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7/22/2019 Curso Riegos y Drenajes-AGiraldo.pdf

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CURSO RIEGOS Y DRENAJES


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Introduccin.

Colombia a lo largo de sus ltimos 50 aos ha vivido una degradacin paulatina de los recursosnaturales, motivada por los factores sociales adversos que ha vivido el pas. Fenmenos como ladeforestacin y prdida de la biodiversidad se han sucedido en la mayora de nuestrosecosistemas, alterando la dinmica natural de los mismos y por ende la oferta de bienesambientales.

El Riego y el drenaje se plantean como los mtodos que permiten aportar el agua necesaria a la

planta para lograr su adecuado desarrollo. Para los profesionales del sector agropecuario, esteconocimiento se est volviendo cada da ms necesario debido a los cambios que est sufriendo elclima global debido al calentamiento. Es imprescindible pronosticar y predecir la oferta de recursoshdricos para el presente y futuro, para as poder tomar las previsiones necesarias mediante laplaneacin de las actividades agrcolas en las explotaciones asesoradas.

El presente mdulo est compuesto por tres unidades didcticas, las cuales agrupan tres captuloscada una. Cada unidad trata un aspecto diferente del agua en la superficie terrestre, presentandoconceptos claros y simples que le permitan al aprehendiente acceder a conceptos fundamentalesque sern la base para la comprensin de temas avanzados que sern vistos en otros cursos.

La primera unidad, trata los conceptos generales de la hidrologa, mostrando una definicin de lahidrologa y de su historia. Se destaca la importancia del ciclo hidrolgico y su relacin con la

cuenca hidrogrfica, como unidad fundamental de anlisis. Finalmente se presentan losparmetros hidrodinmicos usados en la planeacin del riego.

La segunda unidad habla de las fuentes superficiales como suministro principal del agua parariego. Se presentan las caractersticas fsicas y qumicas que definen la calidad del agua de riego yla posibilidad de su uso, y se dan los fundamentos bsicos de hidrulica necesarios para el diseode tuberas y canales.

La tercera unidad presenta los principales mtodos de riego y loscriterios de diseo de lossistemas asociados a cada uno de ellos, as como los aspectos fundamentales del drenaje, suimportancia para la productividad de las explotaciones agropecuarias, y los principales mtodos ysistemas utilizados


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Unidad I

ASPECTOS GENERALES DE LA RELACIN AGUA - SUELO

El conocimiento de la relacin agua-suelo es esencial para la produccin agrcola bajo riego. Lacantidad de agua disponible en el suelo para los cultivos es un valor sumamente dinmico ya quees resultado del balance hdrico y depende tambin de las propiedades fsicas del suelo.

Capitulo 1

Elementos bsicos de Hidrologa

Durante su vida sobre la tierra el hombre ha sido testigo, muchas veces sin entenderlo, deldesarrollo del ciclo del agua en la naturaleza. La distribucin de los climas, la formacin de lasnubes y su inestabilidad, la produccin de las lluvias, la variacin de los niveles de los ros, y el

almacenamiento de agua en depsitos superficiales o subterrneos son temas en cuyo estudio seha venido profundizando a lo largo de los aos, conformando una rama de la fsica que se conocecomo Hidrologa.

Leccin 1

Definicin e historia de la Hidrologa

La Hidrologa en su definicin ms simple es la ciencia que estudia la distribucin, cuantificacin yutilizacin de los recursos hdricos que estn disponibles en el globo terrestre. Estos recursos se

distribuyen en la atmsfera, la superficie terrestre y las capas del suelo.

La hidrologa proviene de las races hidroy logaque pueden expresarse como el estudio del aguao de las aguas. Sin embargo una de las definiciones ms completas ha sido la suministrada por elingeniero Chino Ven Te Chow fundador y editor en jefe de Handbook of Applied Hidrology(1964),quien dijo que la hidrologa es la ciencia que estudia el agua en cuanto a su origen, distribucin ycirculacin sobre la superficie terrestre, teniendo en cuenta sus propiedades, fsicas, qumicas y surelacin con el medio ambiente.

La hidrologa como ciencia es relativamente antigua. Civilizaciones tan antiguas como la Griega,con su pensadores trataron de explicar el por que de la lluvia, por que los ros fluan. Fue el filosofogriego Anaxgoras quien dio una explicacin al proceso, donde intuyo que las lluvias provenan dela evaporacin del agua de mar por parte del sol. Posteriormente Teofrasto y el romano Marco

Vitruvio, basados en las ideas de Anaxgoras, definieron lo que hoy conocemos como ciclohidrolgico.

Las civilizaciones asiticas, generaron una aproximacin ms de medicin, para lo cual llevaronregistros sistemticos de precipitaciones, cada de nieve y viento, llegando a una teora sobre elciclo hidrolgico tal como la conocemos hoy, alrededor del 900 - 400 A.C., sin embargo por supoca comunicacin con occidente, sus teoras no impactaron significativamente el conocimiento delresto del mundo.


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Durante la edad media y el renacimiento el concepto de hidrologa no avanz en gran medida,hasta que Leonardo da Vinci realiz mediciones sistemticas de velocidades en diferentes cauces,con lo que lleg a la conclusin que el agua es ms rpida en la superficie que en el fondo.

En la era moderna varios cientficos aportaron sus teoras para la consolidacin de lo que hoyconocemos como hidrologa. Entre ellos tenemos: Dalton en 1802 describi un principio para la

evaporacin; Hagen y Poiseuille en 1839, describieron una teora para el flujo laminar; Darcy en1856 presento su ecuacin para el flujo en medios porosos; Manning (1891) present su ecuacinpara el flujo en canales abiertos; Hazen en 1914 introdujo el anlisis de frecuencia para losmximos de una creciente; Horton en 1933 desarrollo una aproximacin a la infiltracin y en 1945present su descripcin de las cuencas de drenaje (ndices de Horton) y finalmente en 1941Gumbel propuso la ley de valor extremo para estudios hidrolgicos. Todas estas teorasindependientes ayudaron a consolidar la naciente ciencia de la hidrologa hasta que a mediadosdel siglo XX (70s) alcanz un reconocimiento definitivo como disciplina.

La hidrologa como ciencia es relativamente antigua. Civilizaciones tan antiguas como la Griega,con su pensadores trataron de explicar el por que de la lluvia, por que los ros fluan. Fue el filosofogriego Anaxgoras quien dio una explicacin al proceso, donde intuyo que las lluvias provenan dela evaporacin del agua de mar por parte del sol. Posteriormente Teofrasto y el romano Marco

Vitruvio, basados en las ideas de Anaxgoras, definieron lo que hoy conocemos como ciclohidrolgico.

Las civilizaciones asiticas, generaron una aproximacin ms de medicin, para lo cual llevaronregistros sistemticos de precipitaciones, cada de nieve y viento, llegando a una teora sobre elciclo hidrolgico tal como la conocemos hoy, alrededor del 900 - 400 A.C., sin embargo por supoca comunicacin con occidente, sus teoras no impactaron significativamente el conocimiento delresto del mundo.

Durante la edad media y el renacimiento el concepto de hidrologa no avanz en gran medida,hasta que Leonardo da Vinci realiz mediciones sistemticas de velocidades en diferentes cauces,con lo que lleg a la conclusin que el agua es ms rpida en la superficie que en el fondo.

En la era moderna varios cientficos aportaron sus teoras para la consolidacin de lo que hoyconocemos como hidrologa. Entre ellos tenemos: Dalton en 1802 describi un principio para laevaporacin; Hagen y Poiseuille en 1839, describieron una teora para el flujo laminar; Darcy en1856 presento su ecuacin para el flujo en medios porosos; Manning (1891) present su ecuacinpara el flujo en canales abiertos; Hazen en 1914 introdujo el anlisis de frecuencia para losmximos de una creciente; Horton en 1933 desarrollo una aproximacin a la infiltracin y en 1945present su descripcin de las cuencas de drenaje (ndices de Horton) y finalmente en 1941Gumbel propuso la ley de valor extremo para estudios hidrolgicos. Todas estas teorasindependientes ayudaron a consolidar la naciente ciencia de la hidrologa hasta que a mediadosdel siglo XX (70s) alcanz un reconocimiento definitivo como disciplina.


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Leccin 2

El ciclo hidrolgico

El ciclo hidrolgico, representa el concepto fundamental en hidrologa, ya que explica como es elcomportamiento del agua a lo largo de la superficie terrestre. En la Tierra el agua, se mueve en elespacio llamado hidrsfera, que es la zona definida por la capa inferior de la atmsfera y la capasuperior de la litsfera (Corteza terrestre).

