ' P o t m
zona saturada P a > P Q t m
.• , ." ."*i*,^".*y*»*7"> , ,v^ «WvWV.V. 'SA . capa impeimeable / ^ / / . ' . V A > V V A » Ï fe l Suelo.
Fig.1. Esquema de la presiôn del agua per debajo de la superficie
La masa de agua se extiende ligeramente por encima de la capa freâtica por la
acciôn capilar, pero en este caso el agua se mantiene a una presión menor que la
atmosférica. Se llama franja capilar a la zona en la que el agua llena casi todos
los poros del suelo; el agua de la franja capilar, aunque en realidad existe por
encima de la capa freâtica, a veces se le incluye en la masa de agua de la zona
saturada. El agua capilar que existe por encima de la franja capilar pertenece,
junto con el agua en estado pendular, a la zona no saturada o zona de aireaciôn,
en la que los poros del suelo estan llenos en parte de agua y en parte de aire.
6.2 Propiedades fisicas, leyes bâsicas
En los estudios de drenaje no solo interesa la profundidad a la que aparece la
capa freâtica y la variación de esta profundidad, sino que particularmente inte
resa el movimiento del agua freâtica y la velocidad del flujo.Este movimiento se
rige por varios principios de la hidrodinâmica bien conocidos, que realmente no
son mâs que una reformulación de los correspondientes principios de la mecânica.
169
Desde un punto de vista ffsico.un sistema completo de hidrodinâmica requière la
formulación de las ecuaciones siguientes:la ecuación de continuidad,la ecuación
de estado del agua freâtica y las ecuaciones dinâmicas del movimiento del agua
freâtica.
Como el agua freâtica se considéra como un fluîdo, se exponen a continuación algu-
nas de sus propiedades fîsicas y las leyes bâsicas relacionadas con su movimiento
y seguidamente se formularân las ecuaciones mencionadas anteriormente.
6.2.1 Densidad del agua
La densidad de un material se define como la masa por unidad de volumen; la densi
dad puede variar con la presión, temperatura y con la concentración de sölidos
disueltos. La densidad del agua se représenta por p,y su valor es aproximadamente 3
1000 kg/m , suponiéndose constante en las consideraciones que siguen.
6.2.2 Viscosidad del agua
En el caso de flujo laminar, es decir en el flujo en el que las trayectorias de
las partfculas de agua son paralelas, una capa de fluîdo que se desliza sobre
otra capa ejerce un arrastre por fricción sobre la ultima, y esta fuerza es re-
clproca. La capa que se mueve mas râpidamente tiende a arrastrar a la mas lenta
con ella; la mâs lenta tiende a retener a la mâs râpida. Esta fricción se llama
viscosidad. El efecto total de las capas delgadas de agua, cada una de las cuales
se mueve a una velocidad diferente a la de las capas prôximas, se observa como un
grandiente de velocidad en dirección y perpendicular a la lînea de movimiento.
En un punto dado donde el gradiente de velocidad es dv/dy, la fuerza de empuje
debida a la viscosidad, F/A, en un piano en angulo recto a la dirección y es:
F/A - n dv/dy (|)
donde n es la viscosidad dinâmica del fluîdo. La viscosidad dinâmica del agua es _3
de 10 kg/m.s aproximadamente.
La viscosidad cinemâtica v se define por la relaciôn
v = n/p (2)
— 6 7 La viscosidad cinemâtica del agua es de 10 m /s aproximadamente.
170
En la Tabla 1 se da l a v a r i ac iôn de l a v i scos idad y l a densidad del agua con l a
t empera tura .
TABLA 1. Variaciôn de la densidad y de l a v i scos idad del agua con la temperatura
Temperatura Densidad Viscosidad dinâmica Viscosidad c inematics
kg Im' kg/m s n 3 / s
0
5
10
15
20
25
30
40
999,87
999,99
999,73
999,13
998,23
997,07
995,67
992,24
1,79
1,52
1,31
1,14
1,01
0,89
0,80
0,65
X
X
X
X
X
X
X
X
io"3
io"3
io"3
io"3
io"3
10
io"3
io"3
1,79 x IO-6
1,52 x io"6
1,31 x io-6
1,14 x io"6
1,007 x io"6
0,897 x io"6
0,804 x io"6
0,661 x 10~6
6.2.3 Peso especlfico
El peso especlfico del agua, y, se obtiene multiplicando su densidad por la acele-2
raciôn de la gravedad, g (= 9,81 m/s )
Y * Pg (3)
_2 _2 El peso e spec î f i co de l agua es de 9810 kg m s aproximadaraente.
6.2.4 Ley de conservación de l a energîa
La ley de conservación de l a energ îa es una ley fundamental en h idrodinämica,
que expresa que en un s is tema cer rado no puede c r ea r se n i d e s t r u i r s e ene rg îa .
Supôngase una p a r t f c u l a de f lu îdo que se mueve desde un punto 1 a un punto 2
durante un tiempo At , a l o l a rgo de una l i nea de c o r r i e n t e del f l u îdo en e l
tubo r epresentado en l a F i g . 2 .
Esta p a r t î c u l a de f lu îdo t i e ne los s i gu i en t e s t r e s t i po s de energ îa in tercambi-
able por unidad de volumen:
1 2 • — pv « ene rg îa c i n é t i c a por unidad de volumen
171
pgz = energîa potencial por unidad de volumen
p « energîa de presión por unidad de volumen
Si por el momento, se supone que el tubo de flujo de la Fig.2 no esta obstruîdo
por un material sólido, no hay pérdida de energîa debida a la fricción. Como tam-
poco hay un aumento de energîa, se puede escribir:
1 2 1 2 (y pv + pgz + p) = ( T pv + pgz + p)» = constante (4)
Esta ecuación solamente es valida cuando una partîcula de fluîdo se mueve a la
largo de una lînea de corriente en condiciones de flujo permanente, cuando las
pérdidas de energîa son despreciables y cuando la densidad del fluîdo, p, es
constante.
La ecuación 4 se conoce como la ecuación de Bernoulli, que se escribe de forma
general:
1 2 y pv + pgz + p = constante (5)
Como en la naturaleza las velocidades del flujo del agua freâtica (v) son general-
mente bajas, la energîa cinética en la Ec.5 puede despreciarse sin un error apre-
ciable. Entonces la Ec.5 se reduce a la siguiente:
pgz + p » constante (6)
Como se ha supuesto el flujo laminar es decir, las lîneas de corriente son rectas
y paralelas, la suma de las energîas de presión y potencial en el piano perpendi
cular a la dirección del flujo es constante; en otras palabras, pgz+p = constante
para todos los puntos de la sección transversal. En la Ec.6 la energîa se expresa
por unidad de volumen; expresando la energîa por unidad de peso, es decir divi-
diendo por pg, la ecuación de nergîa (6) se convierte en una ecuación de potencial
—2- + z = constante - h (7) Pg
donde
p/pg = carga de presión
z = carga por elevación
h = carga hidraulica.
172
El tubo de la Fig.2 en realidad esta Ueno de arena, y una partîcula de fluîdo
que se mueva a lo largo de una lïnea de corriente tiene que veneer una resis-
tencia.perdiendo por ello energîa que se contabiliza por medio de una pérdida
de carga Ah. Para el ejeraplo mostrado en la Fig.2, la ecuaciôn de Bernoulli es
la siguiente:
(8) Pi
Pg + Zl
P2
Pi + Z2 + AhL
Pi P2 A h L = ( ^ + z') - te + Zz)
Pg (9)
Fig.2. Distribuaiân de presiân y pérdida de carga en el flujo de agua a través de una aolumna de arena.
Por tanto, puede definirse la pérdida de carga, como la pérdida de energîa de
presion y potencial por unidad de peso, cuando el fluîdo se mueve de la sección
1 a la sección 2, debiéndose dicha pérdida a la resistencia ocasionada por la
fricción.
6.2.5 Potencial del agua de la zona saturada
La carga potencial o carga hidrâulica del agua de la zona saturada en un punto A
es la elevaciôn a la que el agua ascenderîa en un tubo abierto, cuyo extremo final
coincidiera con el punto en cuestiôn, midiéndose dicha elevaciôn desde un piano
173
de referenda elegido arbitrariamente (Fig.3). El potencial esta compuesto
de dos términos, la carga de presión, p/pg, y la carga de elevación, z.
En el estudio de los problemas del flujo del agua de la zona saturada, es practi
ca comûn el expresar las energîas de presión y potencial por unidad de peso
(Cap.5, Vol.I), es decir, por longitud de columna de agua, h. Por tanto:
h = 2- + z (10)
Pg
donde
z " elevación del punto considerado sobre el piano de referencia p « presión del agua freâtica en ese punto en relaciôn a una presión de
referencia
Los otros sîmbolos se han definido anteriormente.
Generalmente la presión se expresa como presión
relativa p, respecto a la presión atmosférica,
•JSSxS :v//A\\syA\w/v<
P9
p . Seefln esto, p es igual a cero. 'atm ratm
A veces se utiliza el nivel medio del mar como nivel
de referencia para la altura. Como para los fines
que se persiguen solamente se utilizan valores re-
lativos, es corriente tomar la componente del po
tencial debida a la altura con relaciôn.a un nivel
arbitrario, por ejemplo una capa impermeable.
punto A
nivet de referencia
Fig.S. Potencial, o carga hidraûlica, h en el punto A eituado a una altura z sobre el nivel de referencia.
174
6.2.6 Ley de conservación de masas
La ley de conservación de masas es otra ley fundamental en hidrodinâmica, que
establece que en un sistema cerrado, la masa del fluîdo no puede crearse ni des-
truirse.
La masa de fluîdo contenida en un elemento especial, dx, dy, dz, en el que tanto
el fluîdo como el medio por el que se produce el flujo son incompresibles, no
varia en un tiempo dt. Por tanto el fluîdo debe entrar en el elemento espacial
en la misma proporción (volumen por unidad de tiempo) que sale del mismo. La
proporción a la que se transfiere un volumen a través de una sección, es igual
al producto de la componente de la velocidad perpendicular a la sección, por
el area de dicha sección. Si se supone una distribución de la velocidad lineal
sobre las distancias elementales dx, dy, dz, se pueden escribir los cotnponentes
de la velocidad media perpendiculares a las caras laterales del elemento espacial
que se indica en la Fig.4.
Fig.4. Distribuciân de la veloaidad en un elemento espacial del fluîdo.
La diferencia del volumen transferido en un tiempo dt en la dirección x es igual
a:
3v (v + s— dx) dy dz dt - v dy dz dt v x 3x 7 x
(11)
3v x
3x dx dy dz dt (12)
175
Pueden deducirse expresiones anâlogas para las diferencias de volumen, transfe-
ridas en un tiempo dt en las direcciones y i z
'dv g—* dy dx dz dt (13)
3v g — dz dx dy dt (14)
Segfln la ley de conservación de masas, la diferencia total del volumen transferi-
do de entrada y salida del elemento espacial debe ser igual a cero. Por tanto:
3v 3v 3v •g— dx dy dz dt + •_—£ dy dx dz dt + -5-^ dz dx dy dt = 0 (15)
Para un flujo independiente del tiempo esta ecuación se reduce a la siguiente:
3v 3v 3v
dx dy 3z
que es la forma general de la llamada ecuación de continuidad.
En mecänica de flufdos, se suele seleccionar un sistema de coordenadas cuyo eje
de las x coincida con la dirección del vector flujo, en el punto considerado.
En otras palabras, la dirección x es paralela a la tangente de la trayectoria en
el punto considerado, por lo que v = v, v = 0, v = 0 . Como en estas circunstan-
cias solo hay transferencia de volumen en la dirección x, la diferencia de volu
men transferido en esta dirección en un tiempo dt, debe ser igual a cero. Por
tanto:
dv (v + -— dx) dy dz dt - (v ) dy dz dt » 0 (17)
x dx xy v , , /
v , dA - v dA = 0 x+dx x
(vdA) _,, - (vdA) = dQ (18) x+dx x
176
Asï, el flujo dQ es constante a través de dos secciones transversales elementa-
les separadas a una distancia infinitesimal. En realidad se considéra una parte
elemental de un tubo de flujo limitado por lîneas de corriente sobre los planos
dxdy, dxdz. La ecuación 18 es valida para una superficie de flujo transversal
elemental: dA = dy dz.
Si ahora se considéra un ârea de flujo finita, A, la ecuación de continuidad
se puede escribir:
Q - S v.dA = vA (19) A
donde v es la componente de la velocidad media perpendicular a la secciôn trans
versal de flujo considerada.
6.3 Ley de Darcy
6.3.1 Formulación general
Darcy formulé en 1856 la ley fundamental que describe el movimiento del agua de
la zona saturada a través de un suelo. Las experiencias que realizô Darcy son
del tipo de las mostradas en la Fig.2. Darcy observó que la cantidad de agua que
fluîa a través de la mues tra de arena por unidad de tiempo, o en otras palabras
la cantidad de flujo o la descarga, era proporcional a la diferencia entre las
cargas del fluîdo Ah en las superficies de entrada y salida de la muestra, es
decir la pérdida de carga Ah = h. - h-, e inversamente proporcional a la longitud
de la muestra de arena o trayectoria del flujo. Esta proporcionalidad puede ex-
presarse matemâticamente como sigue:
Q - K ^ A (20)
donde 3 -1 Q = la cantidad de flujo a través de la muestra (LT )
Ah = pérdida de carga (L)
L = longitud de la muestra (L) 2
A • superficie de la secciôn transversal del tubo (L )
K = constante de proporcionalidad^que dépende de la naturaleza de la arena y del fluîdo (agua) (LT ).
177
La cantidad Q/A représenta la descarga o cantidad de flujo por unidad de se-
cción transversal y se llama velocidad aparente; a veces recibe el nombre de ve-
locidad de flujo efectiva o descarga especîfica, y se désigna por el sîmbolo v.
Por tanto:
v - Q/A (21)
que es la ecuación de continuidad, ver la Ec.19.
El término Ah/1 représenta la pérdida de carga por unidad de longitud de la tra-
yectoria del flujo y se llama gradiente de la carga hidraülica. Designando por
i este gradiente hidraûlico y subtituyéndolo en la Ec.20, se obtiene lo que se
conoce como ley de Darcy, o ley de resistencia lineal, en analogîa con la ley de
Ohm de la electricidad.
v = - Ki (22)
La ley de Darcy establece que la velocidad aparente es directamente proporcional
a la derivada de la carga hidraülica en la direcciôn del flujo.El signo negativo
indica que la direcciôn del flujo es la de disminuciôn de carga. La dimension
de v es (LT ), mientras que i no tiene dimensiones, por lo que la dimension de
K es la de una velocidad (LT ).
La constante de proporcionalidad K se conoce como coeficiente de permeabilidad
o, preferiblemente, conductividad hidraülica.
Debe tenerse en cuenta que la velocidad del flujo, en cada uno de los poros del
suelo, excède con mucho la velocidad aparente, que en realidad es la velocidad
hipotética que tendrîa el agua al fluir a través de la columna de flujo dada,
poco obstruïda por las partîculas sôlidas.
La velocidad real de las partîculas de agua, v , se deduce de la siguiente expre
sion:
va = Q/nA = v/n (23)
donde
n = porosidad del suelo (sin dimension).
Como n es siempre menor que 1, fâcilmente puede verse que la velocidad real del
agua es siempre mayor que la velocidad aparente.
178
La ley de Darcy es valida para flujo laminar, y como se esta tratando con sedi-
mentos aluviales no consolidados, en los que el agua se mueve a una velocidad
lenta,prevalecen las condiciones de flujo laminar; consecuentemente la ecuación
de Darcy puede aplicarse sin un error apreciable.
Como se mencionô anterionnente, la ley de Darcy tiene una cierta analogîa con
otras leyes fîsicas, por ejemplo, con la ley de Ohm de electricidad: i = v/r,
donde i es la intensidad (amperios), V es el voltaje (voltios), y r es la resis-
tencia (Ohmios).
Si se compara las dos leyes, puede verse que 1/K es comparable con r de la ley
de Ohm; en realidad, la inversa de la conductividad hidrâulica représenta una
resistencia, es decir, cuanto menor sea el valor de K, mayor el valor de 1/K y
mayor la resistencia del flujo, y viceversa.
La similitud de la ley de Darcy con otras leyes que describen otros fenómenos
fîsicos tiene consecuencias importantes, por que permite buscar soluciones de
los problemas del flujo del agua, a partir de problemas similares de otras ramas
de la fîsica. Ademas, el flujo del agua puede simularse con otros tipos de flujo;
de hecho se utiliza en el estudio de modelos, por ejemplo modelos eléctricos, o
laminas conductores analôgicas (ver Cap.7).
Ejemplo numérico
Se intercepta por medio de una zanja la filtraciôn que existe por debajo de la
base de una carretera. La conductividad hidraûlica de la capa permeable es de
0,4 m/dîa. Segûn la Ec.22, por unidad de superficie de la secciôn transversal:
v = 0,4 4 , S ~53'2 = 0,02 m/dîa
Suponiendo una superficie de secciôn transversal A = 3 m por metro de longitud
de la zanja, y una zanja de 400 m de longitud, la cantidad de agua que fluye en
la zanja es:
3 Q = vA = 0,02 x 3 x 400 = 24 m /dîa
179
fyyy, v v*^*'xx'xv>\—===== , V vV* impermeable Nv-y-N \ " , f.\W V> 'A ' , \ canal
X^/vyA y ,1'yvvv! "—' ™ ~ <yyy<X.-X-''ysyy>C '"»permeable
f« L » 25 m •
D 3m
1
Fig.5. Interaeptaaión de filtvaaiones bajo la base de una aarretera.
6.3.2 Constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy
La constante de proporcionalidad K de la ley de Darcy, v = - Ki, représenta la
velocidad de flujo aparente por unidad de gradiente hidraûlico.Se désigna normal-
mente como conductividad hidraülica o coeficiente de permeabilidad y dépende de
las propiedades del fluîdo, es decir, el agua, y del medio poroso que es el
suelo.