El ciclo del agua, o Ciclo Hidrolgico, explica el campo de la aplicacin de la hidrologa y surelacin con otras disciplinas como la Meteorologa, la Oceanografa, la Hidrulica, la Geotecnia,las Ciencias Naturales, etc. El Ciclo comprende la circulacin del agua desde los ocanos hasta laatmsfera, luego a los continentes y nuevamente a los ocanos.

El ciclo hidrolgico es un ciclo cerrado, es decir se repite indefinidamente, en el cual el aguacontenida en los ocanos y en la superficie terrestre es evaporada por la accin del sol y larespiracin de las plantas y convertida en vapor de agua. Este vapor viaja por la atmsfera (enforma de nubes) hasta que se eleva lo suficiente para condensarse. En este punto retorna a la

superficie terrestre en forma de lluvia o nieve.

El agua que cae en la superficie terrestre puede tomar varios caminos: Puede ser interceptada porla vegetacin (Hojas y tallos, plantas epifitas), convertirse en flujo superficial sobre el suelo(escorrenta) hasta llegar a un cuerpo de agua (Ro, quebrada, lago o laguna) o puede infiltrarsehasta llegar a los acuferos (agua subterrnea). Es importante anotar que parte de esta agua,sobre todo la retenida en la vegetacin y la de escorrenta se puede evaporar directamente poraccin del sol, con lo que no regresa al mar. En la Figura 1, se presenta un esquema del ciclohidrolgico.

De acuerdo con estimativos que fueron publicados por la UNESCO en 1978 el volumen total delagua que participa en el Ciclo Hidrolgico del Globo Terrestre es de 1.386 millones de kilmetros

cbicos aproximadamente. El agua salada incluye los volmenes almacenados en los ocanos,en los acuferos salados y en los lagos salados y constituye el 97.47% del total.

El agua dulce no utilizable es la que no est disponible en forma lquida para su aprovechamientoinmediato en los proyectos de ingeniera. Est compuesta por los glaciares, la nieve y la humedadatmosfrica. Representa el 1.76% del recurso hdrico. En el agua dulce superficial se consideranlos volmenes que pertenecen a los ros, lagos y pantanos. Ocupa solamente el 0.0076% del totalde agua que hay en el globo terrestre.

Por ltimo, el agua subterrnea representa el 0.76% del volumen total, lo cual indica que lacantidad de agua subterrnea es 100 veces mayor que la de agua superficial. La utilizacin plenadel agua subterrnea, sin embargo, depende de factores econmicos y tcnicos por cuanto msdel 50% del total de agua subterrnea est confinada en acuferos por debajo de 800 m deprofundidad.

Estimativos recientes aportan informacin que indica que el agua en la superficie terrestre presentaaproximadamente la siguiente distribucin.


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Tabla 1. Distribucin del agua superficial.

Fuente PorcentajeOcanos 97.389Grandes capas de hielo (GlaciaresIceberg) 2.01Nivel fretico y humedad del suelo 0.58Lagos y ros 0.02

Atmsfera 0.001

Fuente: www.uc.cl/quimica/agua/a_continentales.html


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Leccin 3

Balance hdrico

El agua no est distribuida uniformemente sobre la superficie del globo terrestre; existen factoresde tipo meteorolgico, astronmico, orogrfico, geogrfico y geolgico que regulan elcomportamiento de las variables del Ciclo Hidrolgico.

En 1900 el doctor Vladimir Koppen present una clasificacin climatolgica que est relacionadacon la Temperatura y la Precipitacin; la clasificacin permite lograr una visin amplia acerca de ladistribucin cuantitativa del recurso hdrico sobre el globo terrestre. La clasificacin de Koppenreduce a 5 grandes grupos las diferentes variedades de climas que se presentan en el mundo.Estos grupos son los siguientes:

a. climas hmedos tropicales.Caractersticos de zonas de alta precipitacin, contemperaturas medias mensuales por encima de 18 C.

b. Climas secos.Caractersticos de zonas semiridas y ridas, en las cuales laEvaporacinanual excede a la precipitacin anual.

c. Climas hmedos mesotrmicos. En zonas lluviosas, con perodos cortos de invierno,y temperaturas medias mensuales que varan entre 0C y 18 C en los meses ms fros.

d. Climas hmedos microtrmicos.En zonas lluviosas con perodos largos de invierno,y temperaturas medias menores de 0 C en los meses fros y mayores de 10C en los mesesclidos.

e. Climas polares.No tienen estaciones clidas. Los meses ms calientes tienen

temperaturas inferiores a 10C.

En trminos hidrolgicos es importante cuantificar o hacer un balance de agua que pasa por unsistema dado. El balance tiene en cuenta las entradas, las salidas y la variacin en elalmacenamiento del sistema.

Las entradas estn definidas por: Precipitacin (P) en forma de Lluvia y/o nieve, agua deescorrenta (Qgin), agua superficial (Qin) y aguas subterrneas entrantes (Gin). Las salidas estndefinidas por: Evaporacin (Es), transpiracin (Ts), agua de escorrenta (Qgout), agua superficial(Qout), infiltracin (I) y aguas subterrneas salientes (Gout). Ver Figura 2.


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Figura 1. El ciclo hidrolgico.

Fuente: www.planning.org/caces/graphics/Figura241

La variacin en el almacenamiento est definida como la diferencia entre lo que entra y lo que saley est definido por la ecuacin (1), definido para un volumen de control, que se define como laporcin de corteza terrestre a la cual se le va a determinar la variacin en el almacenamiento.

(1)

En esta ecuacin/ representa el cambio en el almacenamiento, I representa el total de lasentradas y O el total de las salidas. Desglosando tenemos lo siguiente:

Agua superficial: P + QinQout+ QginQgoutEsI =

Agua subterrnea: I - GinGoutTs=


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Figura 2. Balance hdrico.

Fuente: Diego Hernndez

Sumando y reagrupando trminos tenemos:

P Q G E T = (2)

El balance hdrico, como se observa en la ecuacin anterior retoma toda el agua que atraviesa lasbarreras del volumen de control, o sea que tiene en cuenta tanto el agua superficial como lasubterrnea. Sin embargo, en trminos prcticos lo que se hace normalmente es determinar elbalance del agua superficial, es decir obtener valores de precipitacin, evaporacin, transpiracin,escorrenta y de aguas superficiales para una zona dada.

Leccin 4


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Elementos del ciclo hidrolgico

1 Precipitacin. El proceso de la precipitacin no es tan sencillo como parece. Hace falta unaserie de condiciones previas en la atmsfera tales como la existencia de vapor de agua en grandesproporciones; este vapor debe ascender y condensarse en la altura formando nubes, y que lascondiciones dentro de las nubes permita que las pequesimas partculas de agua y hielo

aumenten de tamao y peso, para caer desde la nube y llegar al suelo. A medida que el aireasciende se va enfriando, lo que genera una condensacin del vapor de agua que lleva en el. Sinembargo para que se produzca condensacin es necesario que el vapor de agua est en contactocon una superficie sobre la cual se pueda desarrollar este fenmeno.

Los ncleos de condensacin ms comunes estn conformados por productos de combustin,xidos de nitrgeno, polvo y partculas de sal. Las partculas de sal, provenientes de laevaporacin de la espuma marina, son las mejores como ncleos de condensacin dado que altener propiedades inicas atraen las partculas de agua por accin electrosttica.

Las gotas van aumentando paulatinamente de tamao hasta que se hacen visibles, formandoneblina, en cuyo caso la mayora de gotas tienen un dimetro de alrededo r de 10 m. Este es el

tamao mximo que la condensacin puede generar, por esto la mayora de las gotas estnalrededor de los10 mde dimetro, sin embargo, variaciones en este tamao son solo atribuiblesal tamao del ncleo de condensacin, es decir, las gotas ms grandes son las que se formaronsobre un ncleo de condensacin ms grande.

Cuando se alcanzan los tamaos antes descrito, las gotas ya estn sometidas a la fuerza de lagravedad y podran eventualmente comenzar a caer, sin embargo no lo hacen por los vientosascendentes que ocurren al interior de la nube que los mantienen suspendidos. Se ha determinadoque velocidades tan bajas como 0.5 cm/seg, son suficientes para mantenerlos suspendidos.

Las gotas al interior de esta corriente ascendente, pueden chocar unas con otras incrementandopaulatinamente su tamao hasta que alcanzan un dimetro de 0.1 mm, valor al cual comienzan a

caer. Se ha determinado en forma experimental que el dimetro promedio de las gotas queabandonan la base de la nube est comprendido entre 0.1 y 3 mm. Si en la nube se presentantemperaturas muy bajas, las gotas se congelan y se agregan unas a otras por impacto, cayendoposteriormente en forma de granizo.

En trminos generales se puede llamar precipitacin al agua proveniente de la atmsfera, quepuede venir en cualquier fase (lquida como lluvia, slida como nieve o granizo o en forma de vaporde agua como neblina) y que llega a la corteza terrestre y ms concretamente a lo que llamamossuelo. Sin embargo, no toda el agua llega al suelo, ya que una parte puede quedar retenida oalmacenada en la vegetacin, de donde se evapora directamente, otra parte puede caer sobrecuerpos de agua de agua superficiales y por tanto no ser absorbida por el suelo. Ms adelanteprofundizaremos en los conceptos de retencin y almacenamiento, tanto en los vegetales como enel suelo y como esto afecta al balance hdrico de una regin.

Los factores que determinan el desigual reparto de las precipitaciones sonmltiples y complejos, desde los de mbito general hasta los regionaleso locales. Los factores dealcance general son los responsables de que en los climasecuatoriales los climas sean fundamentalmente deconvecciones, y en los climas tropicales lasestaciones lluviosas coincidan con los solsticios. Los factores regionales o locales determinanaspectos tales como la mayor humedad de las zonas costeras y la mayor frecuencia de lluvias enlas barreras montaosas, en especial en su vertiente orientada al mar.

Figura 3. Precipitacin.


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Fuente: Diego Hernndez.

2 Evaporacin.La evaporacin es un cambio progresivo del estado liquido al estado gaseoso. Se

debe hacer claridad en este momento en la diferencia entre evaporacin y ebullicin. Los dosconceptos implican el paso de un lquido a gas. En el caso de la evaporacin, este proceso sedesarrolla en forma pausada y se produce solo en la superficie del lquido. En la ebullicin encambio, el vapor se forma dentro de la masa de lquido, escapando rpidamente a la superficie delmismo, por lo que el cambio de fase se produce en forma tumultuosa.

La evaporacin es un fenmeno importante e indispensable en el ciclo de la vida. El msconocido, el del agua, en el cual esta se transforma en vapor de agua que se convierte en nube yvuelve en forma de lluvia o nieve, cerrando el ciclo.

Los lquidos al igual que todos los cuerpos estn compuestos por molculas. En los lquidos enparticular, ests molculas estn atradas unas a otras con menor fuerza que en los slidos, poreso su energa cintica es mayor, es decir vibran o se mueven ms rpidamente.

Al agregar energa al lquido (que puede ser de varias formas como el calor o la presin), susmolculas se movern cada vez ms rpido hasta que las que se encuentran en la superficiepueden saltar a la atmsfera que rodea el lquido, al saltar se formar una capa muy delgadasobre el lquido, en la cual las molculas ejercern una presin sobre la superficie del lquidollamada presin de vapor.

La energa cintica de las molculas depende de la velocidad media o promedia de las molculas,velocidad que a su vez depende de la temperatura del lquido, siendo las dos directamenteproporcionales, es decir cuando aumenta la una aumenta la otra. En el caso de la evaporacin,


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existirn molculas que obviamente poseern una velocidad mayor que la promedio, caso en elque si pasan cerca de la superficie del lquido, podran saltar fuera del mismo gracias a esta. Alescaparse las molculas ms veloces, la velocidad promedio de las restantes disminuye, por lo quetambin lo hace su temperatura. Es por esto que la evaporacin se define esencialmente como unproceso de enfriamiento, en este sentido, para evaporar 1 gr. de agua se necesitanaproximadamente 600 caloras.

El salto de molculas se da hasta que se produce un equilibrio entre las molculas que saltan y lasque son nuevamente recuperadas por la superficie del lquido, momento en el cual se habla depresin de vapor de saturacin, el cual obviamente depende de la temperatura del lquido (o seade que tan rpido se mueven sus molculas). Esta presin de vapor de saturacin se presenta enuna pequea capa sobre la superficie del lquido la cual es llamada capa lmite.

La capa lmite se forma sobre todo lquido expuesto a la atmsfera, controlando la evaporacin delmismo al generar un equilibrio entre las molculas que se escapan del lquido y las que sonnuevamente retenidas por el. De esto se deduce que para que un lquido se evapore no esnecesario llevarlo hasta ebullicin, sino solo aportar la energa necesaria para que las molculasde la superficie den el salto a la atmsfera.

El equilibrio en la evaporacin se mantiene mientras la capa lmite permanezca estable, es decir encuanto la capa lmite desaparezca o disminuya su espesor, nuevas molculas saltarn del lquidopara establecer un nuevo equilibrio. Lo anterior pone de manifiesto que la evaporacin depende nosolo de la energa cedida al lquido (normalmente por el sol) sino de otros factores quegeneralmente destruyen la capa lmite, tales como el viento; la temperatura del aire, que aportaenerga a las molculas escapadas lo que puede hacerlas salir de la capa lmite y finalmente lahumedad del aire o humedad relativa, que influye el proceso de evaporacin de una forma muysimple, dado que entre mayor sea el nmero de molculas de agua en el aire, menor ser laposibilidad de que nuevas molculas salten desde la superficie del lquido.

3. Transpiracin. Con el desarrollo de las races, hojas y los sistemas conductores (xilema yfloema), las plantas solucionaron problemas bsicos de un organismo pluricelular fotosinttico devida terrestre, al poder captar el agua junto con el alimento y repartirlos a todas las molculas del

vegetal. El sistema, xilema, transporta agua e iones desde las races hasta las hojas. El otrosistema, floema, transporta sacarosas en solucin y otros productos de la fotosntesis desde lashojas hacia las clulas no fotosintticas de la planta.

El proceso de transpiracin de las plantas produce la presin que empuja al agua hacia arriba, atodas las clulas de la planta. Este proceso contina hacia las races, donde el agua en losespacios extra celulares que rodean al xilema es empujada hacia adentro por las perforaciones delas paredes de los elementos de los vasos y las traqueidas. Este movimiento del agua hacia arribay hacia adentro finalmente causa que el agua presente en el suelo se mueva hacia el cilindrovascular por smosis a travs de las clulas endodrmicas. La fuerza generada por laevaporacin del agua desde las hojas, transmitida hacia abajo por el xilema hacia las races, estan fuerte que se puede absorber agua de suelos bastantes secos.

La transpiracin tiene efectos positivos y negativos. Los positivos le proporcionan la energa capazde transportar agua, minerales y nutrientes a las hojas en la parte superior de la planta. Losnegativos son la mayor fuente de prdida de agua, prdida que puede amenazar la supervivenciade la planta, especialmente en climas muy secos y calientes.

Casi toda el agua se transpira por los estomas de las hojas y del tallo, por tanto una planta al abriry cerrar sus estomas debe lograr un equilibrio entre la absorcin de bixido de carbono para lafotosntesis y la prdida de agua de la transpiracin. El flujo de agua es unidireccional desde laraz hasta la hoja porque slo sta puede transpirar.


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El objetivo de la transpiracin, es decir el determinar el porque la planta transpira, es algo queinquietado a los bilogos y cientficos del rea agrcola, los cuales despus de muchos aos deexperimentar han propuesto una teora muy interesante segn la cual, la transpiracin es elproceso por el cual la planta intercambia energa con su medio. Este intercambio se realiza atravs de energa trmica y en esencia esta evaporacin parece que contribuye a mantener unabaja temperatura de la hoja, durante el da, en el cual se encuentra expuesta a la radiacin solar.

Nuevamente el sol es el encargado de suministrar la energa para el proceso, al calentar lasuperficie de la hoja, esta temperatura incrementa la oscilacin de las molculas de agua quellegan a sus espacios porosos y puede permitir que algunas salten a la atmsfera como vapor deagua. En el captulo anterior habamos hablado que este salto disminuye la velocidad promedio delas partculas que quedan y por tanto su vibracin. Como esta vibracin es directamenteproporcional a la temperatura, la hoja experimenta un enfriamiento. Sin embargo, durante el da lahoja est expuesta a la accin de los rayos solares que aportan energa, por lo que esteenfriamiento no es muy alto, sin embargo por mediciones realizadas se ha podido comprobar que lasuperficie de las hojas tienen una temperatura unos grados por debajo que la temperatura del aireque la rodea.

4. Evapotranspiracin.La suma de la evaporacin del suelo, de la superficie y la transpiracin de

las plantas se denomina evapotranspiracin y representa el consumo de agua en una plantacindada. Ms del 50% de la precipitacin que llega a la superficie terrestre vuelve a la atmsfera poreste medio.