El flujo del agua a través de los poros del suelo, puede compararse con el flujo
de un fluîdo a través de un tubo circular de radio uniforme R. Cuando el flujo
es laminar a través del tubo, puede expresarse la descarga con la formula siguien-
te, conocida como la ecuación de Hagen-Poiseuille y publicada en 1842:
_ 7TR"pg Ah 4 " 8n L
donde
3 -1 Q = cantidad de flujo de fluîdo (L T )
R = radio del tubo (L)
n = viscosidad dinâmica del fluîdo (ML T )
Ah = pérdida de carga entre los dos puntos (L)
L = longitud del tubo entre los dos puntos (L) -2
g «• aceleración de la gravedad (LT ) -3
p = densidad del fluîdo (ML )
Como el ârea de la sección transversal de un tubo de fluîdo circular, A, es igual
a TTR2 Ô 1/4 Trd2, siendo d el diametro del tubo, la Ec.24 puede escribirse de la
çr pg_ Ah 32 n L (25)
180
Como, segûn la Ec.21, v = Q/A, la Ec.25 puede escribirse:
v = f = ^ i (26)
Experiencias de campo y laboratório muestran que hay una estrecha analogîa el
flujo laminar en tubos y el flujo del agua a través de los suelos. De la compa-
raciön de las Ecs.22 y 26 se deduce:
"S? <"> donde d représenta el diametro medio de los poros del suelo, que es un parâmetro
caracterîstico del tamano medio de las partîculas.
Introduciendo una constante sin dimensiones que dépende de propiedades fîsicas
taies como la porosidad, distribuciôn y variacion de los poros del suelo, forma
de las partîculas, y disposición de las mismas, la Ec.27 puede escribirse de la
forma siguiente:
K. = cd2 ES. = K' &• (28)
donde K' solamente dépende de la naturaleza del suelo y no de las propiedades del fluîdo.
La Soil Science Society of America propuso en 1952 que K' se denominara permea
bilidad intrînseca, o simplemente permeabilidad, mientras que K, que es la cons
tante de proporcionalidad de la ley de Darcy, se llamase conductividad hidraûli
ca- En la practica, los hidrológos tratan generalmente con la K de Darcy y se usan alternativamente los dos términos permeabilidad y conductividad hidraûlica.
E n el Cap.24, Vol.III se explican los métodos utilizados para determinar la con
ductividad hidraûlica y para evaluar su utilización en estudios de drenaje.
6'3.3 Influencia de la temperatura
Como se muestra en la Tabla 1 (Apartado 2.2) la temperatura influye tanto en la
densidad como en la viscosidad del agua. En la practica, se desprecia la influ-encia de la temperatura en la densidad, y su valor se toma como constante,
1.000 kg/m . Sin embargo, résulta evidente en la tabla, que no siempre es posible
181
ignorar la influencia de la temperatura en la viscosidad. La conductividad
hidraûlica a una temperatura de x C puede obtenerse a partir de la K medida a
y C, utilizando la ecuación siguiente:
v Kx°= V v <29>
Por ejemplo si la conductividad hidraûlica de una muestra, medida en el laborató
rio a 25 C, es de 2 m/dîa, mientras que la temperatura del agua freâtica es 10 C,
se tiene que
v v n20° „ v 1,0) x 10"3 . . ... Kin° = K?<;° n = 2 x -* r - 1,5 m/dia
/ D ni0 1,31 x io J
6.3.4 Correcciôn de la carga de un acuîfero con agua salina
a la correspondiente con agua dulce
El potencial o carga hidraûlica del agua de la zona saturada quedó definido en el
Apartado 2.5 (ver también Fig.3). Las cargas hidraûlicas se miden en el campo
por medio de un piezómetro que se instala a la profundidad a la que se va a
observar la presion del agua. Se han desarrollado varias técnicas para la insta-
lación de piezómetros y para la medida de cargas hidraûlicas, que serân estudia-
das en el Cap.20, Vol.III.
Si las medidas se toman en piezómetros instalados en un estrato profundo, que
contiene agua de diferentes contenidos de sales, es decir, la cantidad de sales
varia lateralmente de muy baja a muy alta (de agua dulce a agua salada), como
norma debe convertirse las cargas hidraûlicas medidas en el agua salada a las
correspondientes agua dulce.
Expresando la carga del agua dulce, h., como (ver Fig.6):
h. = z + -E-f Pfg
y la carga del agua salada, h , como:
h = z +-2-
donde p, y p son respectivamente las densidades del agua dulce y del agua salada,
182
se obtiene por eliminación de p/g
h P pe - p, , S S S I h, = z
f Pt Pc (30)
Si el nivel de referencia coincide con el fondo del piezómetro, o en otras pala
bras si z = 0, la carga comparativa de agua dulce puede expresarse de la forma
siguiente:
, ! s _ _ p _ ^ s 's pf - psg pf
(31)
Por ejemplo, si la carga hidraulica medida en agua salada es de 30 m sobre el
nivel de referencia que se supone que coincide con el fondo del piezómetro, y la 3
densidad del agua freätica es de 1025 kg/m , la longitud de una columna de agua
dulce del mismo peso es:
hf = 3 0 T Ö § = 3 0 ' 7 5 m
NVVVV/ZA,^ \^///^\\\\\V////^A\\\\\-y7//,
nivel de referencia
Fig.6. Cargas hidraûliaas en masas de agua dulce y salada.
6.4 Algunas aplicaciones de la ley de Darcy
6.4.1 PermeSmetro de carga decreciente
En la Figura 7 se muestra el principio de un permeämetro de carga decreciente,
La carga que causa el flujo de agua descendente verticalmente a través de la
muestra decrece con el tiempo. Segun Darcy
183
h(ti) - h(t2) Q(t) = K = A
donde Q(t) es la cantidad de flujo a través de la muestra en función del tiempo t,
y h(t.) y h(t~) son las cargas hidraülicas en f
respecto al nivel constante de salida del agua.
y h(t.) y h(t~) son las cargas hidraülicas en función del tiempo, ambas medidas
Fig. 7. Permeâmetvo de oavga deoreciente.
La cantidad de flujo Q(t) es igual a la velocidad del descenso de la carga dh/dt
en el tubo de medida, multiplicada por el area de la sección transversal. Cuando
el area de la sección transversal de la muestra y del tubo de medida son iguales,
se obtiene la siguiente expresión:
dh dt
h(t)
donde el signo negativo indica que la carga decrece al aumentar el tiempo. Inte-
grando entre los limites t. y t., durante los que h cambia de h(t.) a h(t„) se
obtiene:
h(t2) ƒ h(ti)
dh h t ^ d t
-In h(t2) + In h(t!) = £ (t2 - ti)
de lo que se deduce que:
K = t2 ti
In h(tï)
(32)
184
Por ejemplo, si la longitud de la muestra es L = 10 cm, t. - t, = 15 minutos,
h(t ) = 45 cm y h(t.) » 35 cm, se obtiene:
« - ,0 In *5 K - TI ln 35
y| 0,26 = 0,17 cm/min = 24,5 m/dïa
6.4.2 Flujo a travës de suelos estratificados
Hasta ahora, los suelos se han considerado homogéneos e isótropos. Isotropïa con
respecto a la conductividad hidrâulica significa que, en un cierto punto, la
conductividad hidraölica del suelo tiene el mismo valor para cualquier dirección
de flujo. Sin embargo, los suelos in situ raras veces son homogéneos, sino que
estân formados por horizontes con conductividad hidrâulica diferente.
Considérese la Fig.8 donde el agua fluye en dirección horizontal a través de tres
capas que tienen una conductividad hidrâulica diferente K , K., y K. y un distin
to espesor D., D-, y D,.
Fig.8. Flujo horizontal a través de un suelo estratifioado.
Si se supone que no hay flujo a través de los limites de cada uno de los hori
zontes, el gradiente hidrâulico i = (h - h_)/L = Ah/L incide en el flujo a
través de cada horizonte.
La cantidad de flujo por unidad de anchura de cada estrato (q., q., q.) puede
expresarse por:
185
q, - K ^ i
q2 = K2D2i
q3 = K3D3i
y el flujo total es:
q, + q2 + q3 = q = (K,Dj + K2D2 + K3D3)i = I(KD)i (33)
Para el flujo total a través de los tres estratos se puede también escribir que:
q «= K(Dj + D2 + D3)i = KDi (34)
donde K es la conductividad hidrâulica media.
Igualando los dos primeros miembros de las Ecs.33 y 34 se obtiene la siguiente
expresión para K:
K K1D1 + K2D2 + K3D3 Z ( K D )
D + D + D D (35)
donde E(KD) es la transmisividad del suelo estratificado por el que el agua se
mueve horizontalmente.
En la Fig.9 se muestra un caso en el que el agua fluye verticalmente en sentido
descendente a través de un perfil de suelo, constituïdo por horizontes de dife-
rentes espesores y de diferentes conductividades hidräulicas.
• - % ~m\
*m
agua embalsada
Svv\ "X-H*:
• / / S S S S s P. O S/S/S/S/S
mm„ nivel de referenda
Fig.9. Flujo vertical descendente a través de un suelo estratificado.
El flujo por unidad de superficie de sección transversal, es decir la velocidad
de flujo v • Ki, sera la misma para cada horizonte, suponiendo que el suelo esté
saturado y que no haya fugas laterales de agua. Por tanto:
h, - h 2 D,
v = K, —T— o v — = h, - h2
h 2 - h 3 D2
v - K2 — 5 — o v - = h2 - h3
h3 - h2 D3
v " K3 — 5 7 - ° v ÏÏ; = h3 - \
Como (h. - h„) + (h. - h.) + (h_ - h.) • h. - h, = Ah, aumando estas ecuaciones
se obtiene
Ah Ah
h. + !i + 3 Cl + C2 + c3 Kl K2 S
(36)
donde c., c„, y c~ son respectivaraente las resistencias hidrâulicas de los tres
horizontes, a través de los que pasa el flujo verticalmente. La dimension de c
es (T), por lo que generalmente se usan dîas (D en m, K en m/dîa) (ver Cap.13,
Vol.II). Su valor inverso 1/c = K/D se llama a veces por analogîa con KD del
flujo horizontal, transmisividad para el flujo vertical.
Como ejemplo, supóngase una situación como la que se indica en la Fig.10, es
decir, un horizonte superior arcilloso en el que se supone que la capa freâtica
permanece estable (por ejemplo por drenaje o evaporación). El espesor saturado
de este horizonte arcilloso es D. = 9 m, y su conductividad hidrâulica es
K = 1,0 m/dîa.
Debajo de este horizonte se encuentra un lecho arcilloso, de 1 m de espesor y
con una conductividad hidrâulica K. = 0,05 m/dîa. Esta segunda capa arcillosa
yace sobre un horizonte arenoso, que contiene una capa de agua cuya carga
hidrâulica supera la de la capa de agua del horizonte superior arcilloso
(Ah = 0,05 m). Esta diferencia de carga causa un flujo vertical ascendente desde
el horizonte de arena a través de las capas de cobertura arcillosas. Segûn la
Ec.36 la cantidad de flujo ascendente es:
0,05 0,05 0,05 „ „,,,-, , , . 9/1 + 1/0,05 " 9^T2Q ' -2T - °»00'7 m / d l a
187
W w Ä O - A V / impermeable <J»> x y « y / ' V V y A
Fig.10. Flujo vertical asaendente a través de dos leohos araillosos con di-féventes conductividades hidraûliaas y diferentes espesores.
6.5 Ecuaciones bâsicas del flujo de agua de la zona saturada
En los apartados anteriores se ha discutido brevemente el tiempo de flujo mäs
elemental, es decir el flujo lineal, que se utiliza para establecer la ley de
Darcy.
Desde un punto de vista fîsico, todos los sistemas de fluîdos se extienden nece-
sariamente en tres direcciones, y entonces su anâlisis llega a ser mucho mas
complicado. Sin embargo, en muchos problemas del flujo del agua de la zona
saturada, el flujo es substancialmente el mismo en pianos paralelos, y entonces
puede ser tratado como si tuviera un caracter bidimensional.
Con ésto se quiere decir que el vector de distribuciôn de velocidad en el sistema
del fluîdo, varia solamente con dos de las coordenadas rectangulares y es indepen-
diente de la tercera. Por ejemplo, cuando se drena la tierra con drenes abiertos
paralelos, o con drenes enterrados, el patron de flujo es el mismo en cada piano
vertical a los drenes. Otro caso de flujo bidimensional es el del flujo a un pozo
que pénétra totaltnente en un acuffero, cuando se bombea el agua. En este tipo
de flujo, el movimiento del fluîdo es también independiente de la coordenada
vertical z. El término "flujo radial utilizado con frecuencia, quiere decir un
flujo bidimensional simétrico respecto a un eje de simetrïa.
Para la solucion de problemas de flujo bi ö tridimensional debe combinarse la ley
de Darcy con la ecuaciôn de continuidad discutida en el Apartado 2.5. La ecuaciôn
188
bäsica del flujo resultante, es una ecuación en derivadas parciales que se lla
ma ecuación de Laplace.
6.5.1 Ecuación de Laplace para flujo en rêgimen permanente
Si se considéra que el agua es un fluîdo incompresible, la ecuación de continui-
dad, para flujo independiente del tiempo, segün se ha visto en el Apartado 2.6,
es la siguiente:
3v 3v 3v
dx dy dz
Segün la ley de Darcy, y suponiendo un suelo homogéneo e isótropo (por tanto
K = K = x y
siguiente:
K = K = K = K, donde K es una constante) se puede escribir de la forma x y z ' f
v » - K T - ' v = - K -r— v - - K -r— X dx y dy z dz
donde v , v , v , son los componentes de la velocidad en un sistema de coordena-x y z
das rectangulares.
Substituyendo en la ecuación de continuidad se obtiene:
3 <- K e . 3 ( - K | ) [ a ( - ^ ) _ o + 3x dy 3z
|fh + |!h + |!h = 0 (37) dx dy dz
Esta es la ecuación de Laplace para flujo tridimensional. Para flujo bidimensional
se reduce a:
! ^ + | ^ = 0 (38) dx dy
La ecuación de Laplace se expresa también de la forma siguiente:
V2h = 0 (39)
189
donde el sîmbolo V, Hamado "nabla", se usa para designar el operador diferen-
cial
i_ + 1_ + 3_ 3x 3y 3z
y V2, "nabla cuadrado", se utiliza para
32 + 32
+ 32
3x 3y 3z
que se llama el operador de Laplace.
Las anteriores ecuaciones de flujo y de continuidad son validas para diferentes
tipos de flujo saturado. Cada vez que se investigua un problema de flujo en par
ticular, solamente puede resolverse si se conoce lo que sucede en los limites
de la zona de flujo.
Por tanto, para resolver un problema de flujo en particular, deberân definirse
adecuadamente las llamadas condiciones de limite. Pueden incluir expresiones de
la carga hidraülica o de las condiciones de entrada y salida del flujo en el li
mite, o que un limite sea una lînea de corriente etc. Para mayores detalles
sobre las condiciones de limite ver el Apartado 7.
Finalmente deberâ tenerse en cuenta que en el flujo de drenaje surgen complica-
ciones por el hecho de que la zona de flujo generalmente esta limitada por la
superficie freâtica, cuya forma es desconocida. Por tanto se han introducido
suposiciones que simplifiquen y dan lugar a soluciones aproximadas siendo por la
general la exactitud de taies soluciones lo suficientemente correcta para fines
prâcticos.
Para la soluciôn de problemas de flujo en régimen variable, las condiciones
de limite deberân especificarse en funciôn del tiempo, y deberâ darse el estado
del flujo en el tiempo t = 0 en cada punto de la region de flujo. Estas especi-
ficaciones se llaman condiciones iniciales.
6.5.2 Suposiciones de Dupuit-Forchheimer
Como se ha observado en los apartados previos, en algunos estudios del movimiento
del agua freâtica, incluyendo los del flujo de drenaje, se considéra la capa de
agua como una superficie de agua libre. Una superficie de agua libre es una
superficie en contacto y en equilibrio con la atmósfera, por lo que es por tanto,
190
una lînea de corriente a lo largo de la cual la presión es la atmosférica.
Los problemas de flujo en la superficie libre son difîciles de resolver a causa
de las condiciones de limite, que no son lineales. Un anâlisis de taies problemas
basado ûnicamente en las ecuaciones de Darcy y Laplace conducen a soluciones
complejos. Sin embargo, no es siempre deseable una solución matemâticamente
exacta, cuando se considéra la naturaleza aproximada de las ecuaciones diferen-
ciales en s£, de las condiciones de limite y de las suposiciones de homogenidad,
isotropîa, y recarga a partir de una precipitación o de riego. Esta es la razôn
por la que los cientîficos desarrollaron métodos aproximados de resolución, de-
rivados de la hidrâulica, que requieren medios matemâticos menos complejos.
Por analogîa con el flujo en canales abiertos, se supone que el tipo de flujo
de superficie libre es principalmente unidimensional. Tiene la forma de un tubo
de flujo, cuyas dimensiones transversales son mucho mas pequenas que su longitud.
La sección transversal del tubo solamente puede variar gradualmente con la distan-
cia a lo largo del flujo principal, de forma que pueden despreciarse componentes
transversales del flujo.Por tanto las lîneas de corriente son casi paralelas entre
sî y las superficies equipotenciales son casi pianos perpendiculares al flujo
principal, siendo por lo tanto también casi paralelos-
Este método de solución fué desarrollado primeramente por Dupuit en 1863, en el
estudio del flujo del agua hacia pozos y zanjas (Fig.11).
pendtente
h L-
Fig.11. Flujo en régimen permanente en un aauifevo libre, que ilustva las suposiciones de Dupuit.
Dupuit supuso lo siguiente:
- para pequenas inclinaciones de la superficie libre de un sistema de flujo,
191
pueden tomarse las lïneas de corriente como horizontales en cualquier sección
vertical
- la velocidad de flujo es proporcional a la pendiente de la capa de agua
libre, pero es independiente de la profundidad del flujo.