Para determinar las necesidades hdricas de los cultivos, se utiliza el concepto deevapotranspiracin potencial uso consuntivo, que se define como la prdida de agua de unterreno totalmente cubierto por un cultivo verde de poca altura a causa de la evaporacin del sueloy la transpiracin de las plantas sin que exista limitacin de agua. Es decir, el agua total queconsume un cultivo en particular y que utiliza para convertir en biomasa y para transpirar. Laevapotranspiracin potencial (E.T.P.) permite estimar el consumo de agua de los cultivos y es partedel llamado balance hdrico por medio del cual se determinan la disponibilidad hdrica de una zonao de un sitio en particular.

La evapotranspiracin depende de la temperatura, de la prctica de riego, de la duracin delperodo de crecimiento, de las precipitaciones y de otros factores. Adems la cantidad deagua transpirada por las planta depende, del agua que sta tiene a su disposicin, de latemperatura y la humedad del aire, de los vientos, luminosidad, desarrollo de su follaje de lascaractersticas de sus hojas.


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Leccin 5 - Escorrenta

En hidrologa, la escorrenta es la lmina de agua que circula en una cuenca de drenaje, es decir laaltura en milmetros de agua de lluvia escurrida y extendida uniformemente. Normalmente seconsidera como la precipitacin menos la evapotranspiracin real. Segn la teora de Horton seforma cuando la intensidad de la precipitacin supera la capacidad de infiltracin del suelo.

La escorrenta es una fase de ciclo hidrolgico. Recurdese que el agua pasa de ser vapor deagua contenido dentro de las masas de aire de la atmsfera, para luego convertirse enprecipitacin o lluvia. A su vez, el agua se evapora directamente desde el suelo, o es liberada enforma de vapor a travs de las plantas (evapotranspiracin). Otra parte del agua es infiltrada atravs del suelo para alimentar a las aguas freticas o subterrneas. Las aguas que logranmantenerse en movimiento sobre la superficie se convierten entonces en agua de escorrenta.

El agua de escorrenta crea sistemas de desage o de drenaje; stos poseen la forma de la hojade una planta, cuyas nervaduras se asemejan a la red de ros y el pecolo (palito que sostiene lahoja) al canal de desage. Dichos sistemas son un mecanismo de convergencia, donde los rosms pequeos desembocan en ros cada vez ms grandes. Un sistema o una cuenca de drenajepuede delimitarse en un plano trazando una lnea a lo largo de la divisoria de aguas. Una divisoriade agua es un lmite natural desde donde el agua de escorrenta fluye en direcciones opuestas.Desde tiempos remotos, estas lneas imaginarias han servido de lmites polticos entre estados,as como de linderos entre propiedades privadas. Es importante el trazado de las divisorias deagua en una regin para el caso de estudios de climatologa o de hidrologa aplicada.

Las aguas de escorrenta son de vital importancia para el hombre, puesto que sin este recurso lasactividades humanas se ven seriamente restringidas. As, por ejemplo, muchas de las antiguascivilizaciones se desarrollaron en torno a grandes ejes de drenaje, pues el agua corriente se utilizapara el riego de los cultivos; es til en las actividades manufactureras; sirve para el consumo de lascomunidades urbanas; por otra parte, la escorrenta alimenta los grandes embalses que son tilespara la generacin de energa elctrica; los grandes ros sirven, adems, para la navegacin,convirtindose en especies de autopistas por donde circulan numerosas embarcaciones y son, al

mismo tiempo, importantes para la pesca, por ser el hbitat de mltiples especies comestiblesLa escorrenta presenta tres vas claramente diferenciadas:

Escorrenta superficial. Se le denomina escurrimiento directo. Es la escorrenta que msrpidamente llega a la salida de la cuenca. Ya se dijo que esta depone de la infiltracin bsica,sin embargo, en campo se ha observado que suelos cubiertos con vegetacin arbrea nopresentan valores tan altos de escorrenta, mientras que los suelos cubiertos por pasturas ycultivos, presentan valores de escorrenta relativamente altos.

La escorrenta superficial agrupa dos formas de escorrenta. La primera es aquella que seproduce directamente sobre la superficie del suelo debido a sus propiedades fsicas y

volumtricas. La segunda es la que se produce cuando el agua escurrida llega a un caucetemporal (aquel que desaparece entre dos lluvias consecutivas). A este tipo de flujo se lodenomina flujo en canales. El flujo en canales, se denomina flujo lateral, dado que el agua alllegar a este canal comienza a fluir en forma casi perpendicular al flujo que traaanteriormente. Este flujo es un smil del que se produce en el talweg. El anlisis de flujo encanales implica el uso de modelos y ecuaciones de hidrulica tales como la de Manning lascuales se apartan del contenido del curso. Si el estudiante desea profundizar en este aspecto,puede apoyarse en un texto de hidrulica de canales.


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Cuando la pendiente del terreno es muy baja o el suelo es poroso, como aquellos que tienentextura arenosa, a medida que el agua circula por la pendiente se va infiltrando en el terreno,en este caso se dice que se presenta una escorrenta superficial con prdidas.

Figura 4. Escorrenta superficial.


Escorrenta subsuperficial.Se dice que se presenta escurrimiento subsuperficial cuando el aguaque se infiltra en la superficie del suelo, se escurre lateralmente en forma casi paralela a lasuperficie del suelo. En este caso hablamos de un flujo en condiciones no saturadas, por lo que secumple la Ley de Darcy para flujo en condiciones no saturadas, que tiene la siguiente forma:

(4)

Donde V, es la velocidad del flujo en el medio poroso [cm/h]; H1 y H2, representa la cargahidrulica neta entre los puntos 1 y 2, o dicho de otra forma la energa potencial del agua [cm];L, representa la distancia entre los puntos 1 y 2 medida a lo largo de la trayectoria de flujo [cm]y kc, es el valor de la conductividad hidrulica no saturada o conductividad capilar, la cualdepende de la humedad volumtrica del suelo [cm/h]; r, es la densidad del agua [gr/cm 3]; h, es

la viscosidad del agua [N.seg/m2], estas dos propiedades dependen directamente de latemperatura; g, es la fuerza de la gravedad [m/seg2] y v, es el valor de la humedadvolumtrica, expresado en decimal.

Figura 5. Escorrenta subsuperficial.


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El movimiento de la escorrenta subsuperficial, adems de los aspectos edafolgicos, se veinfluenciado por los topogrficos. Es decir, si el terreno es plano, el flujo ser netamentevertical a lo largo del perfil del suelo, es decir flujo en zona no saturada, hasta llegar en algunoscasos al nivel fretico (flujo en zona saturada).

Si el terreno es inclinado, el flujo tender a seguir una trayectoria oblicua, siguiendo casi lasuperficie del suelo, hasta llegar a un cauce. Por esto se le denomina flujo de retorno rpido,dado que llega relativamente rpido a los cauces, obviamente esta velocidad estarinfluenciada por la conductividad hidrulica del suelo, contando en trminos generales que lossuelos de textura pesada (arcillosos) presentan una velocidad de escorrenta subsuperficial

mucho menor que los suelos de textura liviana (arenosos). En poca de lluvias, este flujo esuno de los responsables de la aparicin de corrientes intermitentes (es decir que solo aparecenen invierno).

Escorrenta subterrnea. Se dice que hay escorrenta subterrnea cuando el flujo deagua ocurre en forma casi vertical hasta llegar al nivel fretico, por este motivo se ladenomina flujo base. Este movimiento se cumple en condiciones de flujo no saturado,en la zona no saturada y en condiciones de saturadas al llegar al nivel fretico. Por lotanto se cumple la Ley de Darcy en todo momento.

Esta escorrenta es muy importante debido a que es la responsable de la recarga de acuferos,es decir de mantener la profundidad del nivel fretico a un nivel constante. De lo expuestoanteriormente podemos deducir que para que el flujo llegue hasta el nivel fretico, se necesitaque el perfil de suelo ubicado sobre este, llegue a unas condiciones de saturacin demicroporos, es decir que el suelo se encuentre a capacidad de campo, para quepaulatinamente los macroporos evacuen el exceso a estratos ms profundos. En este sentido,la escorrenta subterrnea est muy asociada a los procesos de infiltracin y de percolacinprofunda.

Figura 6. Escorrenta subterrnea.


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Fuente:Diego Hernndez.

Captulo 2


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Elementos bsicos de suelos

El suelo es un medio muy complejo y heterogneo con propiedades fsico qumicas y biolgicasque, por separado o con sus tantas interrelaciones, ejerce influencia sobre las relaciones agua planta. Por tanto, es importante analizar el movimiento del agua en el suelo junto con suspropiedades fsicas para obtener condiciones ideales para el crecimiento de las plantas.