Estas suposiciones implican una reducción de las dimensiones del flujo, el flujo
bidimensional se transforma en uno unimensional, y la velocidad de flujo en la
superficie freâtica es proporcional a la tangente del gradiente hidraûlico en
vez de al seno (a dh/dx en vez de a dh/ds).
Basândose en estas suposiciones, Forchheimer (1885) desarrolló una ecuaciôn gene
ral para la superficie libre aplicando la ecuaciôn de continuidad al agua de una
columna vertical en una zona de flujo, limitada superiormente por la superficie
freâtica e inferiormente por una capa impermeable, en la que la altura de la
columna de fluîdo es h (ver Fig. 12).
superficie freâtica
base impermeable Fig. 12. Flujo horizontal aproximado en un espaoio elemental de fluîdo, aomo suposioiân para la deduoaiôn de la eouaoiôn de continuidad lineal de Forehheimer.
Tomando la superficie de la capa impermeable como horizontal, es decir, coinci-
diendo con el plano de coordenadas horizontales x e y, los componentes horizonta
les de la velocidad de flujo son:
v 3 h v = - K -5— x 3x
v = y
3h 8y
Si q es el flujo en dirección x por unidad de anchura en dirección y, entonces
el flujo que entra a través de la cara izquierda de la columna, es el producto
de la superficie h dy por la velocidad v :
192
qx dy = _ K (h _ g) dy x
A medida que el flujo va desde la cara izquierda a la derecha de la columna cambia
en una proporción 3q /3x. Cuando deja la cara derecha de la columna q dy ha x x cambiado a q , dy, es decir a Hx+dx ''
3q (qx + IT dx) dy
La diferencia entre el flujo que sale y el que entra por unidad de tiempo en la
dirección x es la siguiente:
3 q x s ah
<Vdx - \)d* = 31T dy = - fc (h |J) dx dy
Similarmente el cambio de flujo en dirección y es:
^ dx dy = - K lp- (h |£) dx dy
Suponiendo que el flujo es en régimen permanente, la condición de continuidad
requière que la suma de los cambios sea cero. Por tanto
-K h (h ü r> + h (h & dx dy = ° (40)
l^jt^hih$'° (41)
^ i + l = 0 (42) 3x2 3y2
que es la ecuación de Forchheimer.
Las aproximaciones de Dupuit tienen muchas ventajas, algunas de ellas son las
siguientes:
- las dificultades matemäticas que se presentan en la resolución de muchos
problemas de flujo, se reducen considerablemente
193
- los limites impermeables y del agua que son tridimensionales, se reempla-
zan por limites verticales ficticios, que solamente se pueden curvar en piano
horizontal
- no hay limite con aportes desde arriba o desde abajo, es decir, no se
anade agua desde arriba por precipitación, riego, recarga, etc. o desde abajo
por flujo de entrada de agua subterrânea, agua artesiana
- hay solamente una variable dependiente, h, elevación de la superficie del
agua libre
- las condiciones de limite de la superficie libre que son no lineales
desaparecen, por lo que el problema se transforma en lineal
- puede aplicarse el principio de superposición, que permite determinar la
forma de la capa de agua y la velocidad en cada punto del sistema de flujo.
Ver también BEAR y otros (1968).
6.5.3 Flujo en régimen variable
Cuando existen condiciones de flujo en régimen variable, estado que a veces se
llama flujo transitorio, la suma de las variaciones de flujo en dirección x e y
debe ser igual a la variación en la cantidad de agua almacenada en la columna con-
siderada. Este cambio en la cantidad de agua almacenada se refleja en un descenso
o en una elevación de la superficie freâtica, cuando respectivamente el suelo
libera o toma agua.
La variación en almacenaje se expresa cuantitativamente de la forma siguiente:
AS » yAh (43)
donde
AS = variación de la cantidad de agua almacenada por unidad de area super
ficial en el tiempo considerado
y = porosidad efectiva del suelo
Ah = variación del nivel de agua en el tiempo considerado (L).
De esta forma, la porosidad efectiva se define como la fracción del suelo que
libera o toma agua por unidad de variación de la altura de la capa freâtica.
194
El principio de continuidad requière que la Ec.40 sea en este caso:
„ [9 ,. 3h- 3 ,. 3h.l , , 3h
" K l aï (h ïJ + â7 (h 37}J dx dy = ~ u JÏ dx *y <44> o
32h2 + 3
2h2 m 2y 3h
3x2 3y2 K 3t
La ecuaciôn A4 puede también escribirse
„ |\ 32h ,3h.2 u 3
2h ,3h 21 3h
K^h-_+ (_) + h _ _ + (_) J = p _ (46)
Si h es grande en comparación con su variación, puede considerarse h como una
constante de valor medio igual a D y despreciar los tÄninos de segundo orden
(j~) y (-r—)2, obteniéndose asî la siguiente ecuaciôn:
â h 32h _ p 3h ,.,,.
3x2 3y2 ^ 3 t
Esta ecuaciôn es idéntica a la bidimensional para la conducción del calor o a la
del flujo bidimensional de un fluîdo compresible a través de un medio poroso.
6 • 5 . 4 Re carga
Hasta ahora se ha supuesto que no hay ningûn aporte, es decir, que la superficie
libre no recibe agua de lluvia o de riego.
J- existen aportes, por ejemplo por una precipitaciôn constante de valor R, el principio de continuidad requière para el caso de flujo en régimen permanente
(ver Ec.44):
- K [|_ (h |H) + |_ (h |£)1 dx dy = R dx dy • (48) [ ox 3x 3y ày J
S2h2 + 3 V _ _ 2R (49)
Sx2 3y2 K
195
donde R es el valor de la recarga (LT ).
Para flujo en régimen variable se tiene que cumplir que:
- K [ f c (h lï> + h (h H > ] dx dy - R dx dy = - p |i dx dy
o, por un proceso similar al que se ha utilizado para la deducción de la Ec.47:
KD (UU + Üh) = y |£ - R (50) 8x2 dy2 3 t
Debe tenerse en cuenta que las soluciones de la Ec.47 pueden deducirse para unas
condiciones iniciales y de limite de h bastante arbitrarias. Pero las suposicio-
nes de Dupuit, fundamentando la ecuación original (44), son cuestionables y
en casos especiales pueden llevar a errores considerables en los resultados obte-
nidos. Por tanto para resolver los problemas del flujo bidimensional del agua
freâtica se han desarrollado otros métodos, que no se basan en esta3 suposiciones
sino que utilizan la técnica de variables complejas (ver Apartado 6.3).
6.5.5 Flujo en una capa libre situada entre dos masas de agua
En este apartado y en los siguientes se presentan algunas aplicaciones derivadas
de la formula del flujo en régimen constante.
En la Figura 11. se muestra el flujo de agua freâtica a través de una faja de
tierra limitada por dos cursos de agua, cuyos nivelés estän a una altura y e y.
sobre la capa impermeable. La capa freâtica en la zona de flujo es una superficie
libre. Si se toma un sistema de coordenadas rectangulares, el plazo xz représenta
el piano de flujo. Se supone que la superficie libre no se recarga por precipi-
tación o riego.
La ecuación de Forchheimer (Ec.42) para flujo unidimensional se reduce a:
^ 1 = 0 3x2
que integrando da:
h2 = Ax + B (51)
196
donde A y B son constances de integración. Con las condiciones particulates
para x = 0 h = y
y x = L h = y
se obtiene
2 2
V2 - yi A = y B = yf
L
Sustituyendo los valores de A y B en la Ec.51 se obtiene:
2 2
y2 - yi
h = x + y? (52) L
que demuestra que la capa freâtica tiene una forma parabólica.
Para la descarga por unidad de anchura a través de una sección transversal verti
cal, se deduce de la ecuaciôn de Darcy:
vu d h q = - Kh -7-^ dx
que tras integración y sustitución para las condiciones particulares da:
2 2
yi - y2
1 - - 2 Ï T — K ( 5 3 )
Por ejemplo, supóngase que L = 25 m, yi = 6 m, y2 = 5 m y K = 0,2 m/dîa. La
descarga por unidad de anchura de la masa de agua es:
q = 0,2 362 ~ " = 0,044 m3/dîa
Si la masa de agua tiene una longitud de 400 m, la descarga total es entonces
Q = 400 x 0,044 = 17,6 m3/dia
la carga h a una distancia x = 15 m es:
h = 252~- 3 6 15 + 36 - 29,4 m2
h = 5,4 m
197
Se observa que debido a las suposiciones de Dupuit, la posiciôn de la capa de
agua asî calculada, permanece un poco por debajo de la capa de agua real, en
particular cerca del desagüe.
6.5.6 Flujo en rêgimen permanente a zanjas paralelas, con una
recarga uniforme sobre la superficie del suelo
Otro ejemplo de aplicación de las suposiciones de Dupuit, es el siguiente; su-
pôngase un suelo homogéneo e isótropo, limitado por debajo por una capa imper
meable y drenado por una serie de zanjas paralelas que penetran la capa del
suelo hasta la base impermeable. La superficie del suelo se recarga uniformemente
por una precipitación de valor R. Los nivelés de agua en las zanjas estän a una
altura y , y la carga de agua freätica es h. Las zanjas estän separadas a una
distancia L (ver Fig.13).
I precipitación (mm/dia)
I t I 1 t t 1
pendiente
f c ^
^Ä^^*5^SÄ-pe,meabe ' y > » « ^ > : < K ^ ^ ^ ^ < ^ '
Fig.13. Flujo haaia zanjas paralelas, que penetran en un aauifero libre hasta la base impermeable. La capa de agua esta en equilibrio con la recarga de precipitación. El nivel del agua en las zanjas tiene una misma altura.
El problema es encontrar una expresión para la altura de la capa freätica a media
distancia entre las zanjas, H. Supóngase que el gradiente hidrâulico en un punto
es igual a la pendiente de la capa de agua en ese punto (suposiciôn de Dupuit-
Forchheimer). Puede verse en la figura que la suposiciôn de flujo horizontal cerca
de las zanjas es incorrecta, ya que allî las lîneas de flujo son curvas. Donde la
pendiente de la capa freätica es relativamente baja, las suposiciones de Dupuit-
Forchheimer son casi validas y solamente resultarân pequenos errores en los câl-
198
culos. La solución del problema puede encontrarse tomando un sistema de coorde-
nadas rectangulares, cuyo origen se situa en la base impermeable en el centro
de una de las zanjas. En la Fig.13 puede verse que un plano vertical dibujado a
media distancia entre las zanjas supone un plano de division. Toda el agua que
penetra a la derecha de este plano fluye hacia la zanja derecha y, similarmente,
todo el agua que entra a la izquierda fluye hacia la zanja izquierda.
Considérese el flujo a través de un plano vertical a una distancia x de la zanja
izquierda. Todo el agua que entra en el suelo a la derecha de este piano debe
pasar a través de él, en su recorrido hacia la zanja. Si R es la recarga por
unidad de superficie de suelo y por unidad de tiempo, entonces el flujo por uni-
dad tiempo a través del plano considerado es:
qx = R (| - x)
Evidentemente se puede aplicar la ley de Darcy al flujo a través del plano, de
acuerdo con las suposiciones establecidas, obteniendo asî una segunda expresión
para q . Para el gradiente hidraulico, se puede escribir dh/dx y en el piano
la superficie de la sección transversal de flujo es igual a h, por lo que:
vu d h
q = Kh — nx dx
Como el flujo debe ser igual en los dos casos, se pueden igualar los dos segundos
miembros en las dos ecuaciones.
Kh = R à - x) (54) dx l
Multiplicando por dx los dos miembros de esta ecuaciôn se obtiene:
Kh dh = R <h - x) dx
Kh dh = (RL/2) dx - Rx dx
que es una ecuaciôn diferencial ordinaria, que puede ser integrada. Los limites
de integración son:
para x = 0 h = y
x = JL h = H
199
por lo que se puede escribir
h=H x=iL K ƒ h dh - R ƒ (JL - x) dx
h=y x«0
Integrando y substituyendo estos limites se obtiene:
JK(H2 - y2) = R(jL)2 - JR(JL)2 = }R(}L)2
4K(H2 - y2) L 2 R~^ (55)
que puede escribirse de la forma siguiente:
L* - A K ( H + y o ) ( H " y o )
La diferencia de carga es H - y = Ah, 5 H = y + Ah; substituyendo eate valor de
H en la ecuación anterior se obtiene:
4K(2y + Ah)Ah
8Ky Ah 4KAh2
L2 = —f- + - Y - (56)
Con frecuencia esta formula se utiliza para resolver problemas de drenaje. Debe
tenerse en cuenta que en las formulas de drenaje especificadas en este libro para
designar la diferencia de carga se utiliza h en vez de Ah.
6.5.7 Flujo en régimen permanente hacia un pozo
Como ultimo ejemplo se analiza el flujo hacia un pozo que penetra completamente
en un acuîfero (Fig. 14). Se supone un acuîfero homogéneo e isótropo, limitado por
debajo por una capa impermeable horizontal y en el que penetra plenamente un
pozo. Mientras se bombea el pozo recibe agua de todo el espesor del acuîfero
saturado, y que la longitud del filtro del pozo es igual al espesor saturado
del acuîfero.
200
2r*
capa de agua iniciat
^ impermeable
f?° pendiente A U
I I Fiç?.24. Flujo radial horizontal haoia un pozo que pénétra totalmente un aauifero libre mientras se bombea agua. No existe reoarga por preoipitaoiôn.
La capa freâtica inicial es horizontal, pero toma una forma curva una vez que co-
mienza a bombearse. Entonces el agua fluye horizontalmente de todas las direccio-
nes hacia el pozo (flujo radial).
Ademâs se supone que no hay recarga, y que el flujo del agua freâtica hacia el
pozo es en régimen permanente, es decir, las cargas hidrâulicas a lo largo del
perïmetro de cada cîrculo concéntrico con el pozo son constantes (simetria radial),
Se puede hallar el flujo a través de cada cilindro, a una distancia r del centro
del pozo,aplicando la ley de Darcy y suponiendo que el gradiente hidrâulico en
este cilindro es igual a la pendiente de la capa freâtica en el cîrculo de esta
circunferencia, dh/dr (suposición de Dupuit-Forchheimer).Substituyendo en la ecua-
ciôn de Darcy este gradiente, y la superficie de la secciôn transversal de flujo
A = 2TT rh, se obtiene la siguiente ecuación:
Q = 2TT rhK dh dr
(57)
donde
Q = descarga del pozo para flujo radial en régimen constante hacia dicho
pozo (L3 T~')
K = conductividad hidrâulica del material del acuîfero (LT )
Integrando se obtiene:
h2 = -2 In r + C TTK.
(58)
201
Integrando entre los limites h = h e n r = r y h = H e n r = r se obtiene:
w w e
h=H r=r ƒ h2 = - â m ƒ e r h=h ™ r=r
w w
H2 - h2 = - § In l i w
y reordenando l a ecuación y despejando Q:
TTK(H2 - h2)
l n ( r lx ) e w
(59)
que es la formula de Dupuit.
Puede obtenerse una solución especïfica de esta ecuación substituyendo un par de
valores de h y r, observados en dos pozos de observación a diferentes distancias
del centro del pozo de bombeo:
para r = r h = h.
para r = r. h = h 2
La ecuación es entonces:
" 2 ~ b-i
Q = ïïK -zr—-. 7 r-ln(r2/ri)
(60)
Si el descenso de la capa de agua es pequena, en comparación con el espesor satu-
rado del acuîfero D, entonces por aproximación se puede considerar h. + h = 2D,
con lo que la ecuación llega a ser la siguiente:
Q ° 2 * K D l n ( r 2 / r ! ) (61)
Es evidente que esta ecuación falla al describir con precision la curva de des
censo de la capa de agua cerca del pozo, donde la acusada curvatura de la capa
de agua contradice las suposiciones de Dupuit-Forchheimer. Para objetivos prâcti-
cos y en distancias no demasiado cortas del pozo, puede usarse la formula sin
cometer errores apreciables (ver Cap.25, Vol.III).
202
6.6 Algunos aspectos del flujo tridimensional
6.6.1 Conductividad hidrâulica discontinua
Se ha apuntado en el Apartado 4.2 que los suelos en general no son homogéneos e
isótropos, sino que estân formados de diferentes horizontes que tienen conductivi-
dades hidrâulicas diferentes.
Supóngase una superficie horizontal que sépara dos zonas de conductividades
hidrâulicas diferentes K y K. (ver Fig.15). Las direcciones normal y tangencial
al limite comûn de las dos zonas de flujo se designan respectivamente por n y t.
Los componentes de la velocidad del flujo en estas direcciones se designan por
v y v en la zona superior de conductividad hidrâulica K,, y v e t en la ni ' ti 1 * ' n 2 r2
zona inferior de conductividad hidrâulica K..
Fig.le. Refraaciân en el limite de dos oapas isótropos homogêneas con conductividades hidrâulicas K1 y K„ respectivamente (K1 < K- ) .
La presión, por tanto la carga hidrâulica h, debe tener necesariamente el mismo
valor en cada lado a lo largo del limite.
El principio de continuidad requière que todo el agua que sale de la zona supe
rior debe entrar en la zona inferior. Esta condición implica que los componentes
del vector velocidad de flujo, normales al limite comûn, deben ser los mismos
en cada lado.
v » v ni m
(62)
Aplicando la ley de Darcy a los componentes a lo largo del limite, v y v , se tj t 2
203
obtiene
vt l • - Ki i r y v
t 2 - - K* ar
Como la carga hidrâulica h es la misma a los dos lados del limite, 3h/3t tiene
el mismo valor en los dos lados, por lo que:
v„ /Kj = v /K2 (63) tl t2
Si et] y a2 representan los ângulos de los vectores velocidad respectivos respecto
a la dirección normal al limite, de las Ecs.62 y 63 se deduce que:
Kj tan ai
Kj = lalT^T (64)
De lo que se deduce que hay un cambio brusco en la dirección del vector velocidad
de flujo, a lo largo del limite entre dos zonas con conductividad hidraülica di-
ferente. También se deduce que si K2>> Ki, tan a2 es muy grande en comparación
con tan ai. Esta situación se da cuando un horizonte arcilloso (Ki) cubre un
horizonte arenoso (K2). En la capa arcillosa el flujo es casi vertical y en la
capa arenosa es casi horizontal.
Esto justifica las suposiciones que generalmente se han hecho, de que en un acuï-
fero semiconfinado el flujo del agua en la arena puede considerarse como horizon
tal, y en el estrato arcilloso de cobertura como vertical.
6.6.2 Funciones de potencial y de corriente
La ley de Darcy para flujo permanente bidimensional en un suelo homogéneo esta-
blece:
,r 3h „ Oh /rr\ v = - K v - y v = - K T- (65) x 8x ' y 3y
donde v y v son las componentes del vector velocidad de fluio en las direcciones x J y J
de las coordenadas x e y.
En esta ecuación la carga hidrâulica h es una cantidad escalar, es decir, puede
expresarse y definirse en cada punto solamente por un numero,en contraste con una
204
cantidad vectorial, que ademâs requière una dirección.
Se ha supuesto que el suelo es homogéneo,por tanto K es constante,y que el agua
tiene una densidad y una viscosidad asï tnismo constantes. Introduciendo un vector
derivable de la cantidad escalar $, llamado gradiente $ ó grad $,se puede expre-
sar ahora la ley Darcy (Ec.20) en la forma vectorial siguiente:
v = - grad * (66)
donde
$ = Kh = K(z + p/pg) (67)
2 —1 En esta ecuación se llama a $ potencial de velocidad y tiene la dimension (LT ).
Sus derivadas con respecto a las coordenadas x e y constituyen los componentes de
un vector en dirección x e y, que es el vector velocidad de flujo. Como se ex-
pondrâ seguidamente, el potencial de velocidad puede combinarse con una función de
corriente V.
Como consecuencia directa de su definición, el potencial de veloaidad $ es una
función de valor ûnico en cada punto del plano x, y. Por tanto, es posible dibu-
jar en este piano lîneas de $ constante (Fig.16). Estas lîneas se llaman lineas
equipotenaiales y generalmente se dibujan a intervalos iguales, de forma que.
4>i - $2 = $2 - $3 • • • • " A<t> (68)
En el caso de flujo en régimen variable, las lîneas dibujadas perpendicularmente
a las lîneas equipotenciales, se llaman lineas de corriente y se indican por el
sîmbolo V. Las lîneas de corriente dan el patron de flujo instantâneo y deberân
distinguirse de las llamadas trayeatorias, que muestran las lîneas por las que
se mueven las partîculas de fluîdo en flujo permanente.
Puede demostrarse que una lînea de corriente, que es una lînea continua y gene
ralmente curva, es tangente en cada punto al vector velocidad en ese punto o
a - grad $. Las componentes de este vector velocidad, v y v pueden expresarse x y
de la forma siguiente:
3$ 3* v X 37 y vy 3y v, » - iw (69)
205
grad $
Fig'.ie. Red ortogonal de tineas equi-_£ potenoiales y de Itneas de oorriente.
La tangente a lo largo de cada linea $ = constante, tiene una pendiente
<S>» = c
Puede hallarse el valor de esta pendiente tomando la diferencial total de
4> = constante
9$ 8$ d$ = — dx + Ç- dy = 0
öx dy '
,dy. = 8$/dx _ _x (dxJ$ = ~ 8$/3y ~ ~ v
(70)
Supóngase ahora una cantidad de flujo dq en el tubo de flujo limitado por dos
lîneas de corriente contiguas a y b de la Fig.16.
El principio de continuidad requière que pase por unidad de tiempo este volumen
a través de las secciones A - B y B - C, que se han elegido de forma que la
primera solo tiene contribución debida a v y la segunda solo v . Como primera r y x r
aproximación, y despreciando las contribuciones de (3v /3x)dx dy y (3v /3y)dx dy x -
como términos de segundo orden, el principio de continuidad requière:
dq = v dx = v dy y x
206
v dx - v dy = O (71)
y x v '
Para flujo bidimensional la ecuación de continuidad (Ec.16) se reduce a:
3v 3v
de la que se deduce que la Ec.71 se dériva de una diferencial total.
Una segunda función de gran importancia en la teorïa del flujo del agua freâtica
es la función de corriente T. El vector velocidad de flujo debe satisfacer la
ecuación de continuidad (Ec.72).
Por tanto los componentes del vector v y v pueden deducirse de una función x y
por
av 3v , , „ , v = - ~ - y v = + ~— (73)
x dy y dx
Substituyendo estas expresiones en la Ec.71 se obtiene:
|^ dx + |^ dy = df = 0 dx dy '
Por tanto:
^(x,y) " constante (74)
f(x,y) se llama función de corriente, y las lïneas de f constante, lïneas de co
rriente. Asï pueden considerarse las lïneas de corriente de la misma forma que
las lïneas equipotenciales. La Ecuación 71 se puede expresar ahora:
(&•) = (75) X
Comparando esta ecuación con la Ec.70, se prueba la ortogonalidad de las lïneas
equipotenciales y de las lïneas de corriente ya que matemâticamente dos lïneas
son ortogonales si el producto de sus pendientes es igual a - 1,
v v JL x - - £ = - i v v
x y
De forma anâloga a la carga hidrâulica h, el potencial de velocidad V satisface
207
la ecuación de Laplace (Ec.39). Por tanto
•> 92$ 32<î> V2* . ± - 1 + 1 - 1 . Q (76)
3x2 dy2
Por comparación de las Ecs.76 y 73 y eliminaciôn de v y v se llega a las rela-
ciones siguientes:
Sïï=37 y ây"="3l (77)
que son las condiciones de Cauchy-Rieman (o de Alembert-Euler).
De igual modo que las lfneas equipotenciales, se dibujan las lîneas de corriente
a intervalos iguales.
Eligiendo iguales incrementos A<J> y A4* que sean suficientemente pequenos, el siste-
ma de lîneas potenciales y de lîneas de corriente forman cuadrados curvilîneos
elementales. Esta red de cuadrados se llama red de flujo (Fig.16). Para resolyer
el problema del flujo bidimensional del agua freâtica, para condiciones de limi
tes especîficas, con frecuencia se utiliza la técnica del diseno de redes de
flujo, que es un método aproximado.
Para describir completamente un problema de flujo de agua freâtica debe tenerse
en cuenta que el potencial de velocidad $ y la función de corriente *F son s'uficien-
tes por separado. La ecuación diferencial bâsica para las dos funciones es la
ecuación de Laplace. Pueden obtenerse fäcilmente los componentes de la velocidad
de flujo tanto a partir de $ como de V, por diferenciación con respecto a una
de las coordenadas. Se prefiere una formulación del problema de flujo en términos
de $, ya que $ esta relacionado directamente con la carga h.
6.6.3 Métodos exactos de solución
Como se dijo anteriormente, los.problemas de flujo de la superficie libre son
difîciles de resolver exactamente, ya que las condiciones de limite no son line-
ales. Sin embargo se han desarrollado métodos aproximados de solución basados en
las suposiciones de Dupuit-Forchheimer. Los resultados obtenidos en la practica
con estos métodos son suficientemente precisos para que sean aplicados a los
problemas de flujo de drenaje.
208
Una solución exacta de los problemas de flujo bidimensional del agua freâtica
puede obtenerse aplicando el llamado método de variable compleja y por formula-
ción del problema en términos de potencial de velocidad <!> y función de corriente
V definidos anteriormente.
Una variable compleja es una cantidad de la forma z = x + iy, donde x e y son
numéros reales e i représenta la unidad imaginaria /-T . Si se satisface las con-
diciones de Cauchy-Rieman, entonces la combinación lineal de las funciones $ y f,
u = * + W (78)
es una función de la variable compleja z = x + iy.
Cualquier función anâlitica u> = f(z) corresponde a dos funciones reaies:
$ = *(x,y) y Y - Y(x,y)
Ambas satisfacen la ecuación de Laplace y por tanto pueden ser consideradas
funciones potenciales correspondientes a un flujo del agua freâtica en un suelo
homogéneo e isótropo.
El problema de flujo puede resolverse ahora hallando una solución, tanto para la
función potencial como para la función de corriente. Como las dos funciones
satisfacen el mismo tipo de ecuación diferencial, los métodos a aplicar serân
bâsicamente los mismos. Tan pronto como sea conocida una de las funciones, el
problema queda resuelto. Si esta función es la de potencial para un problema de
flujo bidimensional, se tiene una expresión para $(-x,y). Segûn la primera parte
de la Ec.77, tiene que diferenciarse esta expresión con respecto a x para hallar
â^/Sy. La integración de la ultima da una expresión de f(x,y).
Es evidente que se obtendrâ el mismo resultado diferenciando 'Kx.y) respecto a y
e integrando el resultado respecto a x.
Asî se usan las ecuaciones de Cauchy-Rieman para hallar fC*) cuando se da $(¥), e
inversamente. Al par de funciones como <J> y ¥, que satisfacen la ecuación de La-
Place, se les llama funciones conjugadas. Estas funciones son taies que realmente
las curvas $(x,y) » constante y T(x,y) - constante forman un sistema de
trayectorias ortogonales.
209
El describir los detalles de esta técnica de variable compleja supera los obje-
tivos de este capîtulo, pero sin embargo es uno de los mejores instrumentes de
los que se dispone para resolver exactamente los problemas del flujo bidimensio-
nal del agua freâtica. El método facilita la solución de problemas de flujo para
zonas limitadas por lîneas de potencial y lîneas de corriente fijas.
6.6.4 Otros métodos aproximados de solución
Finalmente se mencionan otros dos métodos aproximados de solución.
El método de relajación
Es un método nûmerico de solución de la ecuación de Laplace bidimensional, y se
basa en la substitución de los cocientes diferenciales por expresiones de dife-
rencias finitas. Los câlculos se realizan a mano, aunque puede utilizarse un
computador electrónico. La region de flujo se divide en una malla o red cuadrada,
como la de la Fig.17. Comenzando con los valores de carga hidrafllica conocidos
a lo largo de los limites de la zona de flujo, se asignan arbitrariamente valores
nûmericos a la carga en cada punto de la red, segûn la expresión siguiente:
hQ - J (h! + h2 + h3 + h„) (79)
la carga en el punto cero (0) de la red debe ser el valor medio de los valores
en los cuatro puntos de la red circundantes del 1 al 4, y todos los puntos de la
red deben satisfacer la ecuación 79. Se puede hacer ajustando los valores empï-
ricamente, conservando desde luego los valores dados a lo largo de los limites.
La condición expresada por la Ec.79, para cada punto de la red se satisface en
pasos consecutivos. Después de asignar en cada punto de la red los valores de h
supuestos, se détermina el error en cada punto, usando la expresión siguiente:
error » 4h - (hi + h2 + h3 + hu) (80) o
Luego se toma el punto con mayor valor absoluto de error y se reduce el valor de
h en ese punto a un cuarto del valor del error. A continuación deberä calcularse
el nuevo valor del error en los puntos circundantes. Este procedimiento se repite
hasta que los errores que quedan son suficientemente pequenos (Fig.18).
210
800
500
1000
9 0 0 8 1 2 7 8 9 7 7 8 7 7 6 7 7 5
5 8 0 5 1 5 4 9 4 4 8 9 4 8 8 4 8 7
1000
8 7 0 8 4 0 8 1 9 814 813 812
6 5 0 5 8 9 5 7 8 576 5 7 5 575
100
Fig.17. Puntos de la red del mêtodo de relajaoión.
Fig. 18. Ejemplo del mêtodo de relajaoiôn.
Es evidente que cuanto menor sea el tamano de la red mejores y mas seguros serân
los resultados. El porcentaje de error del método de relajación comparado con un
anälisis exacto del mismo probleraa, puede hacerse tan pequeno como se quiere,
aunque es comprensible que trabajando a mano los cälculos son laboriosos.
El método de los cuadrados
En vez de calcular los valores de $ 6 f en ciertos puntos de la zona de flujo,
o tratar de buscar una función de corriente o potencial, pueden dibujarse las
lfneas equipotenciales y las lïneas de corriente por tanteo, utilizando la parti-
cularidad de que son perpendiculares entre sï. Como se anotó anteriormente,estas
lïneas forman cuadrados elementales cuando se eligen intervalos de igual magnitud
entre lïneas de potencial y lïneas de corriente (A$ = A41).
Comenzando a partir de las condiciones de limite, se dibuja una primera aproxima-
ción del sistema de lfneas potenciales o lïneas de corriente, que ajuste mejor
segûn los datos disponibles.
Si, por ejemplo, se dibujan primero las lïneas de potencial, se dibujan entonces
las lîneas de corriente perpendicularmente a las lîneas de potencial. La red de
flujo asî obtenida se ajusta entonces en fases consecutivas, hasta que las lîneas
de corriente y las lîneas potenciales sean ortogonales y formen cuadrados elemen
tales, y la red de flujo cumpla con las condiciones de limite. Cuando la red
211
de flujo se ha ajustado, puede calcularse la descarga total (por unidad de
espesor) que fluye a través del sistema considerado:
Q - |*i - $2! jj (81)
donde j $] - $2 | /n es la pendiente del potencial en cada cuadrado.n es el numero
de cuadrados en una lfnea de corriente, y m es el numero de lîneas de corriente.
6.7 Condiciones de limite
Las ecuaciones en derivadas parciales, como es la ecuación de Laplace, tienen
un numero infinito de soluciones. El problema que surge es elegir entre estas
infinitas soluciones, una que se aplique a un problema particular. Como se men-
ciono en el Apartado 5.1, cualquiera que sea el problema de flujo particular a
investigar, solamente se puede determinar su solución si se conoce en detalle lo
que ocurre en los limites de la zona de flujo. Las condiciones de los limites en
los problemas del flujo del agua freâtica describen las condiciones fîsicas de-
talladas que afectan a los limites de la region de flujo.Estos limites no son ne-
cesariamente capas impermeables o paredes que confinen el agua en una zona deter-
minada, sino que son superficies geométricas en las que en todos sus puntos se
conoce la velocidad del flujo del agua, o el potencial de velocidad,o una función
dada o ambas. Seguidamente se discuten brevemente algunas condiciones de limite
caracterîsticas.
6.7.1 Limites impermeables
Las capas impermeables se considéra que representan lîneas de corriente, ya que no
hay flujo a través de ellas. La componente normal de la velocidad de flujo des-
aparece en taies limites. Por lo que V = constante y d^/ds = 0.
En la practica se considéra un estrato como impermeable si su conductividad
hidraulica es muy pequena en comparación con la conductividad hidraûlica de
estratos adyacentes.
6.7.2 Pianos de simetrla
En la Fig.19 se muestran en sección, pianos de simetrla por lîneas como la A-B
212
(verticalmente a través del eje de los drenes) y C-D (paralela a A-B, pero a
media distancia entre los drenes).
A causa de la simetrïa del sistema, el patron de lîneas equipotenciales y de lï-
neas de corriente en un lado de ese limite es la imagen reflejada de la del otro
lado. Por tanto, inmediataraente junto a dicho limite, cualquier componente de la
velocidad de flujo que sea perpendicular a ese limite debe ser contrarrestado por
el componente en dirección opuesta del lado contrario inmediato a dicho limite.
El flujo neto a través del limite debe ser por tanto cero y el plano de simetrïa
es, como una capa impermeable, una linea de corriente del sistema.
-in,p«™.bl. X < ^ ^ > X ^ X ^ ' ^ ^ ' ^ < ^ <
Fig.19. Condiaiones de limite para flujo en rêgimen permanente o haaia zanjas de drenaje.
6.7.3 Superficie del agua libre
La superficie del agua libre se define como aquella superficie donde la presión
es igual a la presión atmosférica. Se supone que la superficie de agua libre
limita la region de flujo, es decir, no existe flujo por encima de esta super
ficie. Esto no es cierto para la mayor parte de los casos del flujo del agua
a través de los suelos, pero dicha suposición es util para analizar el flujo a
través de medios que tienen franjas capilares muy pequenas, o cuando la region
de flujo sea muy grande en comparación con la franja capilar.
Para una superficie de agua libre la componente de presión de la carga, p/pg es
cero, por lo que la carga total es igual a la componente de elevación: h = z.
Si no existe percolación hacia la superficie libre del agua, la componente de la
velocidad de flujo normal a esa superficie es cero y entonces la superficie de
213
agua libre représenta una lînea de corriente.
Sin embargo en el caso de que haya percolación.la intensidad de la recarga ver
tical R détermina el valor de las lîneas de corriente. En la Fig.20 la intensi
dad de la precipitaciôn es R y existe flujo hacia la zanja.Las lîneas de flujo
tienen un valor R , donde x es la distancia de la zanja. La superficie del agua
libre ni es una linea equipotencial ni es una linea de corriente, y estas tienen
su punto de partida a distancias reguläres entre sï.
(I \ R I I \ I
Fig.20. Condiaiones de limite para la superficie de agua libre.
6.7.4 Limites con agua en repose- o con agua moviéndose lentamente
Estos limites se encuentran a lo largo de los taludes de zanjas y embalses y
donde, por ejemplo, el flujo ascendente del agua freâtica se junta con el agua
de percolación que desciende.
La presiôn hidrostâtica a lo largo del talud de la zanja, es decir, la presiôn
que actûa sobre la pared debido a la altura del agua que permanece sobre la
misma, es igual a:
p = pg(zQ - z) (82)
donde z - altura del punto considerado (Fig.21)•
Se deduce entonces que:
Zo » fe + Z ( 8 3 )
214
W^\WW/A\\\
Fig.21. Condioiones de limite del agua en reposo 6 en movimiento lento.
El segundo miembro représenta el potencial o la carga hidraülica, por lo que el
potencial en cada punto a lo largo del dique es igual a la altura z del nivel
de agua en la zanja. En la Figura 21 se tiene:
Punto Elevación (z) Presión (p/pg) Suma (z ) o
A
B
zi
Z2
Z - Zl
o z - Z2
o
6.7.5 Superficie de filtración
En los puntos del suelo por encima de la capa freâtica la presión es negativa,
mientras que en los puntos por debajo de la misma es generalmente positiva. Sin
embargo cuando la capa freâtica corta la superficie del suelo,como se muestra en
la Fig.22,existe una superficie de filtración, que se define como el limite de la
masa del suelo donde el agua brota, y luego continua su flujo en forma de una pe-
lîcula fina a lo largo del limite exterior del suelo.También aparecen superficies
de filtración aguas abajo de las presas a través de las que se filtra el agua.