Leccin 6

Composicin volumtrica del suelo

El suelo procede de la interaccin de dos mundos diferentes, la litosfera y la atmsfera, y labiosfera. El suelo resulta de la descomposicin de la roca madre, por factores climticos y la accinde los seres vivos. Esto implica que el suelo tiene una fraccin mineral y otra biolgica. Es estacondicin de compuesto rgano mineral lo que le permite ser el sustento de multitud de especiesvegetales y animales.

El suelo es un cuerpo natural formado por materiales orgnicos y minerales desmenuzados ymodificados atmosfricamente, que cubren la corteza terrestre y en la cual las plantas desarrollansus races y toman los alimentos que le son necesarios para su nutricin.

La descomposicin de la roca madre (meteorizacin) puede hacerse por disgregacin, o factoresfsicos y mecnicos, o por la alteracin, o descomposicin qumica. En este proceso se formanunos elementos muy pequeos que conforman el suelo, los coloides y los iones. Dependiendo delporcentaje de coloides e iones, y de su origen, el suelo tendr unas determinadas caractersticas.

Se tienen dos tipos de meteorizacin:

Meteorizacin fsica. Se produce una desintegracin mecnica del material original,la cual modifica su forma y tamao pero no su composicin qumica. Se generanarenas.

Meteorizacin qumica.Descompone sustancias complejas en otras ms simples, esdecir, se cambia la composicin qumica. Genera arcillas. Esta meteorizacin sepuede generar en dos vas: Oxidacin (presencia de oxgeno), bsicamente seafectan los compuestos de hierro, formando xidos ferrosos y frricos, que leimparten color rojo al suelo. Reduccin (ausencia de oxgeno), generan coloresazules, verdosos o grises en el suelo.

La materia orgnica procede fundamentalmente de la vegetacin que coloniza la roca madre. Ladescomposicin de estos aportes forman el humus bruto.A estos restos orgnicos vegetales seaaden los procedentes de la descomposicin de los aportes de la fauna, aunque en el porcentajetotal de estos son de menor importancia.

La descomposicin de la materia orgnica aporta al suelo diferentes minerales y gases: amoniaco,nitratos y fosfatos como los ms importantes. En la mayora de los casos generan un pHcido. Estos son elementos esenciales para el metabolismo de los seres vivos y conforman lareserva trfica del suelo para las plantas, adems de garantizar su estabilidad.

De todo lo anterior puede inferirse que el suelo est conformado por tres fases: Loa primera es laslida, conformada por minerales y materia orgnica, que corresponde a un 50% del total. Lasegunda la lquida, que en su gran mayora est representada por agua, corresponde a un 25% del


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total y finalmente la tercer fase la gaseosa, conformada por gases diversos, correspondiente a un25% del total. Cabe anotar que estos valores son representativos, por lo que un suelo puede tenerproporciones totalmente diferentes, de acuerdo a los factores que intervinieron en su formacin.


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Leccin 7

Textura

Para el uso adecuado y eficiente del agua de riego resulta especialmente importante el estudio delas propiedades fsicas del suelo que tienen relacin con la aptitud para retener el agua o parafacilitar su movimiento.

La textura es la proporcin de los tamaos de los grupos de partculas que constituyen el suelo yest relacionada con el tamao de las partculas de los minerales que lo forman. Esta propiedadayuda a determinar la facilidad de abastecimiento de los nutrientes, y aire que son fundamentalespara la vida de la planta. El termino textura se usa para representar la composicin granulomtricadel suelo. Cada termino textural corresponde con una determinada composicin cuantitativa dearena, limo y arcilla.

Las formas de las partculas del suelo dependen del proceso de meteorizacin que sufrieron,encontrndose que la meteorizacin qumica genera bordes redondeados y la fsica bordesangulares. Por facilidad de estudio las texturas se agruparon en clases de acuerdo a la

composicin relativa de arena limo y arcilla. Estas clases se llaman clases texturales y sepresentan en la pirmide textural.

Fuente:http://ecoplexity.org/files/Soil_texture_triangle_span.gif
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Leccin 8 - Estructura

Las partculas del suelo no se encuentran aisladas, forman unos agregados estructurales que sellaman peds, estos agregados (o terrones) por repeticin dan lugar al suelo. Los agregados estnformados por partculas individuales (minerales, materia orgnica y poros) y le confieren al suelouna determinada estructura.

La estructura se refiere a la forma como se unen y ordenan las partculas primarias del suelo(arena, limo y arcilla). La agregacin puede deberse a accin electrosttica o por la accincementante de la materia orgnica y las arcillas. Estas agregaciones se convierten en unidadesseparables ms grandes que se repiten a lo largo del horizonte llamadas peds.

La estructura se puede clasificar desde el aspecto morfolgico la estructura del suelo se define poruna forma, un tamao y un grado de manifestacin de los agregados. La ms comn es laclasificacin segn la forma que se presenta a continuacin.

Figura 8. Estructura del suelo.

Fuente: http://www.uclm.es/users/higueras/mam/MAM4_archivos/image026.jpg

Estructura segn la forma.Es la tendencia a manifestarse con un determinado hbito, y sedefinen los siguientes tipos: Columnar.Estructura en la que predomina el eje vertical sobre el horizontal, es decir son

alargadas. Forma prismas con su cara superior redondeada. Estructura muy rara. Prismtica.Estructura que se presenta cuando los bloques se desarrollan en una direccin

(vertical) ms que en la horizontal. Presente en los horizontes ms arcillosos, a veceshorizontes B y en ocasiones en los horizontes C.


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Bloque.En este caso los ejes vertical y horizontal, son muy similares, se presentan doscategoras: Angular, en la que se encuentran agregados de forma polidrica, consuperficies planas, de aristas vivas y con vrtices. Las caras del agregado se ajustan muybien a las de los agregados vecinos. Con agregados de forma polidrica, con superficies nomuy planas, de aristas romas y sin formacin de vrtices. Las caras del agregado seajustan moderadamente a las de los agregados vecinos. Tpicamente en los horizontes

arcillosos, como los horizontes B. Granular.Agregados de forma redondeada, que no se ajustan a los agregados vecinos. Es

similar a la migajosa pero con los agregados compactos. Tpica de los horizontales A. Migajosa.Agregados porosos de forma redondeada (no se ajusta a los agregados vecinos.

Tpica de los horizontales A. Laminar.Se presenta cuando los agregados se desarrollan en direccin horizontal ms que

en la vertical. Tpica de los horizontes arenosos. Sin estructura: .Cuando no hay desarrollo de agregados. Horizontes de partculas

sueltas (pulverulentos) o masivos (endurecidos).


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Leccin 9

Densidad

La densidad se define como el cociente entre la masa de un cuerpo y el volumen que ocupa. Deacuerdo a esto en el Sistema Internacional (S.I), la masa se mide en kilogramos (kg) y el volumenen metros cbicos (m3) por tanto, la densidad se medir en kilogramos por metro cbico(kg/m3).Esta unidad de medida, sin embargo, es muy poco usada, ya que es demasiado grande,con lo que se estaran usando siempre nmeros muy grandes. Para evitarlo, se suele emplear otraunidad de medida: El gramo por centmetro cbico (g/cm3).

En suelos se presentan dos densidades, que se presentan a continuacin

-Densidad de los slidos o real.Se define como la relacin entre la masa de los slidos y elvolumen de los mismos.

(5)

Donde, Dr, representa la densidad real del suelo[g/cm3]; ms, la masa de los slidos[g] y Vs, elVolumen total de los slidos del suelo[cm3].

La densidad de los suelos minerales oscila entre 2.6 y 2.7 g/cm 3, con un promedio en 2.65g/cm3. La densidad de los suelos orgnicos vara entre 1.3 y 1.5 g/cm3.

-Densidad aparente.Se define como la relacin entre la masa de los slidos y el volumentotal. Indirectamente la densidad aparente da una relacin entre los slidos y los poros delsuelo, es decir entre mayor sea el espacio poroso menor ser su valor.

(6)

Donde, Da, representa la densidad aparente del suelo [g/cm3]; ms, la masa de los slidos [g] yVT, el Volumen total de los agregados del suelo [cm

3].

La densidad aparente de los suelos minerales es aproximadamente de 1.6 gr/cm3, y la de losorgnicos de 1.1 gr/cm3.