^//^mv/y/^mw^^^^w^-^m
superficie de filtración
V,
Fig.22. Condioiones de limite para una superficie de filtración.
215
A lo largo de una superficie de filtración la carga de presión p = 0 (presión
atmosférica), por lo que en ese punto de la superficie de filtración, la carga
hidraülica es igual a la carga de elevación en ese punto, ó h • z.
Una superficie de filtración no es una linea de corriente para el movimiento de
agua freâtica, porque en el interior de la masa de suelo puede haber un componen-
te del vector velocidad de flujo perpendicular al limite que no sea cero.
6.8 Bibliografia
BEAR, J., ZASLAVSKY, D., y IRMAY, S. 1968. Physical principles of water perco
lation and seepage. UNESCO, Paris. 465 pp.
CHILDS, E.C. 1969. An introduction to the physical basis of soil water pheno
mena. John Wiley & Sons. New York. 493 pp.
DE WIEST, R.J.M. 1965. Geohydrology. John Wiley & Sons, New York. 366 pp.
HARR, M.E. 1962. Groundwater and seepage. McGraw Hill Book Co.New York. 315 pp.
LUTHIN, J.N. 1966. Drainage engineering. John Wiley & Sons. New York. 250 pp.
MUSKAT, M. 1946. The flow of homogeneous fluids through porous media. McGraw Hill
Book Co. New York. 763 pp.
POLUBARINOVA-KOCHINA, P.YA. 1962. Theory of groundwater movement. Princeton Univ.
Press. New Jersey. 613 pp.
VERRUIJT, A. 1970. Theory of groundwater flow. MacMillan Civ.Eng.Hydraulic
Series, London. 190 pp.
216
MATERIAS PRELIMINAIRES
7. MODELOS ELECTRICOS: LAMINAS CONDUCTORAS ANALOGICAS
S. A. DE BOER Hidrólogo Agricola Land Development and Reclamation Company Grontmij Ltd., De Bilt
W . H . V A N DER M O L E N
Catedrâtico de Agrohidrologia Department of Land Drainage and Land Improvement University of Agriculture, Wageningen
Conferenciantes en el Curso de Drenaje Agricola
W. H. van der Molen (1968, 1970-1971) University of Agriculture
S. A. de Boer (1969) University of Agriculture
7. Modelos eléctricos : laminas conductoras analógicas
7.1 Analogîas 219
7.2 Analogfa entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electricidad 221
7.2.1 Flujo de agua en suelo saturado 221 7.2.2 Flujo de electricidad 223 7.2.3 La analogîa 225
7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos 225
7.4 Lineas de corriente, lîneas equipotenciales:
condiciones de frontera 229
7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos 231
7.6 Medidas en el modelo 235 7.6.1 Medida de la descarga 235 7.6.2 Medida de lîneas equipotenciales 235 7.6.3 Medida de lîneas de corriente, modelo inverso 235
7.7 Ejemplo: determinación de la superficie libre del agua en un dique de tierra 237
7.8 Bibliografîa 240
OB.TETIVOS DE ESTE CAPITULO
La analogîa entre el flujo de agua subterrânea y la electricidad, haoe posible
obtener soluciones a los problemas de flujo de agua subsuperficial a partir de
modelos eléctricos. Se discute la analogîa y se da un ejemplo de la aplicaciôn
de un modelo elêatrico construido con laminas conductoras a problemas de flujo
de agua subterrânea con condiciones de limite sencillas.
218
7.1 Analogias
El flujo de agua en suelo saturado esta gobernado por la ley de Darcy y de con-
servación de masa. La consideración conjunta de estas dos leyes conduce a ecua-
ciones diferenciales como la de Laplace para flujo en régimen permanente (Cap.6,
Vol.I) y la ecuación de flujo de calor en régimen variable. Para las condiciones
de régimen permanente, que son a las que se referirân en este capîtulo, la ecua
ción bâsica de Laplace es como sigue:
V2 h = 0 (1)
junto con
V*„ = 3!*1 + ÜÜ + If«! (2) 3x2 3y2 9z2
donde
h " la carga hidrâulica (m)
V2 * el operador de Laplace
x,y,z » las coordenadas cartesianas (M)
La solución. de estas ecuaciones dépende de las condiciones frontera. Para con
diciones frontera sancillas, existen soluciones analîticas; sin embargo, cuando
dichas condiciones son mas complicadas, o bien no se conoce la solución, o bien
es muy compleja.
Se pueden encontrar soluciones por medio de:
a) aproximaciones
b) métodos numéricos
c) estudios con modelos analógicos.
a) Las soluciones aproximadas se basan en una simplicación de los supuestos
sobre las que se apoyan (por ejemplo, los supuestos de Dupuit-Forchheimer);
A menudo y para fines prâcticos, la precision obtenida es suficiente.
219
b) Las soluciones numéricas pueden ser muy exactas:sin embargo,como los calcu
les son laboriosos, a menudo se necesita el empleo de un computador.
c) La exactitud obtenida con las soluciones analógicas es variable. El error
cometido con las mâs simples es aproximadamente de un 10%, aunque empleando
métodos un poco mas sofisticados, se puede reducir dicho error hasta un 10%.
Imprecisiones de un 10% son, a menudo, aceptables en la practica, ya que los
parämetros empleados (transmisividad KD, resistencia hidräulica c, porosidad
efectiva U, etc.) generalmente tienen errores de este orden de magnitud; ademés,
un nivel de error de un 1% supone una precision mayor que la necesaria para la
mayorîa de los trabajos de ingenierîa.
Se dice que dos sistemas son anâlogos si existe una correspondencia entre cada
uno de los elementos de dichos sistemas asî como entre las funciones de excita-
ciôn y respuesta de estos elementos y los sistemas considerados como un conjunto
(KARPLUS, 1958). Las analogfas son muy instructivas y tienen la ventaja de que
el ingeniero puede mantener un estrecho contacto con su problema. Si él lo crée
apropiado, puede introducir durante la investigación variaciones y mejoras en su
diseno.
Las analogias estân basadas en las semejanzas existentes entre leyes aplicadas
a diferentes sistemas ffsicos. Obedecen a similares leyes el siguiente grupo
de procesos:
- flujo de fluîdos a través de medios porosos
- flujo laminar de fluîdos (por ejemplo, entre laminas paralelas)
- flujo de calor a través de un conductor
- la deformación producida por la acción de un peso en una membrana esti-mada, y
- flujo de electricidad a través de un conductor.
Los problemas correspondientes a estos campos, se pueden estudiar construyendo
un modelo. Este modelo puede ser de la misma naturaleza que el caso real (por
ejemplo, a una escala menor), o bien puede pertenecer a uno de los otros grupos.
Por tanto, un problema de flujo de agua en el suelo puede estudiarse a una
escala reducida (por ejemplo, en un tanque de arena) o por analogîa empleando el
flujo de calor o la electricidad. La electricidad tiene varias ventajas: es un
220
trabajo limpio, se maneja fâcilmente y, ademäs, se puede medir convenientemente
y precisamente.
7.2 Analogia entre el flujo de agua en suelo saturado y el de la electricidad
7.2.1 Flujo de agua en suelo saturado
El flujo de agua unidimensional y en régimen permanente a través de un medio
poroso de sección rectangular viene descrito por la ley de Darcy:
Q = K ^ BD (3)
donde
Q « caudal de descarga, en m3/dïa
K • conductividad hidrâulica, en m/dïa
Ah » diferencia de potencial hidrâulico, en m
B,D " anchura y espesor de la sección transversal, en m
L = trayecto longitudinal medio recorrido por el flujo, en m
A v » Q/BD se Ie denomina descarga especîfica y représenta la descarga por unidad
de sección transversal. Si se expresa el valor de Ah/l como -Vh, la Ec.3 toma la
forma:
v « - KVh (4)
El signo menos de esta ecuación indica que el flujo se produce en sentido con
trario al del gradiente hidräulico. Para flujo bi- o tridimensional en un medio
isótropo, la Ec.4 sigue siendo valida si se define el operador nabla (V) como la
suma de las derivadas con relación a las coordinadas x, y, z, es decir:
v = i _ + i_ + 1_ 8x 3y 8z
Para resolver problemas de flujo de agua en suelo saturado, la ley de Darcy no
es suficiente. La descarga especîfica, que es una magnitud vectorial, se puede
describir en un espacio tridimensional por medio de sus tres componentes, v , v , x y
v (Fig.1). La ley de Darcy da, solamente, tres relaciones entre las cuatro
221
incognitas en juego: las tres componentes vectoriales y la carga hidrâulica. Se
puede obtener la cuarta relación recordando que el flujo de agua debe satisfa-
cer el principio fïsico fundamental de conservación de la mesa: en un sistema
cerrado, el agua del suelo ni se créa ni se destruye.
Fig.1. Veator v de desaarga espeoifiaa y sus tres componentes v , v , v . x y z
Suponiendo que la densidad del agua p es constante, se puede expresar matemâti-
camente este principio por medio de la ecuación de continuidad.
3v 9v 3v —ï- + — 2 . + — £ = o
3x 3y 32 (5)
Combinando las Ecs.4 y 5 se obtiene la ecuación de Laplace
32 32 32
+ + — — » 0 3x2 3y2 3z2
(6)
Abreviadamente se suele escribir de la forma
V2h = 0 (7)
A V2 (nabla al cuadrado) se Ie denomina operador de Laplace. Significa la opera-
ción de sumar las derivadas segundas respecto a las coordenadas x, y, z,es decir:
222
2- + il + ai-2 3„2 a,2
V2 . 1 ! _ + iL + 3 3x2 3yz 3z2
Si se resuelve el problema del flujo en dos dimensiones, el término en z de la Ec.
6 desaparece.
7.2.2 Flujo de electricidad
El flujo eléctrico unidimensional a través de una varilla conductora (Fig.2)
viene descrito por medio de la ley de Ohm
AU = RI (8)
donde
Ah = diferencia de potencial (voltios)
R » resistencia de la varilla (ohmios)
I = intensidad de la corriente (amperios)
ß i —r
L a * ' H "" " ~
iC ,' ! , Si
I /
0
Fig.2. Resistenoia de una varilla.
Una varilla de sección rectangular tiene una resi9tencia igual a
R = ?iD (9)
donde
O = resistividad (ohmios m )
L, B, D • longitud, anchura y espeaor de la varilla (m)
Combinando las Ecs.8 y 9 se obtiene la ecuación (unidimensional) para el flujo
longitudinal
223
o bien
er BD (10) Li
aVU (11)
donde
-2 J • I/BD es la densidad de corriente (amperios m )
VU » -(AU/L) es el gradiente de potencial (voltios m )
El signo menos de la Ec.11 indica que el flujo de corriente se produce de mayor
a menor potencial.
La Ec.11 sigue siendo valida para los casos de flujo bi- y tridimensional. En el
caso de flujo tridimensional, la densidad de corriente J, anâlogamente a la des-
carga especïfica en el caso de flujo de agua en el suelo, es una magnitud vecto
rial que puede describirse por medio de sus tres componentes J , J , J .
La ecuación de continuidad es valida y toma la forma
3J 3J 3J
"17 + 3y + ~3T = ° (12)
Combinando las Ecs.11 y 12, se obtiene la ecuación de Laplace
3!£ + + l ! l = 0 (.3) 3x2 3y2 3z2
cuya forma abreviada es
V2U = 0 (14)
donde V es el operador de Laplace (ver Apartado 7.2.1).
En el caso de flujo bidimensional, la Ec.13 queda reducida a:
ÜÜ + = 0 (,5)
3x2 3y'
22i
7.2.3 La analogia
La Tabla 1 présenta los elementos anâlogos del flujo de agua en suelo saturado
y del flujo eléctrico.
TABLA 1. Correspondencia entre los elementos del flujo de agua en suelo saturado y los del flujo elëctrico.
Agua' en suelo saturado Electricidad
Diferencia de carga hidraûlica ûh(m)
Conductividad hidraûlica K(m dîa )
Caudal
Descarga especîfica v(m dîa ')
Ley de Darcy v - - K VH
Ecuaciôn de Laplace V2h » 0
Diferencia de potencial AU(vol)
Resistividad o(ohmios m )
Q(m3dîa"')
-K
Intensidad X(aroperios)
-2 Densidad de corriente J(amp m )
Ley de Ohm J - - oVU
Ecuacidn de Laplace V2V • 0
7.3 Modelos bidimensionales empleando papel Teledeltos
Con relación a las variables espaciales, los modelos analógicos pueden ser dis-
cretos o continuos. Si un ârea en estudio se define solamente por unos cuantos
puntos especîficos del modelo analogico, se dice que el modelo es discreto. Si
todos los puntos del area tienen su correspondiente en el modelo, este sera con
tinuo. Por supuesto, la variable tiempo es continua en ambos casos.
En la Tabla 2 se dan los tipos de modelos eléctricos generalmente empleados para
estudiar problemas de flujo de agua en suelo saturado en condiciones de régimen
permanente.
Se limitarä la discusión a los modelos analógicos elaborados con laminas conduc-
toras.
Las laminas conductoras son muy utiles para estudiar problemas de flujo de agua
en suelo saturado en dos dimensiones. La mas empleada es el papel Teledeltos,
que se encuentra en el comercio como papel de registro electrosensible; es fâcil
de manejar y relativamente barato. Este papel se obtiene anadiendo a la pasta
de papel durante el proceso de fabricación, negro carbon, que es un material con
ductor.
225
TABLA 2. Tipoa de modelos eléctricos.
Tipo
Laminas conductoras
Tanque electrolïtico
Malla de resistencias
eléctricas
Numéro de
dîmensiones
2
2 ô 3
2 6 3
Continu
SI
Sî
No
idad Error
107.
2-57.
\Z
Una de las caras del papel conductor se recubre con un barniz que actûa como ais-
lante eléctrico mientras que la otra lleva una pintura de aluminio (Fig.3).
Fig. 3. Papel Teledeltos: 1 = hoja semi-conductor a de aluminio, 2 - papel de gvâfito conductor, 3 - revestimiento de barniz.
Debido al proceso de manufacturación, el papel resultante no es totalmente homo-
géneo sino que la conductividad electrica varia algo dependiendo de las diferentes
direcciones (anisotropfa). Es probable que la resistencia de cualquier hoja pre
sente una variación de un 10% y que la resistencia medida longitudinalmente en un
rollo de este papel sea un 10%, menor que si se mide en dirección transversal.
Sin embargo, este papel es muy apropiado para obtener una primera aproximación
en estudios teóricos y para resolver problemas prâcticos.
En una lamina conductora, D es constante y, por ello, se puede escribir la Ec.9
de la forma
Si L = B, R = R ; por tanto, R représenta la resistencia de un cuadrado, inde-s s
pendientemente de sus dimensiones (Fig.4). Es una constante caracterîstica del
material empleado. Como
226
R B s
07)
cualquier modelo bidimensional con una resistencia igual a R es equivalente a un
modelo rectangular cuya relación L/B sea igual a R/R (Fig.5).
©
mzzœzzzœœnm
V/!l!////////>;r7777A
G
©
WM/M/////M/f/fM/7/>/rm
•//t///>////W///>/»////77777A»*
' efectrodos conductores
0
Fig,4. Dos cuadrados de lamina conduatova ofrecen la misma vesistencia al paso de la oorriente electrica.
linea de comente 100%
linea eq ui potential 0%
linea de comente 0%
-linea equipotencial 100%
linea equipotencial 0%
linea de comente 0%
-*— linea equipotencial 100%
Fig*5. Transformación de una region arbitraria (A) en un rectângulo equivalente (B).
227
Este resuitado es anâlogo a la transformación llevada a cabo al hacer una pro-
yección conforme en la que una region cualquiera bidimensional se transforma
matematicamente en un rectängulo equivalente.
En un modelo eléctrico, dadas unas condiciones de frontera, los electrones re-
suelvan automâticamente el problema.
El flujo de agua en suelo saturado,bidimensional,en una region rectangular viene
descrito por:
o bien,
~=I (.8) q B
2 -I donde q es la descarga considerada en dos dimensiones (m /dîa ).
Ahora bien, para unas condiciones de frontera dadas, se puede hallar L/B a partir
del modelo eléctrico.
Por ello
KAh _ R_ q " R s
ademâs, como R = AU/I (Ec.8), se cumplirâ que:
R I R S 5 s ( }
KAh AU S K '
Como ambos cocientes son adimensionales, no es necesario tener en cuenta ningûn
factor de escala.1 Por tanto, se puede construir el modelo eléctrico a la escala
mâs conveniente; se mide R y se conoce R . J s
De entre las tres cantidades q, K, Ah, se puede conocer cualquier de ellas si se
conocen las otras dos.
1 Para loa easos tridimensionales, es neoesario el usa del factor de escala.
228
7.4 Lineas de corriente, lineas equipotenciales : condici-ones de frontera
En flujo bidimensional en medios isótropos, las lîneas de corriente y las lineas
equipotenciales se cortan en ängulo recto: son ortogonales. En un problema de
flujo de agua en suelo saturado, bidimensional, se pueden numerar las lîneas de
corriente, por ejemplo desde el cero (0) para la primera hasta el 100 para la
ultima.
Sin embargo, es mas conveniente emplear porcentajes y numerar las lîneas de co
rriente desde el 0 hasta el 100%.
El porcentaje V asî obtenido es un numero adimensional. La relaciôn que guarda
con la función ¥ de corriente es:
** = -nr^— x 100 % (20) * max
De igual forma, las lîneas equipotenciales se pueden numerar del 0 al 100%, siendo
el 0% para la de potencial mas bajo y el 100% para la del mäs alto. El porcentaje
asî obtenido es un numero adimensional que esta relacionado con la función $ « Kh
por medio de:
*• * Kh h ^21^ * = | x 100 % = ££ x 100 % - £ x 100 %
<P max Kh h max max
Por tanto, las lîneas de corriente vienen definidas por 41 = constante y las • * •
lîneas equipotenciales por $ = constante.
Tanto para "r como para <P , es aplicable la ecuaciôn de Laplace
V 2 ^ = 0 y V2$* = 0 (22)
En muchos casos, $ o V estân definidos para los limites hidraûlicos del proble
ms» sin embargo, no se conocen estos datos ni para la capa freâtica ni para las
superficies de filtraciôn que automâticamente tienen lugar en acuîferos libres
bajo la influencia de la gravedad.
229
Mientras que los limites en los que se conoce $ o V son facilmente simulados
por medio de modelos eléctricos (ver Apartado 7.5.1), no sucede asï con las su
perficies libres ya que no existe un equivalente eléctrico para la gravedad. La
situación de las superficies de filtraciôn se conoce de antemano excepto su limi
te superior, que es donde emergen en la superficie libre. La situación de esta
ultima es completamente desconocida y, por ello, tanto dicha situación como el
punto de transición de la superficie de filtraciôn deben encontrarse como una
parte de la solución del problema del flujo de agua.
En la zona saturada del suelo, la carga hidraulica h viene definida por:
H = z + p/pg
Para las superficies freaticas y para las superficies de filtraciôn p = 0 y h = z.
Si se toma para z el mismo intervalo de variación que para h (de 0 a h), se puede
expresar la altura como el procentaje sobre la diferencia total de carga hidrâuli-
ca. El porcentaje z asi obtenido es un numero adimensional. Esta relacionado
con el valor real de la altura z por medio de la expresión
•t = z x 100% (23) n max
•*• h Para h » z y $ = r- x 100%, se obtiene que:
max
$* = •? (24)
que es valida para las superficies freaticas y para las superficies de filtra
ciôn.
Algunas veces la superficie freâtica es una linea de corriente: por ejemplo en
el caso de flujo libre y permanente entre dos zanjas abiertas con diferentes ni
velés del agua en ellas; sin embargo en otros casos no es ni una lînea de corrien
te ni una linea equipotencial: caso de lluvia entre dos drenes abiertos.
Las superficies de filtraciôn no son ni lîneas de corriente ni equipotenciales.
La Tabla 3 da un resumen de las condiciones de frontera que generalmente se
encuentran.
230
TABLA 3. Condictones de frontera para problemas de flujo de agua en el suelo en régimen permanente.
Tipo de limite Funcîôn de corriente Función de potencial
Lînea de corriente
Limite impermeable
Lînea de simetria
Lînea equipotencial
Superficie freatica a vece
Superficies de filtracion
T « constante
H1 • constante
y • constante
-
Y • constante
_
Y* « COI
Y - Z
•M- -X-
V * Z
7.5 Simulación de las condiciones de frontera en modelos eléctricos
L i m i t e s de l a s l î n e a s de c o r r i e n t e se simulan cortando la lamina
conductora en los l ugares deseados con unas t i j e r a s o una c u ch i l l a de a f e i t a r
( F i g . 6 ) .
jagua
superficie del terreno
<!> * 4 Q-*—dren enterrado
I I lineas de simetria
. / / / / / A ' W W V V V V . capa imperméable
©
v////////7777)k-+ electrodo I
-0
u. 1
Fig.6. Simulación de un pvoblema de flujo de agua en suelo satuvado con condiciones de fronteva sencillas (caso de agua embalsada).
231
Limites de las lîneas equipotenciales se obtienen colocando elec-
trodos conductores en los lugares deseados. Para la construcción de electrodos
se puede emplear laminas o alambres de metal pegadas a la hoja conductora. Un
método recomendado es aplicar pintura de plata por los limites. Al elegir el ma
terial del electrodo es necesario tener cuidado para que la resistencia del mismo
sea despreciable en comparación con la de la lamina conductora. Se mantiene los
electrodos al potencial necesitado por medio de una apropiada fuente de energîa
electrica (por ejemplo una pila seca).
Recarga desde una superficie equipotencial: el caso del agua embal-
sada se puede simular de la misma forma alimentado al electrodo con el que se
semeja la superficie equipotencial, con un cierto voltaje.
Recarga unifornemente repartida en una superficie (ej : aporte de
lluvia): se simula alimentado el modelo en su limite superior con un gran numero
de corrientes iguales distribuîdas a intervalos iguales. Un método conveniente es
aplicar un voltaje alto (por ejemplo 100 voltios) y hacer pasar la corriente por
unas resistencias. Estas resistencias deberân ser altas en comparación con la
resistencia del modelo. Asî por cada una de las resistencias pasa, aproximadamente,
la misma intensidad de corriente y se simula una recarga uniformemente repartida
(Fig.7).
©100 V
4 — G
Fig. 7• Simulaoiân de una recarga uniformemente distribuida (ej: produaida por la lluvia).
Superficies freâticas: no se pueden obtener directamente. En los suelos,
taies superficies estân bajo la influencia de la gravedad y los electrones no
estân sometidos a esta fuerza. En la naturaleza, las superficies libres o freâti
cas estân gobernadas por la relación
232
$ - z
Su equivalente en los modelos eléctricos es:
Donde
4>* - x 100%
(25)
siendo Ç la altura relativa, expresada como porcentaje, en el modelo. En el mo-
delo se représenta:
Ç = 0% indicando un nivel horizontal correspondiente a h » 0 de la realidad,
Ç • 100% indicando un nivel horizontal correspondiente a h = h de la re-max
alidad.
Si no existe recarga de la capa freâtica, su superficie es una lînea de corriente.
Haciendo diversas pruebas se van obteniendo diferentes formas del limite superior
del modelo hasta que la condición exigida es satisfecha. Esto se hace recortando
los trozos correspondientes de la lamina conductora hasta que los "potenciales" •X- ü-
$ se correspondan con las alturas Ç (Fig.8).
pane eliminada para elcanzar la fase II
+20 v
escala 0.6 volt * 1 i
Fig. 8. Localizaaiôn de la superficie freâtica. I : la situaaiôn inicial, II y m : intermedias, IV : la soluciôn final.
si existe recarga en la superficie freâtica (por ejemplo debido a lluvia) se
puede empezar con el modelo mostrado en la Fig.7. La superficie freâtica se dé
termina por medio de diversas pruebas y haciendo en cada una de ellas incisiones
entre los pequeîîos electrodos con una tijeras, hasta alcanzar una posición con-
creta de dicha superficie (Fig.9).
233
Fig.9. Situaaiôn de una superficie freâtiaa oonstituida por una reoarga uniformemente alimentada.
Superficie de filtración también cumple la condición (25).Su posición
se conoce de antemano, menos su limite superior, que es donde se fusiona con la
superficie freâtica. El agua sale por estas superficies, por lo que no son ni
lîneas de corriente ni equipotenciales.
Se simula la condición (25) por medio de un gran numero de contactos situados a
lo largo de la esperada superficie de filtración: cada contacto es alimentado por
su apropiado potencial. Para este fin, se puede dividir un potencial por medio
de una serie de resistencias que sean considerablemente mas bajas que la resis-
tencia del modelo. Como mejor se hacen estos contactos es aplicando una tira de
pintura de plata a lo largo de lo que se espéra sea la superficie de filtración
y cortando esta tira en trozos separados (Fig.10).
superficie de filtración
escala del modelo: 1 volt = 6,5 mm
Fig.10. Filtración a travês de un dique. Situaaiôn de la superficie freâtica y de la superficie de filtración.
234
7.6 Medidas en el modelo
7.6.1 Medida de la descarga
Para ello, se debe medir la resistencia total del modelo R con un puente de Wheat-
stone y, ademäs, se debe conocer R , K y Ah. Empleando la Ec.19 el valor de R
détermina la relación q/Ah del flujo original de agua en el suelo.
7.6.2 Medida de llneas equipotenciales
Se encuentran las lïneas equipotenciales en el interior del modelo empleando un
analizador de potencial, constituïdo por una pila seca, un potenciómetro y un
galvanómetro, y un bolîgrafo como tanteador. De esta forma, se pueden dibujar
las lîneas equipotenciales directamente sobre la hoja conductora. Una vez que
se ha conectado la pila a los electrodos del modelo, se ajusta el potenciómetro
al voltaje correspondiente al de la lînea equipotencial que se quiere dibujar,
por ejemplo la de potencial 60Z. Entonces se mueve el bolîgrafo por la hoja con
ductora de tal forma que la desviación de la aguja del galvanómetro sea nula. La
lînea equipotencial 60% ($ = 60), se obtiene uniendo todos los puntos para los
que la lectura del galvanómetro sea cero (Fig.11).
modelo
/ linea equipotencial 60%
Fig. 11. Localizaaión de las lïneas equipotenciales.
7 . 6 . 3 Medida de l i n e a de c o r r i e n t e , modelo i n v e r s o
Las l ïneas de corriente no se pueden medir directamente porque los electrones no
se pueden ni marcar ni colorear. No obstante, como la Ec.22 establece que la
1 En modelas electrolttiaos, donde los tones son los que transportan la corriente electrica, a veces se errrplean zones coloreados para obtener lïneas de corriente.
235
función de corriente y la de potencial siguen las mismas leyes.se puede aplicar
el concepto de dualidad y construir un modelo inverso, intercambiando f por 4>
en los limites. Las lîneas equipotenciales del modelo inverso corresponde a las
lîneas de corriente del modelo original (Fig.12).
modelo inverso
Fig.12. Localizaaiôn de las lîneas de corriente representando las equipotenciales del modelo inverso.
La Tabla 4 da un resumen de los cambios producidos por la inversion y de las
condiciones de frontera a simular en el modo inverso.
TABLA 4. Resumen de los cambios producidos por la inversion.
Modelo original Modelo inverso En el modelo înverso
función de corriente función de potencial
Lînea de corriente equipotencial
Limite impermeable equipotencial
Lînea de simetrïa equipotencial
Equipotencial lînea de corriente
Superficie freâtica misma superficie
Superficie de filtracion misma superficie
Y * constante
*• -M-
¥ - ç
$ » constante
$ • constante
$ = constante
a veces <t » constante
En casos sencillos la inversion es fâcil; sin embargo en aquellos en que las con
diciones de frontera son mas complicadas, se emplean resistencias variables que se
van ajustando hasta que satisface la condición rquerida de
Y = ç
236
7.7 Ejemplo : determinación de superficie libre del agua en un dique de tierra
La Fig.13 A muestra la sección transversal de un dique cuyas caras tienen una
inclinación de 45 grados. Se toma como piano de referencia la base del dique.
Se desconocen la forma exacta de la superficie libre del agua BF y la longitud de
la superficie de filtraciôn FG;dichas incognitas se determinarân en el modelo.
C D
capa impermeable " ' w m s ^
3,5 v 1 0 0 % *| ,_ 0 %
2 0 m dtvisor de potencial 10x10 ohm -
Fig.13 A. Caras del dique con una inalinaaiân de 45 grados.
Fig.13 B. Modelo elêatrioo del dique, esaala 1 : 100.
A continuación se indica la forma en que pueden simularse los limites del modelo
(Fig.13 B).
La base del dique es una linea de corriente, por lo que el limite AG puede simu
larse cortando el papel con su forma. La cara de entrada del agua es una lînea
equipotencial y el limite B queda representado por medio de un electrodo de
pintura de plata. Este electrodo tiene un ancho de unos pocos milimetros; la
cara derecha del electrodo AB de la Fig.13 B es el limite del modelo. Se supone
que BE es la primera aproximación de dicha superficie. Como esta superficie es
una lînea de corriente, se puede simular el limite BE cortando la hoja conductora
con su forma. A lo largo de la cara de salida del agua, el potencial eléctrico
debe corresponderse con la altura sobre el piano de referencia. En dicha cara
del dique, se corta un electrodo de pintura de plata en 11 trozos iguales sepa-
rados y repartidos a lo largo de EG. Por razones präcticas, la separación entre
dos trozos se toma igual a la longitud de cualquiera de ellos. Se introduce un
ligero error al representar una superficie de filtraciôn continua por medio de
una serie discontinua de electrodos. El procedimiento a seguir en la construcciôn
de modelo ABEG, escala 1:100, es como sigue:
237
- tomar un trozo de papel Teledeltos
- aplicar pintura de plata a lo largo del limite AB; en los electrodos de
pintura de plata largos se debe colocar,ademäs,una cinta de aluminio par mejo-
rar su conductividad; por ello, cortar una tira de aluminio de 15 cm de largo y
0,5 cm de ancho
- fijar la cinta de aluminio a la pintura de plata antes de que esta esté
seca
- doblar el trozo de aluminio que sobra para obtener un extremo suficiente-
tnente fuerte. Asf, se podrâ pinzar y unir a la baterîa
- aplicar pintura de plata a lo largo de EG
- dividir el electrodo EG en 11 trozos iguales
- unir estos trozos con hilos finos conductores empleando pintura de plata
- pegar el modelo a un trozo de cartulina empleando cinta adhesiva
- pegar a la cartulina un divisor de potencial consistente en 10 resisten-
cias de 10 ohmios cada una
- unir los hilos conductores al divisor de potencial
- trazar con un bolîgrafo lîneas paralelas a AG (lîneas de puntos en la Fig.
13 B), dividiendo la distancia entre BE y AG en 10 partes iguales. Se puede
llamar a estas lîneas por el porcentaje 10%, 20% ... 90% de Ç
- dejar que se seque el modelo durante varias horas.
La resistencia del divisor de potencial es mucho menor que la del modelo, por lo
que la intensidad de la corriente en el divisor es mayor que en el modelo; por
tanto, la variación de potencial a lo largo de EG se mantiene lineal.
Como el potencial en la superficie libre del agua debe variar linealmente con su
altura vertical sobre AG, el potencial de la intersección de dicha superficie
como, por ejemplo, la lînea de altura 90% (Ç = 90), deberâ ser el 90% de la di-
ferencia de potencial total (por ejemplo 3,5 voltios). La intersección de la
superficie libre con la lînea del 100% de altura se conoce de antemano.
Para determinar la superficie libre:
- conectar el electrodo AB y los terminales del divisor de potencial a los
contactos de la baterîa situada en el analizador de potencial
238
- ajustar a la diferencia de potencial deseada
- poner el potenciómetro del analizador de potencial en el 90%
- mover el bolîgrafo probador sobre el modelo siguiendo de izquierda a de-
recha la lînea del 90% hasta que el galvanômetro marque cero en un determinado
punto y senalar dicho punto
- seguir el mismo procedimiento para la lînea del 80% y asî sucesivamente.
De esta forma, se encuentran los puntos que en una primera aproximación deter-
minan la superficie libre del agua
- trazar la lînea que une dichos puntos
- cortar y eliminar la parte de hoja conductora situada por encima de la
lînea dibujada y repetir el proceso de medida.
La corriente electrica atravesarâ el conjunto del modelo conductor. Cortando y
eliminando trozos del mismo se cambian los limites fîsicos del modelo y, por
tanto, se debe repetir todo el proceso de medida. Después de repetir este pro
ceso por tres o cuatro veces (Fig.13 C) se encuentra la situaciôn definitiva de
la superficie libre del agua en el dique y, ademâs se détermina la longitud de
la superficie de filtración.
35v 1 0 0 % . +'i 0°/o
Fig.13 C. La soluaiôn final de la superficie libre.
239
7.8 Bibliografia
BEAR, J., ZASLAVSKY, D. y IRMAY, S. 1968. Physical Principles of Water Perco
lation and Seepage. Unesco, Arid Zone Research, Vol.29, 465 pp.
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Sugerenaias para leeturas adieionales
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FRANKE, O.L. 1967. Steady-state discharge to a partially penetrating artesian
well: An electrolytic tank model study. Groundwater 5: 29-34.
HERBERT, R. y RUSHTON, K.R. 1966. Groundwater flow studies by resistance net
works. Géotechnique 16: 53-75.
HUARD DE LA MARRE, P. 1958. Résolution de problèmes d'infiltration à surface
libre au moyen d'analogies électriques. Publications scientifiques et
techniques du ministère de l'agr. no.340, Paris.
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WIJCKOFF, R.D. y REED, W. 1935. Electrical conduction models for the solution
of water seepage problems. Physics 6: 395-401.