La densidad del suelo y ms concretamente la densidad aparente puede ser modificada por elmanejo del suelo (recordar que la densidad real no es modificable). Generalmente el mal manejodel suelo (riego, labranza, labores culturales, quemas, etc.) causa una compactacin del mismo, loque quiere decir una disminucin de la porosidad. En este sentido se incrementa la densidadaparente a valores cercanos a la real, lo que trae como consecuencia una disminucin de lavelocidad de infiltracin del agua y por ende mayor riesgo de escorrenta y menos penetracin deraces, incrementando por tanto la susceptibilidad la volcamiento del cultivo.


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Leccin 10

Porosidad

La porosidad es un ndice que indica la proporcin relativa de poros en el suelo. Los poros son loselementos o espacios de un suelo ocupados por agua y aire, los cuales estn determinados por latextura, estructura, penetracin de races y la actividad de microorganismos. La porosidad engeneral se compone de poros de diversos tamaos. En el presente mdulo se trabajar con laclasificacin ms simple: Macroporos y microporos.

Los microporos, son espacios de menos de 2 m de dimetro ubicados al interior de los peds(unidades estructurales de los suelos). Son responsables de la acumulacin o almacenamiento deagua en el suelo. La capacidad de almacenamiento depende en gran medida de la textura delsuelo, es decir de la proporcin relativa de arena, limo y arcilla que lo componen. A pesar de la granvariabilidad que presentan los suelos de Colombia, se puede en trminos generales afirmar que lossuelos arcillosos presentan una mayor proporcin de microporos que los arenosos y por tantopueden almacenar ms agua.

Los macroporos, se definen como aquellos poros con dimetro mayor de 2 m. Estos poros sonformados por la estructura del suelo, es decir bsicamente son generados por la separacin entreunidades estructurales. Sin embargo, tambin pueden ser formados por la accin demacroorganismos como lombrices, hormigas y races de rboles.

El conjunto de macroporos y microporos define la porosidad total del suelo. Si bien los microporosson los encargados de almacenar agua, los macroporos son los encargados de permitir su paso atravs del perfil del suelo, es decir generan la infiltracin del agua. En trminos generales se puedeafirmar que los suelos arcillosos presentan una menor proporcin de macroporos que los arenososy por tanto transportan con mayor dificultad el agua.

Como se coment la porosidad puede variar mucho dependiendo del manejo que se le da al suelo.Sin embargo, es posible dar unos valores indicativos de porosidad: Para suelos ligeros (Texturaarenosa), la porosidad oscila entre 30 y 45%. Para suelos francos, entre 45 y 55%. Para suelospesados (Textura arcillosa), entre 50 y 65% y para suelos orgnicos, entre 75 y 90%.

La porosidad est muy relacionada con la densidad. De acuerdo a esto puede calcularse comosigue:

(7)

Donde, e, representa la porosidad total del suelo [%]; Dr, representa la densidad real del suelo

[g/cm3] y Da, representa la densidad aparente del suelo [g/cm3].

Los poros son formados en el suelo principalmente debido a la agregacin de sus constituyentes(arena, limo, arcilla y materia orgnica) en elementos estables al agua que son difciles de separar,a esta agregacin se le denomina estructura. Se ha encontrado que los poros ms grandes seencuentran en los puntos de contacto entre agregados, siendo estos los que permiten en mayormedida el paso del agua a travs del perfil del suelo.

Los poros se pueden generar adems por la accin de los microorganismos del suelo, los cualesgeneran como productos metablicos de desecho, sustancia hmicas, que favorecen la agregacin


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del suelo. Otro factor importante, es la actividad de las races de las plantas, las cuales al crecerforman canales, los cuales quedan una vez ellas mueren y se descomponen. Esto nos indica queel suelo no es algo estable, sino algo dinmico que se modifica constantemente.

El agua al llegar al suelo, penetra al suelo por los macroporos, sin embargo, tambin lo hacepaulatinamente a los microporos o poros pequeos, los cuales son los encargados de almacenar el

agua en el suelo, agua que despus estar disponible para las plantas

Captulo 3


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El agua en el suelo

El agua contenida en los microporos es muy importante desde el punto de vista de la produccinagrcola, pecuaria y forestal, dado que en esta zona es donde se concentran la mayor proporcinde races y de donde la planta absorbe la mayor cantidad de agua.

Gran parte del agua retenida por el suelo es extrada por las plantas para su desarrollo, pero estaextraccin requiere energa. As al aumentar el agua en el suelo, el esfuerzo por su extraccindisminuye y las plantas consumen energa para obtener el agua que necesitan.

Leccin 11

Formas del agua en el suelo

Desde que el hombre se interes por el agua en el suelo, ha tratado de generar categoras quefaciliten su estudio. Una de las primeras clasificaciones ampliamente utilizada fue la que se dio enfuncin del uso y aprovechamiento que de ella hacan las plantas. En este caso, el agua del suelopuede presentarse en tres formas diferentes:

Agua higroscpica. Es toda aquella agua absorbida directamente de la humedad de aire yretenida por las partculas del suelo. Se caracteriza porque las races de las plantas no tienen lafuerza necesaria para tomarla. Esta agua est retenida por la matriz del suelo con tensiones queoscilan entre 31 y 10000 bares.

Est retenida en la superficie de las partculas del suelo y no se mueve por la influencia de lagravedad ni de fuerzas capilares. Es el agua que permanece adherida a las partculas del suelocuando ste se seca completamente al aire y da al observador la apariencia de su total ausencia;por lo tanto, no posee actividad agrcola alguna como es fcil de comprender, por quedarfirmemente retenida a las partculas del suelo mediante una finsima pelcula de un grosor de 4 a 5millonsimas de milmetro.

Agua capilar. Se define como toda aquella agua retenida y almacenada en los microporos delsuelo. Esta agua es la sobrante de las capas superiores que va descendiendo muy lentamente poraccin de la fuerza de la gravedad, pero que es retenida por accin capilar. Se estima que estaagua est retenida por tensiones entre 0.33 y 31 bares por la matriz del suelo y puede seraprovechada por las plantas.

Es el agua sobrante de las capas superiores ya saturadas y que van pasando sucesivamente alas inferiores en virtud de su propio peso y de la presin que ejerce el agua de las capassuperiores. El agua capilar es la que est por encima del agua higroscpica y que el suelo retienedebido a fuerzas de tensin superficial, contra la fuerza de gravedad. El agua capilar es elexcedente de agua higroscpica que se encuentra en los poros del terreno y que se adhiere a laspartculas del suelo en forma de finsima pelculas alrededor de las mismas, constituyendo el aguacapilar interna.

Agua gravitacional. Esta es el agua que ocupa los macroporos, la cual por efecto de la gravedadse percola (infiltra profundamente, hasta llegar en muchos casos al nivel fretico) en el perfil delsuelo. La fuerza de tensin que ejercen las partculas del suelo sobre esta agua, es muy baja,presentando valores que oscilan entre 0 y 0.33 bares.

El agua de gravedad es el exceso de agua higroscpica y capilar por estar completamentesaturados los espacios intersticiales de las partculas del suelo, con lo que tiende a descender a loshorizontes inferiores por la fuerza de gravedad, hasta encontrar una capa impermeable que la


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retiene y almacena. Por tal razn origina encharcamientos cuando esta capa se encuentra muysuperficial, ocasionando daos a las plantas y por tanto debe ser eliminada gracias a laconstruccin de drenajes. El agua de gravitacin puede ser til para reponer el agua de capilaridadgastada, cuando la capa fretica est situada inmediatamente debajo de la zona donde sedesarrollan las races.

No existe una clara separacin entre estas tres clases de agua del suelo. La proporcin en que seencuentran cada una de ellas depende de la textura, de la estructura, del contenido de materiaorgnica, de la temperatura y del espesor del perfil del suelo considerado. En condicionesnormales, el agua gravitacional drena rpidamente de zona radicular. El agua no disponible esretenida intensamente por la fuerza capilar y las races de las plantas no pueden tomarla.

El agua drena del terreno bajo la atraccin constante de la gravedad, ms rpidamente en lossuelos arenosos que en los arcillosos. Esto se explica porque el agua gravitacional viaja vamacroporos. Suelos con texturas arenosas desarrollan ms macroporos que microporos,ocurriendo lo contrario con texturas arcillosas, donde predominan los microporos a losmacroporos, por lo que el agua se mueve ms lentamente al interior del perfil del suelo al nocontar con muchos macroporos para desplazarse.


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Leccin 12

Potencial de agua en el suelo

Las partculas del suelo que constituyen la fase slida tienen la propiedad de absorber humedad

en su superficie, formando una pelcula que las envuelve. Este fenmeno es debido a fuerzas deadhesin y de cohesin. La adhesin consiste en la atraccin entre molculas de distintanaturaleza, debido a fuerzas elctricas. Por este procedimiento, las partculas slidas retienenenrgicamente una fina pelcula de agua de solamente tres a cuatro molculas de espesor.