240
Principales simbolos empleados en el Volumen I Sîmbolo Descripción Dimensiones
-3
A area de una sección transversal; ärea de una superficie horizontal
B anchura
densidad aparente
CEC capacidad de intercambio catiónico (meq/100 g de suelo)
c resistencia hidraulica al flujo vertical de agua
D espesor; espesor saturado de la capa de suelo en la que se encuentra la capa de agua
D difusividad del agua del suelo w
d diametro
EC conductividad electrica del extracto a saturación e
ES sodio intercambiable (en meq/100 g de suelo)
ESP porcentaje de sodio intercambiable
e relación de huecos
F fuerza
F, fuerza especîfica
g aceleración debida a la gravedad
H altura de la capa de agua en el punto medio entre drenes
h carga hidraulica o potencial hidraulico (=p/pg+z) (energîa por unidad de peso)
h carga de altura (=z) g
h carga mâtrica m
h carga hidrostâtica P
I intensidad de corriente electrica
2
i gradiente hidraulico; unidad imaginaria (i =-1)
J densidad de corriente
K conductividad hidraulica
ML
T
L
LV1
ohm cm
adimensional
adimensional
-2 MLT
LT"2
LT"2
L
L
L
L
L
amp
adimensional
-2 amp L
LT"1
241
Sîmbolo Descripción Dimensiones
K'
KD
k
kh
k w
L
M
mho
mmho
n
P
P
Q
q
w
SAR
t
U
V
V s
V v
242
permeabilidad intrinseca
transraisividad para flujo horizontal
coeficiente de conductividad
conductividad capilar
coeficiente de conductividad capilar
longitud; espaciamiento entre drenes
masa
recîproco del ohm
-3
milimho (=mho " 10 )
porosidad
presion hidrostâtica presiôn hidrostâtica relativa (p=0 para la presión atmosférica)
descarga; caudal del flujo de un fluîdo
descarga por unidad de longitud
descarga por unidad de superficie horizontal
radio
recarga de la capa de agua del suelo por unidad de superficie horizontal
resistencia electrica
radio; distancia radial
radio de influencia del pozo de bombeo
radio de un pozo
relación de adsorción de sodio
tiempo
potencial eléctrico
volumen especîfico (=l/p)
volumen de sólidos
volumen de huecos
M-'L3T
LT"'
-1 3 M L T
L
M
ohm
ohm
adimensional
ML"1?-2
-I -2 ML T
LV1
LV'
LT"1
L
LT"1
ohm
L
L
L
adimensional
T
volt
M-'L3
Sîmbolo Descripción Dimensiones
v velocidad efectiva del flujo (=Q/A)
W trabajo
w contenido de agua en volumen
x, y, z coordenadas cartesianas
y altura del nivel del agua en un canal, zanja o dren
z carga de altura
z carga de altura expresada como porcentaie de z
LT
2 -2 ML T
adimensional
L
L
L
adimensional
a
Y
n
e
u
V
n
P,
a
ângulo de contacto entre el fluîdo y la superficie
peso especîfico
viscosidad dinâmica
fracción de masa de agua en el suelo
porosidad efectiva o espacio poroso drenable
viscosidad cinematica (=n/P)
presión osmótica
densidad del aire
densidad del agua
conductividad especîfica
tension superficial
función de potencial (=Kh)
función de potencial expresada como porcentaje de 4
potencial de agua o energfa especîfica (energîa por unidad de masa)
potencial gravitacional
potencial mâtrico
potencial osmótico
potencial hidrostâtico
potencial hidraulico (=<J) +<»> o $ +<}>) g m g p
adimensional
ML"2!"2
ML-'T"'
adimensional
adimensional
LV'
ML"'T"2
ML -3
-3 ML
u _ 1 T - 1
ohm L
MT
LV1
adimensional
2 -2 L T "
2 -2 L T
2 -2 L T
2 -2 L T
2 -2 L T Z
2 -2 L T
243
Sîmbolo Descripción Dimensiones
m m
•;
potencial de presión del agua (energfa por unidad de volumen)
presión mâtrica (succion)
presión hidrâulica
presión hidrostâtica
funciôn de corriente
funciôn de corriente expresada como porcentaie de V
funciôn compleja de potencial (= $ + if)
MI/V 2
ML"1!"2
ML"1!"2
ML-'T"2
LV'
adimensional
LV1
incremento de
derivada parcial de
operador diferencial (nabla)
operador de Laplace
244
Indice de materias
A Acantilados
Acuïferos clasificación confinados freâticos semiconfinados
Acuîferos libres flujo de agua en
Abanicos aluviales
Adherencia de agua ascenso capilar
Adherencia del suelo
Adsorciôn de agua ver tambiên Veloaidad de entrada de agua
Adsorciôn de agua
Agregaciôn influencia del drenaje influencia de la materia
6
1
2 5
]
1 1 1 1
1 5
3
3 2
.5
.2 2
.2
.2
.2 5
2
3 2
limites
Agua semiconfinada
Agua subsuperficial definición influencia de la tempe-
ratura sobre la viscosidad
leyes bâsicas potencial propiedades fîsicas
Agua subterrânea salada
Aire ver tambiên Oxigeno
Aire atmosférico composición
6
6
6
6
2
7
!
6
3 6 2 6
3
5
4
2
1
3 2 4 2
4
1
2.3.3
5.2.2
4.3.1
orgânica
Agregados
Agua adherencia adsorciôn conducciôn flujo infiltraciôn peso especîfico potenciales presencia en retención transmisión transporte
el suelo 2
velocidad aparente viscosidad
Agua artesiana
Agua capilar
Agua confinada
Agua de fusion del hielo
Agua de percolación
Agua en reposo
Agua freâtica
Agua higroscópica
2
2
2 5 2 5 5 6
4.2; 2
6 6
6
2
2.4
3.2
3.3 2.2 3.2 3.1 4.2 2.3 5.3 5.1 5.2 4.1 5.4 3.1 2.2
1.2
6.1
1.2
1.6
1.8
7.4
1.2
3.2
Agua que se mueve lentamente
Aire circulante en el suelo 2.5.3
Aire del suelo 2.5 composición 2.5.1 volumen 2.5.2
Aireaoión ver tambiên Difusiân, Gases, Poroaidad
Aireaciôn del suelo 2.5 espacio poroso 4.2.1 influencia del
drenaje 2.5.6; 4.3.2 necesidades de las
plantas 2.5.4 procesos del suelo 2.5.5
Alcali blanco
Alcalinidad del suelo efectos sobre la
estructura
Almacenamiento de agua
Analizador de potencial
3.4
3.4
4.6
6.5.3
7.6.2
Anhîdrido carbónico 2.5.1; 2.5.3
Aporte de nutrientes 2.7.2 influencia del drenaje 4.5
Arboles frutales influencia del drenaje 4.8.3
Arcilla caracterïsticas fîsico-
quîmicas 2.2.3 clases texturales 2.2.1 composición del suelo 2.2.2 limite del tamano de
las partîculas 2.2.1
245
Arcillas capacidad de intercambio
catiónico glaciares lacustres
Arena clases texturales composición del suelo limite del tamatio de las
partïculas
Arroyos ver también Rios
Arroyos abanicos aluviales energïa erosión perfil sedimentación valles
Ascenso capilar
adherencia del agua
Avenida maxima
Avenidas en arroyos
B Bacterias
fijación del nitrógeno respiración
Bajada
Bancos de arena llanuras costeras llanuras lacustres
Bases de cambio
Bernoulli
ecuación de la energïa
Bioporos
Bloques angulares del suelo
Brak
Bulbos ver Cultivos herbdaeos
Cadena de dunas
Calcio intercambiable suelos salinos
2.2.2
2.2.3 1.6
2.2.1
2.2. I 2.2.2
2.2.1
1.3.2 1.2 1.3 1.3 1.3
1.3.1
5.4.3 5.2.2
1.3
1.3.2
2.4 7.2 5.1
1.3.2
1.4 1.5
2.2.3
2.5
3.2
3.2
3.4
1.4
3.2
Caliza disoluciön karst llanuras de loess
Calor especlfico del suelo
Cambios en la cantidad de agua almacenada
Caolinita capacidad de intercambio
catiónico
Capa ver también Aouiferos
Capa de agua colgada de transición difusa freâtica frontal (delta) impermeable intercalada inferior (delta) iónica doble salobre de transición superior (delta)
1.8 1.8 1.7
2.6.2
6.5.3
2.2.3
Capa superficial del suelo estabilidad estructural 2. infiltración superficial 2.1.6;2. posibilidad de laboreo 2.1.6;2.
Capacidad calorïfica de los suelos influencia del drenaje 2,
Capacidad de adsorción de aniones
Capacidad de oampo ver también Humedad del suelo
Capacidad de campo 2.4.2; 5.2.1;5.
2. Capacidad de intercambio
catiónico suelos salinos
Capacidad de percolación reducción debida a la alcali-
nización del suelo
Capacidad de transporte (arroyos)
Capacidad productiva del suelo 2
Capacidad termal del suelo 2
Caracterïsticas del suelo definiciones 2
Car ja hidrâuliaa de veloaidad ver también Veloaidad aparente
4.1 3.3 3.3 6.1 3.3 1.7 3.3 2.3 3.3 3.3
3.2 4.1 2.1
6.2
2.3
2.3
2.3 3.4
4.6
1.3
.7.1
.6.2
2.2 .1.6
246
Carga hidräulica de presión 6.2.4; 6.2.5 de velocidad 6.2.5 definición 6.2.4 del agua salada 6.3.4 flujo a través de suelos
estratificados 6.4.2 medida 6.3.4 superficie de filtración 6.7.5
Casquetes glaciares 1.6
Cationes intercambiables espesor 3.4 suelos salinos 3.2 suelos tropicales 2.2.3
Cauces de rîos 1.3.1
Cauchy-Rieman
condiciones de 6.6.2
Caudal del fli<Jo ver De s oar ga
Caudal mâximo rîos anastomosados
Cementación
1.3.1
2.3.3
Céréales ver Cultivas herbâceos
Ciénagas
Claridad (value)
1.3.1
color del suelo
Clases texturales
Clasificaciôn acuîferos color del suelo estructura del suelo sedimentos suelos salinos textura del suelo
Coefiaienie de aor.duatividad tarbiéyi Cor.dustividad
Coeficiente de conductividad
Coeficiente de Darcy
Cohesion moléculas de agua suelo
2.3
2.2
1 2.3 2.3
1 3
2.2
ver
5.4
6.3
5.2 2.3
4
1
2 4 2 3 4 1
2
2
2 3
Coloides orgânicos capacidad de intercambio
catiónico 2.2.3
Color del suelo 2.3.4
Compactación del suelo 2.3.3 resultados desfavorables 4.4.1
Complejo de adsorción del suelo 2.2.3
Composición mineralógica del suelo 2.2.2
Condiciones climâticas introducciôn de cultivos
colonizadores periglaciales 1.6; rendimientos de los cultivos 2.
Condiciones d'Alembert-Euler de Cauchy-Rieman
Condiciones de encharcamiento temporal
Condiciones de frontera de la region del flujo 6.5.1; 6.7; modelo eléctrico simulación en modelos simulación en modelos
inversos
4.6 1.7 7.1
6.2 6.2
2.3.4
7.1 7.4 7.5
7.6.3
Condiciones de la capa en el suelo abanicos aluviales areas afectadas por
disolución deltas llanuras llanuras llanuras llanuras llanuras valles
costeras
de agua
de inundaciôn de loess glaciales lacustres
.3
1 .3
1 .3
1 1 1
.3
2
8 3 4 1 7 6 5 1
Condiciones iniciales de la zona de flujo 6.5.1
Conducción de agua función de poros 2.3.2
Conductividad capilar 5.4.3 del suelo 3.4 discontinua 6.6.1 hidräulica 2.4.1; 6.3; 7.2.1 influencia de la temperatura 6.3.3 isotropîa 6.4.2
Conductividad especifica 7.1 analogîa con el flujo de
agua subsuperficial 7.2.3
Conductividad hidräulica discontinua 6.6. 1
Configuraciones costeras fôsiles 1.5
Conservación de energîa (ley) 6.2.5
247
Consistencia del suelo 2.3.3
Constante de proporcionali-dad K 6.3.2
Contenido de agua ver también Capaaidad de aampo, Retenaión
Contenido de agua en el suelo 5.1 succion mâtrica 5.2.3
Contenido de humedad en el suelo
Continuidad ecuación
2.3.3
5.4.1; 6.2.1; 7.2.1
Control de malas hierbas ver también Laboreo
Control de malas hierbas influencia del drenaje 4.4.2
Convección del aire del suelo 2.5.3
Costra aireación del suelo formación
2.5.3 4.6
Crecimiento de las plantas 2.5.4 recuperación de suelos 3.5 suelos salinos 3.4 temperatura del suelo 2.6.1
Cuadrados solución del flujo de agua
subsuperficial 7.2.3
Cuarzo 2.2.2 capacidad de intercambio
catiónico 2.2.3
Cuencas hidrológicas 1.3.1
Cultivos ver también Condiaiones climatisas, Desarrollo de las raises
Cultivos condiciones de humedad
del suelo 4.2.2 drenaje 4.8 efectos de la salinidad 4.6 influencia del drenaje 4.4 necesidades de
oxïgeno 2.5.4;4.2.1 nivel de la capa de agua 4.8 penetración de las raïces 4.2.2 tolerancia a las sales 4.6
Cultivos de leguminosas influencia del drenaje 4.8.2
Cultivos herbäceos influencia del drenaje 4.8.2 necesidades de oxïgeno 2.5.4
Cultivos para la recuperación de suelos 4.6
Curso de agua consecuente 1.4
D D'Alembert-Euler
condiciones 6.6.2
Daroy ver también Ley de Daray
Darcy coeficiente K
6.3.2
1.7
1.3.3
2.3.1
Deflación
Deltas
Densidad aparente
Densidad de la corriente electrica 7.2.2
Densidad de las partïculas del suelo 2.3.I
Densidad del agua 5.2.2;6.2.1 influencia de la
temperatura 6.3.3
Densidad real ver también Partïculas del suelo
Densidad real 2.3.1
Densidad relativa 2.3.1
Depósitos ver también Sedimentos
Depósitos cuaternarios de loess 1,7 en deltas 1.3.3 en llanuras aluviales 1.3.1 en llanuras costeras 1.4 en llanuras lacustres 1.5 fluvioglaciales 1.6 loess 1.7
Desarrollo de las raïces aporte de nutrientes 2.7.2 en condiciones de
reducción 4.2.2 en relación con el color
del suelo 2.3.4 relaciones suelo-agua 4.2.1
248
Descarga a través de secciones
transversales 6.5.2 de pozos 6.5.7 de rîos 1.3 hacia los drenes 6.5.1 hacia zanjas 6.5.1 ley de Darcy 6.3.1
Descarga especîfica 6.3.1; 7.2.1
medida en el modelo 7.6.1
Descarga maxima 1.3
Descomposición de la materia organica
Desleimiento
Diametro de los poros
2.2.4
2.3.2
2.5.2
Difusiôn del aire del suelo 2.5.3
Dique de defensa deltas 1.3.3 llanura de inundaciôn 1.3.1 llanuras costeras 1.4
Disoluciôn de la caliza 1.8
Distribuciôn del tamaîio de los poros 2.3.2
Doble Capa Difusa teorîa de Gouy-Chapman 2.2.3;3.3
Drenaje ârboles frutales condiciones fîsicas
del suelo cultivos herbâceos de los cultivos definición enfermedades de las p prâcticas de cultivo praderas rendimientos
lantas
4
4 2
4
.8
4 .8 .5 4 4 4
.8 4
3
3 2 6 1 7 4 1 5
Drenaje interno restauraciôn por el laboreo 4.4.1 zona radicular
Drenaje subsuperficial aireación del suelo
Drenaje superficial tnaîz
Dupuit-Forchheimer supuestos de
2.4.1
2.4.1 2.5.6
4.1 4.8.2
6.5.2
Ecuaciôn ver tambiên Leyes
Ecuaciôn Bernoulli 6.2. Forchheimer 6.5. Hagen-Poisseuille 6.3.
Ecuaciôn de conti-nuidad 5.4.1; 6.2.6; 7.2.
Ecuaciôn de la energîa 6.2,
Ecuaciôn de Laplace 6.5.1; 7 analogîa con la electricidad 7.1 método de solución por
relajación 6.6.4
Ecuaciôn del flujo en general 5.4.1 en la capa de agua del suelo 6.5
Efimerofitas 4.2.2
Encharcamiento 4.2.1 color del suelo 2.3.4
Enfermedades de las plantas influencia del drenaje 4.7
Enmiendas mejora de la estructura 3.5
Erosion arroyos 1.3 llanuras costeras 1.4 llanuras glaciales 1.6
Escorrentia ver tambiên Descarga maxima, Flujo base
Escorrentîa superficial llanuras glaciales 1.6
Espacio poroso ver tambiên Poros aapillares
Espacio poroso 2.3 influencia del drenaje 4.2.1;4.3
.1
. 1
3
2
Espacio poroso drenable 6.5.
Estabilidad estructural 2.3.
Estado nutritivo del suelo 2.7.1
mejora por el laboreo 4.4.1
Estiêrcol ver Fertilisantes
Estratificaciôn depôsitos 6.5.3
Esiruaiura ver tambiên l'acroestructuvas
249
Estructura del suelo 2.3.2 unidades 2.2.2
Exceso de agua 4. 1
Extracto a saturación 3.4 tolerancia de las plantas
a la sal 4.6
Factor de proporcionalidad ver Ley de Daray, Conduatividad hidrâuliaa
Factores de conversion para el potencial del agua
Fallas
Fauna del suelo
Fertilidad del suelo aporte de nutrientes definición potencial
Fertilizantes nitrogenados rendimientos de cultivos
Fijación del nitrógeno aporte de nutrientes influencia de la aireación influencia del drenaje
Filtraaión afluyente ver tambiên Superficie de filtraaión
Filtración afluyente 1.3.1
Fïsica de la humedad del suelo 5
Floración retardo debido a la salinidad
del suelo 4.6
5.3.1
1.9
2.2.4
2.7 2.7.2 2.7.1 2.7.1
4.5
2.7.2 2.5.5
4.5
lujo a través del sue base capilar de drenaje eléctrico hidräulico laminar neto variable
Lo 5.3.1 1.3
2.3.2 6.5. 1 7.2.2 6.5.2 6.3.1 6.6.2 6.5.3
Flujo bidimensional del agua subsuperficial 6.6; 7.2.1 analogîa con la electricidad 7.2.2 ecuaciones bâsicas 6.5 función de corriente 6.6.2 funciones de potencial 6.6.2 método de los cuadrados 6.6.4 método de relajaciôn 6.6.4
(Flujo bidimensional) métodos exactos de solución 6.6.3 modelos eléctricos 7.3
Flujo de agua subsuperficial 6.2; 6.3. I; 7.2.1 a través de suelos
estratificados 6.4.2 analogîa con la electricidad 7.2.3 bidimensional 6.6;7.2.1 ecuaciones bâsicas 6.5 ley de Darcy 6.3;7.2.1 lineal 6.4.2 modelos eléctricos 7.3
Flujo en la superficie de agua libre 6.5.2 solución 6.5.1
Flujo en régimen permanente bidimensional 6.6;7.2.1 ecuación de Forchheimer 6.5.2 ecuaciôn de Laplace 6.5;7.1;7.2 en una capa libre 6.5.5 hacia un pozo 6.5.7 hacia zanjas paralelas 6.5.6
Flujo radial ver Flujo bidimensional del agua subauperfiaial
Flujo subsuperficial lineal de agua a través de suelos
estratificados 6.4.2
Flujo unidimensional de agua subsuperficial 6.5.2;7.2.1 electricidad 7.2.2
Forchheimer (ecuación) 6.5.2
Forma de relieve factor de formación del suelo 2.1.3 glacial 1.6
Formaciones de playa 1.4
Fosa tectónica 1.9
Fracción arena 2.2.2
Fracción de humedad del suelo sobre el peso en seco del mismo 5.1
Fracción ligera 2.2.2
Fracción limo 2.2.2
Fracturas 1.9
Fragmentos 2.3.2
4.2.2 6.1
Franja capilar def inición
Freatofi tas 4 . 2 . 2
250
Friabilidad del suelo 2.3.3
Frieoión ver Viscosidad
Fuerzas ver Potenaiales
Función de corriente 6.6.2
Función de potencial 6.6.3;6.6.2;7.4
Galvanómetro medida de lïneas equi-
potenciales 7.6.2
Gases intercambio 2.5.3 suelo 2. 5.1
Glaciares 1.6
Gley 2.3.4
Gouy-Chapman teorîa de la doble capa
difusa 2.2.3; 3.3
Gradiente carga hidräulica cauces de agua
Gradiente de potencial en electricidad
Gradiente de velocidad del agua
Gradiente hidräulico
Granulación estructura del suelo
6.3.1 1.3
7.2.2
6.2.2
6.3.1
2.3.2
H Habitat ver también Plantas
Habitat de las plantas
Hagen-Poisseuille (ecuación)
Heladas efectos en el suelo
Hidräulica del agua en suelo saturado
Hidräulica del agua subsuperficial
Hidrodinâmica conservación de la energïa conservación de la masa ley de Darcy leyes bâsicas
4.2.2
6.3.2
4.3.4
6
6.2.5 6.2.6
6.3 6.2
Hidrofitas
Hidrogeologïa
en relaciön con el drenaje
Hielo (erosión)
Hierro en suelos tropicales
Horst
Huecos del suelo (relación) Humedad del suelo
adaptación a las plantas contenido fïsica de por laboreo
Humedad del suelo excesiva
Humedad disponible 2.4.2;
Humedad media total
Humedad total fâcilmente utilizable
HVJVUS ver también Materia organ del suelo
Humus capacidad de intercambio
catiónico materia orgânica
4.2.2
1.1
1.6
2.2.2
1.9
2.3. 1
2.4 4.2.2 2.3.3
5 4.4.1
4.1
4.2.1
2.4.2
2.4.2
ia a
2.2.3 2.2.4
Illita capacidad de intercambio
catiónico 2.2.3
Indice de plasticidad 2.3.3
Infiltración de agua 5.4.2 reducción debida a la salinidad
del suelo 4.6
Infiltración superficial 2.4.1
Intensidad de evaporación 5.4.3
Intensidad de percolación 2.4.1
Inundaciones en lamina 1.3.2
Investigaciones de campo 2.1.5
Laboreo ver también Control de malas hierbas
Laboreo aireación del suelo 2.5.6
251
(Labored) influencia de la consistencia
del suelo 2.3.3 influencia del drenaje A.4.1 posibilidad 2.2.1 relación con la textura 2.2.1 relación suelo-drenaje 2.5.6
Laboreo profundo suelos sódicos no salinos 3.5
Lagos clasificación I.5 en yugo 1.3.1 glaciales 1.6 sedimentos 1.5 volcänicos 1.5
Lagunas 1.4
Laminas conductoras 7 estudios del flujo de agua
subterränea 7.3.2
Laplace ecuación 6.5.1; 7.2 operador 6.5.1; 7.2.1 solución de la ecuación 6.6.4
Lavado de sales en regiones âridas 1.5 problemas de recuperación 3.5
Leahos de rios ver Arroyos, Rios
Lenguas de tierra 1.5
Ley de Darcy 6.3;7.2.1 aplicaciones 6.4 conductividad hidräulica 2.4.1;6.3 constante de proporcionalidad 6.3.2
Leyes conservación de la energfa 6.2.5 conservaciön de la roasa 6.2.6 Darcy 6.3;7.2.1 Ohm 6.3.1;7.2.2 resistencia lineal 6.3.1
Limite lîquido
Limite plâstico
Limites con agua moviéndose
lentamente planos de simetrîa simulación en un modelo superficie libre del agua superficies de filtraciôn
Limites de consistencia
2.3.3
2.3.3
6.7.4 6.7.2
7.7 6.7.3 6.7.5
2.3.3
Limites de consistencia
Limites de tamanos de las partîculas
Limites impermeables modelo modelo inverso simulación en modelos
Lineas de corriente definiciôn flujo neto medida en el modelo método de los 'cuadrados modelo eléctrico simulación en modelos
Lineas de potencial método de los cuadrados
Lineas equipotenciales flujo neto medida en el modelo modelo eléctrico simulación en modelos
Limo clases texturales composición del suelo limites del tamaîio de las
partîculas
Llanura de inundación
Llanura de pie de monte
Llanuras costeras de lago formadas por arroyos glaciales lacustres
Loess depôsitos desértico glacial llanuras
Loma fluvial
M Macroagregados
Macroestrueturas
Macrofauna del suelo
Macroporos
2.3.3
2.2.1
6.7.1 7.4
7.6.3 7.5
6.6.2 6.6.2 7.6.3 6.6.4
7.4 7.5.1
6.6.4
6.6.2 6.6.2 7.6.2
7.4 7.5. 1
2.2.1 2.2.2
2.2.1
1.3.1
1.3.2
1.4 1.5 1.3 1.6 1.5
1.7 1.7 1.6 1.7
1.3.1
2.3.2
2.3.2
2.2.4
2.3.2
252
Maîz pérdidas de nutrientes 4.5 rendimientos A.8.2
Marismas llanuras costeras 1.4 llanuras de inundación 1.3.1
Materia orgânica del suelo en relación con el color
del suelo 2.3.4 en relación con la estabilidad
estructural 2.3.2 influencia del drenaje 4.3.3
Material de partida (suelo) 2.1.3
Meandros 1.3.1
Mesofitas 4.2.2
Mesoporos 2.3.2
Método de relajación solución de la ecuación
de Laplace 6.6.4
Microagregados 2.3.2
Miaroorganismos ver también Bacterids
Microorganismos del suelo 2.2.4
Microporos 2.3.2
Migajosa estructura del suelo 2.3.2
Minérales alterables 2.2.2
Modelos eléctricos bidimensionales 7.3.3 medidas 7.6 simulacion de condiciones
limite 7.5 tipos 7.3.1
Modelos inversos medida de las lîneas de
corriente 7.6.3
Moldeo
capacidad del suelo 2.3.3
Montîculo de la capa freâtica 1.3.1
Montmorillonita capacidad de intercambio
catiónico 2. fracción arcilla 2.
Morrena
Moteado
2.3 2.2
1.6
.3.4
Movimiento de agua ver Hidrodinâmioa, Transporte
Movimiento de marea 1.3.3
Munsell sistema de color
N Nitratos
efectos sobre la aireación
2.3 .4
4.5
Nitrificaoión ver también Fijaaiôn del r.itrôgeno
N i t r i f i c a c i ó n 2 .7 .2
Nivel de base 1. 3
Nivel de la capa de agua en el suelo
Nivel del mar
Nivel piezométrico de la capa de agua
Numéro plâstico
1.3.1
1.3
0 Ohm (ley)
1.2 6.2.4; 6.3.4
2.3.3
6.3.1; 7.2.2
Oligoelementos absorción por las raîces de
las plantas
Operador de Laplace
Oxïgeno aire del suelo difusión necesidades de las
6.5.1;
plantas
2
7
2 2 2
7.
2
5 5 5
2
1
1 3 4
Papel Teledeltos
Partîculas del suelo adsorción de agua agregación disposición tamano
7.3.2
2.3.2 5.2.2 4.3.1
2.3.2; 4.3.1 2.2.1
2.3.2 Pelîcula de agua
Percolaciôn ver también Reoarga
Percolaciôn capacidad intensidad
4.6 2.4.1
253
Përdidas de nutrientes
Pérdidas en arroyos
Perfil de los arroyos
Perfil del suelo agrológico estructural hidrológico pedológico
Perxodo interglaciar
Permafrost
Permeabilidad de la arcilla 2.2.3 definición 6.3.2 de depósitos de loess 1.7 del suelo 2.3.1;2.4.1
Permeabilidad intrïnseca 6.3.2
Permeâmetro 6.4.1
1
2 2 2 2 2
4
3
1
1 1 3 1 1
1
1
.5
.1
.3
.4 4
.2 4 4
6
6
Peso especïfico del agua del suelo
PH de suelos de suelos salinos
6.2.3 2.3.1
2.2.3 3.4
Piezómetro 5.2.3;6.3.4
Plagas ver Enfermedades
Plantas ver también Creoimiento, CultivoSj Vesarrollo, Rendimie-atos
Plantas efectos de la salinidad 4.6 condiciones reducidas 4.2.2 contenido en sal 3.4 relaciones suelo-agua 4.2.1
Plantas acuâticas 4.2.2
Plantas de ciénagas 4.2.2
Plantas raîces
influencia del drenaje 4.8.2
Plasticidad del suelo 2.3.2
Plataforma continental 1.4
Playas 1.5
Pleistoceno 1.3.1
Polders 4.8
Poros capilares 4.2.1
Poros de a i r e ac iôn 2 .3 .2 diametro 2 .5 .2 d i s t r i b u c i ó n de l tamaîio 2 .3 .2
254
Poros no capilares 2.3.2
Porosidad ver tambiên Densidad real
Porosidad 2.3.1
Porosidad de aireaciôn 2.5.1
Porosidad del suelo 2.3.1
Potencial del agua subsuperficial 6.2.4 medida 6.3.4
Potencial del flujo de agua anâlisis del flujo de agua 5.4.1 definición 5.3.1
Potencial hidrâulico gradiente
Potenciales de agua de velocidad función 6 gravitacional mâtrico osmótico total
Potenciómetro medida de lîneas equi-
potenciales
5.3.2 5.4.1
5.3 6.6.2
.6.3; 7.4 5.3.2 5.3.2 5.3.2 5.3.2
7.6.2
Pozo caudal de descarga 6.5.7 flujo en régimen
permanente a 6.5.2;6.5.7 penetrando parcialmente en el
acuîfero 6.5 penetrando totalmente en el
acuîfero 6.5.7
Praderas influencia del drenaje 4.8.1
6.5.6 Precipitación
recarga procedente de
Presa (embalse) determinación de la superficie
libre del agua 7.7
Presion (unidades) del agua en suelo saturado
Presión negativa medida
Productividad del suelo
Profundidad de la capa freâtica en relaciôn con la producción
de los cultivos 4.8 en relaciôn con los efectos sobre
la temperatura 4.3.4 en relaciôn con rendimientos 4.5
5.3.1 6.2.4
5.2.3
2.1.4
Profundidad de penetración de las raîces 4.2.2
Propiedades agrîcolas del suelo de tipo flsico definiciones 2.1.6
Propiedades del suelo retención de agua 2.4.2 transmisiön de agua 2.4.1
Propiedades fîsicas del suelo definiciones 2.1.6 influencia del drenaje 4.3
Puente de Wheatstone medida de la descarga 7.6.1
Punto de marchitez 2.4.2; 5.2.1
R Recarga debida a la lluvia 6.5.6
simulación en modelos 7.5.2
Recuperación de suelos salinos 3.5 por medio del drenaje 4.6
Regiones desérticas 1.7
Reh 3.4
Relaciones agua-suelo 5.1
desarrollo de las plantas 4.2
Relieve ver también Forma de relieve
Relieve ondulado 1.6
Relieves cuesta 1.4 Remolaoha azuaarera ver Cultivos
herbâaeos
Rendimientos ärboles frutales 4.8.3 cultivos herbâceos 4.8.2 influencia del drenaje 4.5 nivel de la capa de agua 4.8 praderas 4.8.1 salinidad del suelo 3.4 subsolado 3.5
Resalinización
prevención de 3.5
Residuos orgänicos 2.2.4
Resistencia a la penetración 2.3.3
Resistencia hidräulica 6.4.2
Resistencia lineal 6.3.1
Retención de agua ver también Capaoidad de campo
etención de agua el suelo
en
curvas de retención función de los mecanismos de potenciales
ïos anastomosados con marea de meandros
poros
2.2.1 ; 5 5 2 5
1
1
2 2. 3 2 5
3 1 3
2 3 2 2 3
1 4 1
Sabbagh
Sales disueltas concentración 5.3.2; potencial osmótico
Sales en el suelo potencial osmótico presencia tipos
Salinidad del suelo crecimiento de las plantas efectos en los cultivos 3 influencia del drenaje
Salinización origen prevención
Saturación cromâtica por bases
Sedimentación en deltas
Sedimentos abanicos aluviales arroyos clasificación estratificaciôn llanuras costeras llanuras lacustre6 rïos anastomosados rïos con meandros
Sedintentos litorales
Sellado superficial
Sequîa fisiológica
Silicatos alumïnicos
Simetrîa radial
3.4
5.4.1 5.3.2
5.3.2 3. 1 3.2
3.4 3;4.6
4.6
3.1 3.5
6.1 2.3.4 2.2.3
1.3.3
1.3.2 1.3 1.3 1.3 1.4 1.5
1.3.1 1.3.1
1.4
2.3.2
2.5.4
2.2.2
6.5.7
255
Sistema de color Munsell 2.3.4
Sodio intercambiable suelos salinos 3.4 sustitución 3.5
Solonchak 3.4
Solonetz 3.4
Solución del suelo concentración de cationes 2.2.3 suelos salinos 3.2
Subsolado suelos sódicos no salinos 3.5
Subsuelo drenaje interno 2.1.6;2.4.1 profundidad efectiva del
suelo 2.1.6
Succion mätrica 5.2.2;5.2.3
Suelo aire 2.5 clasificación para inge-
nierîa color compactación composición consistencia crecimiento de las plantas desarrollo determinación drenaje estructura factores A, B, C factures de formación fertilidad humedad investigaciones permeabilidad plasticidad porosidad retención de agua salinidad temperatura textura
Suelos adhérentes amarillos
Suelos arcillosos composición catiónica concentración en sales
Suelos estratificados infiltración en flujo de agua
2.3.3 2.3.4 2.3.3 2.2.2 2.3.3 2.1.2 2.1.3 2.1.1 2.5.6 2.3.2 2.1.6 2.1.3
2.7 2.4
2.1.5 2.4.1 2.3.3 2.3.1
5.2 3.4 2.6
2.2.1
2.3.3 2.3.4
3.3 3.3
5.4.2 6.4.2
Suelos firmes
Suelos grises parduzcos
Suelos helados
Suelos isótropos cônductividad e
Suelos ligeros
Suelos minérales caracterîsticas porosidad
Suelos mojados plasticidad
Suelos orgânicos drenaje
Suelos pardos
.éctrica
fîsicas
Suelos pesados (arcillosos)
Suelos rojos
Suelos salinos clasificación origen recuperación
Suelos salino-sod recuperación
Suelos saturados flujo de agua
Suelos sódicos no recuperación
Leos
salinos
2
2
2
6
2
2
4 2
4
2
2
2
5
3
3.
3.
4
2
2 3
3 3
3
3
2
3
3 3 3 3
3 3
4
3 3
3
4
3
2
1
3 1
4 3
3
4
1
4
4 4 1 5
4 5
1
4 5
Suelos tropicales 2.3.4 fracción arcilla 2.2.2
Superficie de agua libre 6.7.3 determinación 7.7 modelo 7.4 modelo inverso 7.6.3 simulación en modelos 7.5.2
Superficie de filtración 6.7.5 modelo 7.4 modelos inversos 7.6.3 simulación en modelos 7.5.2
Superficie de la capa de agua del suelo 6.7.3 simulación en el modelo 7.4
Superficie del suelo
agrupaciones texturales 2.2.1
Superficie freâtioa ver Capa de agua
Supuestos de Dupuit-Forchheimer 6.5.2
Szik 3.4
256
T Tamices standard 2.2.1
V Temperatura
influencia en la aireación del suelo 2,
influencia en la viscosidad del agua 6,
Temperatura del suelo 2.6; 4, crecimiento de las plantas 2. influencia del
drenaje
Tensiómetro
Tension superficial retención de agua
Terrazas llanuras costeras llanuras lacustres rîos
Terrones
Textura del suelo clasificación
Tinte (hue)
Tir
Tolerancia a la sal de cultivos y plantas
2.6.2; 4.
5.
5.3
3.3
3.4 6.1
3.4
2.3
5.2.2
1.4 1.5 1.3
2.3.2
.2.1
,3.4
3.4
3.4; 4.6
Topografia ver también Relieve
Topografîa kârstica 1.8
Traficabilidad del suelo 2.5.6
Transmisión de agua 2.4.1 en relaciôn con el tamaîio
de los poros 2.5.3
Transporte de agua ver también Asaenso capilar, Infiltraoiân
Transporte de agua 5.4 ecuaciones 5.4.1
Trayectorias de flujo 6.6.2
Valles 1
Valles tectônicos
Valor de la suma de excedencias
Vapor de agua en el suelo 2
Variable compleja 6
Varvas
Velocidad aparente 6,
Velocidad de entrada de agua 2,
Velocidad de infiltraciôn 2,
3.1
1.9
4.8
5.1
6.3
1.6
3.1
4.1
4.1
4.1 6.2
Velocidad del flujo de agua 5. potencial de 6.
Velocidad efectiva del flujo de agua 6.3.1
Vermiculita capacidad de intercambio
catiônico 2.2.3
Virosis ver Enfermedades
Viscosidad del agua 6.2.2 influencia de temperatura 6.3.3
Volumen especifico del suelo 2.3.1
X Xerofitas 4.2.2
Y Yeso
aplicación en suelos salinos 3.5
Zona de transmisiôn ver Infiltraoiân
Zona radicular color del suelo 2.3.4 contenido en sales 3.4 drenaje 4.1 drenaje interno 2.4.1 humedad total fâcilmente
utilizable 5.4.1 humedad utilizable total 2.4.2 potencial total del agua 5.4.1
?S7