El agua adherida atrae otras molculas de agua, mediante el fenmeno de cohesin, que consisteen la atraccin entre molculas de la misma naturaleza. La cohesin es igualmente debida afuerzas elctricas, y es posible debido el carcter bipolar de las molculas de agua. De estamanera se forma una segunda capa rodeando las partculas, con un espesor de varios cientos demolculas, que son retenidas ms dbilmente que las de la primera capa.

Aunque esta clasificacin da una explicacin del agua contenida en el suelo, es decir en la zona nosaturada, es importante conocer el estado energtico (termodinmico) de la misma y no solamentesu estado esttico y cuantitativo, dado que esta diferencia de energa entre dos puntos, es lo quegenera el movimiento del agua en el perfil.

Debido a esto surge el concepto de potencial de agua en el suelo, el cual reemplazo a laclasificacin en trminos del uso por las plantas. Se define potencial del agua en el suelo como eltrabajo necesario para llevar una unidad de agua desde una posicin estndar (en equilibrio), hastaun punto determinado.

El potencial total del suelo se denota por la letra griega Psi (Y) y est compuesto por cuatropotenciales diferentes. El potencial de agua en el suelo, se puede medir de diversas formas tales

como por unidad de energa [J/kg, erg/g], por unidad de presin [milibares, centibares, atmsferas]o por unidad de peso, el cual es el ms utilizado en campo y expresa los potenciales como el pesode una columna de agua, para lo cual se determina solo la lmina de la misma, es decir lospotenciales se expresan en unidades de longitud [cm].

En el perfil del suelo se tienen dos niveles de referencia con respecto a los cuales dar la medida dela lmina. El primer nivel de referencia es la superficie del terreno y el segundo la superficie delnivel fretico. En la prctica cada potencial se puede referenciar a uno de estos niveles, lo cual sever ms adelante.

Potencial gravitacional (Yg).Este potencial est dado por la atraccin gravitacional que ejerce elcentro de la tierra sobre los cuerpos y se manifiesta fsicamente como el peso. Esta atraccinproduce un movimiento vertical desde la superficie a las zonas ms profundas del suelo.

El potencial gravitacional de un punto del suelo est determinado por su elevacin con respecto aun nivel de referencia. Si el punto en particular est por debajo del nivel de referencia el potencialgravitacional ser negativo y si est encima positivo.

Potencial de presin (Yp).El potencial de presin en un punto determinado se define como elpeso de la columna de agua por encima del mismo.Esto quiere decir que el potencial de presinsolo existir en puntos por debajo de la superficie del nivel fretico.


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El potencial de presin se referencia siempre al nivel fretico. Los puntos por debajo de estetendrn potencial de presin positivo y los ubicados en la superficie del nivel fretico o encima deeste tendrn potencial depresin 0.

Potencial mtrico (Ym).El potencial mtrico del suelo, se define como el trabajo que deberealizarse para trasportar una cantidad de agua desde la superficie del nivel fretico hasta un punto

localizado por encima de este. Esto quiere decir que puntos por encima del nivel fretico tienenpotencial mtrico negativo y los que estn en su superficie o por debajo tienen potencial mtricoigual a 0.

El potencial mtrico se referencia siempre al nivel fretico. El potencial mtrico es el resultado de laaccin de las fuerzas de adsorcin y capilaridad, es decir la fuerza con la fase slida del sueloretiene y atrae el agua.

Potencial osmtico (Yo).El potencial osmtico, se expresa como el movimiento del agua en elperfil del suelo causado por la diferencia en la concentracin de sales. Este trabajo es importantedesde el punto de vista de la fisiologa vegetal, dado que condiciona el trabajo que debe ejercerlaplanta para tomar el agua del suelo.

En la prctica la diferencia de concentracin de sales entre dos puntos del suelo es tan baja quepuede despreciarse, es decir se toma al potencial osmtico como igual a 0.

El potencial total en un punto del suelo est dado por la siguiente ecuacin:

(YT) = (Yp) + (Ym) + (Yg) + (Yo), pero en la prctica se tiene:

(YT) = (Yp) + (Ym) + (Yg)

Es importante hacer ver que si el potencial en todos los puntos del suelo es el mismo, el aguaestar en equilibrio y por tanto no se mover a lo largo del perfil. Por el contrario si es diferente, elagua se mover de mayor potencial a menor potencial.


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Leccin 13

Clculo del potencial de agua en el suelo

En el siguiente ejemplo se presenta el clculo del protencial total para un caso particular:

Ejemplo 1.Se tiene un suelo con un nivel fretico situado a 120 cm, no se produce flujo en ningnsentido, calcular los potenciales del suelo a 0, 30, 60, 80, 120 y 150. Tomar como referencia lasuperficie del terreno.

Observamos que como el nivel de referencia es la superficie del terreno, todos los puntos van aestar por debajo del mismo. Esto quiere decir que los potenciales se calculan como sigue:

El potencial gravitacional como se coment, presenta valores negativos cuando los puntos estnpor debajo del nivel de referencia. El mdulo del potencial corresponder a la distancia medidaentre el punto y el nivel de referencia, o sea la superficie del terreno.

El potencial mtrico, presenta valores negativos en los puntos situados por encima del nivel

fretico. Su mdulo corresponder a la distancia medida entre el punto y el nivel fretico.

El potencial de presin, se referencia siempre al nivel fretico, presentando valores positivos en lospuntos por debajo del nivel fretico. El mdulo, corresponder a la distancia medida entre el nivelfretico y el punto.

Finalmente, el potencial total, corresponder a la suma de los potenciales para cada punto. LaTabla 2 presenta un resumen de los clculos. De esta Tabla, observamos que el potencial total esigual para todos los puntos del suelo, esto quiere decir que no hay movimiento de agua dentro delperfil del suelo.

Tabla 2. Clculo del potencial total, con respecto a la superficie del suelo.

PuntoPotencialmtrico

Potencialdepresin

Potencialgravitacional

Potencialtotal

0 -120 0 0 -12020 -100 0 -20 -12040 -80 0 -40 -12060 -60 0 -60 -12080 -40 0 -80 -120100 -20 0 -100 -120120 0 0 -120 -120140 0 20 -140 -120160 0 40 -160 -120180 0 60 -180 -120

NOTA: Todas las medidas estn en cm

En el caso que el nivel de referencia fuera la superficie del nivel fretico los potenciales serecalcularan teniendo en cuenta esta nueva condicin, tal como se muestra en la Tabla 3.


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Tabla 3. Clculo del potencial total, con respecto a la superficie del nivelfretico.

PuntoPotencialmtrico

Potencialdepresin

Potencialgravitacional

Potencialtotal

0 -120 0 120 020 -100 0 100 040 -80 0 80 060 -60 0 60 080 -40 0 40 0100 -20 0 20 0120 0 0 0 0140 0 20 -20 0160 0 40 -40 0180 0 60 -60 0

NOTA: Todas las medidas estn en cm


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Leccin 14

Constantes de humedad

En la prctica, se utilizan las dos clasificaciones en trminos de riego y drenaje. Es decir, se utilizala clasificacin de agua en trminos del uso y aprovechamiento y en trminos energticos. Lainterfase entre estos grupos, genera unas constantes de amplio uso en la teora de riegos ydrenaje.

La primera constante se llama capacidad de campo, la cual est comprendida en la interfase entreagua gravitacional y agua capilar. Est definido como el agua que retiene el suelo despus queeste ha sido saturado y se ha dejado fluir toda el agua gravitacional, lo que en la mayora de loscasos ocurre 1 o 2 das despus de haberse saturado.

En este estado los poros ms pequeos del suelo retienen el agua contra las fuerzas de lagravedad y los poros mayores estn en buena parte ocupados por aire. Esta situacin es muyfavorable al desarrollo de los cultivos, que encuentran en el suelo agua abundante retenida con unaenerga que es fcilmente superada por la de succin de las races, al mismo tiempo que el suelo

est suficientemente aireado.Con objeto de evitar esa imprecisiones a la hora de determinar la capacidad de campo, se defineel concepto de humedad equivalente, que es el agua retenida por el suelo cuando a una muestradel mismo se aplica una fuerza de extraccin de 1/3 de atm (333 cm). La humedad equivalente esen realidad el coeficiente arbitrario que se define como el porcentaje de humedad que queda enuna muestra de suelo de peso definido, despus de que esta ha sido sometida a una fuerzacentrfuga mil veces mayor que la fuerza de la gravedad, por un perodo determinado.

La segunda constante se denomina punto de marchites permanente. Se define como el contenidode humedad de un suelo por debajo del cual las plantas no pueden extraer agua sin deteriorarse.

Se denomina coeficiente de marchites, a la cantidad mnima de agua que an contiene el suelo

sin que pueda ser utilizada por las plantas. Una planta se marchitar cuando no es capaz deseguir obteniendo humedad suficiente para satisfacer sus necesidades hdricas. La tensin conque el agua es retenida en el suelo en el punto de marchites equivale ms o menos 13.6atmsferas que parecen estar en equilibrio con la mxima capacidad de succin de la mayora delas plantas cultivadas.

Cuando el suelo est sometido a una prolongada sequa llega un momento en que las fuerzas deatraccin del suelo por el agua (potencial total) son superiores a la fuerzas de absorcindesarrollada por las races, entonces las plantas ante la imposibilidad de utilizar el agua que anpermanece en el suelo, se marchitan. Este caso es caracterstico del marchitamiento transitorio otemporal, en el cual las plantas se recuperan en la parte ms fra o ms fresca del da,generalmente durante la noche. En caso de persistir la escasez hdrica, se llega a la marchitespermanente en la que las plantas mueren rpidamente.

Aunque el coeficiente de marchitez no corresponde al mismo porcentaje de humedad para todaslas plantas, en un mismo suelo, las diferencias que pueden existir resultan tan pequeas, que

justifican ampliamente el uso de este coeficiente. El coeficiente de marchitez se considera ascomo un punto, cuyo valor se ha asumido igual para todas las plantas dentro del mismo suelo.

El coeficiente de marchitez se puede determinar de manera directa cultivando una plantacualquiera en un recipiente que contenga el suelo en estudio. Una vez que la planta hayadesarrollado su sistema radicular se suspende el suministro de agua para provocar sumarchitez. El contenido de humedad del suelo, en el que la planta marchita no revive en laatmsfera hmeda, representa el coeficiente de marchites. Se considera que una planta est


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marchita permanentemente cuando no se recupera despus de haber sido regado el suelo en elque se encuentra.

Estas dos constantes, generan la tercera, que se define como agua til, la cual es el aguaaprovechable por las plantas para realizar sus funciones metablicas. Se expresa como ladiferencia del contenido de humedad del suelo a capacidad de campo y a punto de marchites

permanente. Ver Figura 9

Figura 9. Agua en la zona no saturada.


Cada una de las constantes de humedad definidas anteriormente, puede expresarse en% que representa el contenido de humedad del suelo en un momento dado, ste puedemedirse en forma gravimtrica o volumtrica. Para expresarlo en forma gravimtrica sepesa una muestra de suelo en estado hmedo y despus en estado seco, haciendo elsecado en estufa a 105oC hasta peso constante. El porcentaje de humedad de la

muestra de suelo ser la relacin entre el peso del agua perdida por la muestra y el pesode la muestra seca multiplicado por cien. Para la determinacin de la humedadvolumtrica se deben tomar muestras con recipientes de volumen determinado.


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Leccin 15

Infiltracin y conductividad hidrulica

El movimiento cclico del agua en el suelo comienza con su entrada en el perfil a travs delproceso de infiltracin, contina con su almacenamiento temporal en la zona de races y terminacon su remocin del suelo con el drenaje. La infiltracin o entrada de agua en el suelo ocurregeneralmente en la superficie del suelo y tiene direccin vertical hacia abajo.

Para modelar la infiltracin se han realizado varias investigaciones, dentro de los que se cuentacon el modelo de Horton quien en 1940, presento un modelo matemtico al respecto, el cual hasido de amplio uso en varias disciplinas.

i = ib+(io-ib)e-ct(7)

Donde i, es la velocidad de infiltracin [mm/h]; ib, es el valor de la infiltracin bsica [mm/h]; io, es lainfiltracin inicial; t, es el tiempo durante el cual se aplica agua al suelo y c, es una constante que

depende del suelo y la vegetacin.

Kostiakov, en 1932 propuso una ecuacin emprica que ha sido ampliamente aplicada en laprctica del riego, debido a su simplicidad.

(8)

Donde I, es la lmina infiltrada [cm]; a, es el valor de la infiltracin para el primer minuto [cm/min];b, representa la tasa de infiltracin (decrecimiento); t, es el tiempo durante el cual se aplica agua alsuelo.

Para la medicin de la infiltracin en campo el mtodo ms utilizado, debido a su simplicidad, es elde los cilindros concntricos. Este mtodo ideado por Musgrave en 1935 y que aun se utiliza sinmayores modificaciones, consiste en dos cilindros de acero con un dimetro de 32 y 50 cm, loscuales se clavan en el suelo a una profundidad de al menos 10 cm. Estos cilindros presentan unespesor de 3 mm, con una pestaa de aproximadamente 13 mm de longitud, en el extremosuperior, para golpearlos ms fcilmente al introducirlos en el suelo. El extremo inferior se haceafilado para facilitar la penetracin.

El terreno donde se realiza esta prueba debe estar nivelado, con su superficie libre de arvenses yresiduos en general que obstaculicen el normal desarrollo de la prueba. Al colocar los cilindros, sedebe buscar que estos no daen demasiado la estructura del suelo, lo que se consigueasegurndose que estos estn verticales al momento de clavarlos Ver Figura 10.

Los cilindros deben quedar concntricos. Para iniciar la prueba se llena con agua el espaciodefinido por los dos cilindros, para lo cual se deja infiltrar el agua 10 minutos. Pasado este tiempose llena hasta una altura conocida el cilindro interno y se toman medidas de la lmina infiltrada aintervalos de tiempo regulares. Esta prueba en la mayora de los casos presenta una duracincercana a las 4 horas.

Como la velocidad de la infiltracin es mayor cuando la prueba comienza, los intervalos de tiempoentre lecturas deben ser cortos. A medida que la prueba transcurre y la velocidad de infiltracindisminuye, los intervalos de tiempo se harn ms largos. Con estas parejas de datos se construyela grfica Velocidad de infiltracin Vs Tiempo, para obtener el valor de la infiltracin bsica. Esrecomendable si el terreno es grande, ejecutar esta operacin en varias partes para obtener un


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promedio de las mediciones y as minimizar las variaciones en la infiltracin debidas a lavariabilidad del suelo

Figura 10. Instalacin correcta y funcionamiento de los cilindros en campo.


Ejemplo 2. Construir la curva de velocidad de infiltracin Vs Tiempo con los datos tomadosmediante los cilindros concntricos. En la siguiente Tabla se presentan los intervalos de tiempoque tradicionalmente se manejan en las pruebas de infiltracin.

Tabla 4. Datos de una prueba de infiltracin.

Tiempo Lminainfiltrada tiempoacumulado

Lmina

infiltradaacumulada

tiempoacumulado

Velocidad

deinfiltracin

min mm min mm min mm/h1 15 1 15 1 341,711 12 2 27 2 207,215 11 7 38 7 83,905 8,5 12 46,5 12 56,8610 8 22 54,5 22 36,7110 7,5 32 62 32 28,0130 6,2 62 68,2 62 17,3830 5 92 73,2 92 13,0760 4 152 77,2 152 9,1060 4 212 81,2 212 7,1660 4 272 85,2 272 5,98

Para construir la grfica se deben tomar los tiempos y la infiltracin acumulados. Para hacer esto,se inicia con el primer tiempo que en este caso es un minuto. Para obtener el segundo tiempoacumulado, se toma el segundo tiempo que es 1 minuto y se le suma al anterior, o sea el primer


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tiempo, dando como resultado 2 y as sucesivamente hasta completar el acumulado de los tiemposy la lmina acumulada se hace de forma similar en una columna independiente.

Con estos valores se construye una grfica de lmina de infiltracin acumulada contra el tiempoacumulado, utilizando una hoja de clculo de Microsoft Excel, tomando las columnas tres y cuatroe insertando una grfica de dispersin, la cual se muestra en la Figura 11. Si observamos la

grfica, veremos que la lmina de infiltracin acumulada asciende en forma rpida al comienzo, yse va haciendo ms lenta al final del tiempo, esto se explica ya que el suelo al irse saturando tienemenor capacidad de infiltracin. Es importante determinar la ecuacin de la curva, la cual seasemeja a una funcin logartmica. En este caso graficamos las series de datos en un papel log-log, tal como se muestra en la Figura 12. La ecuacin de la recta generada ser de la forma.

I = C t m(9)

Donde I, es la lmina de infiltracin acumulada [mm]; C, es el intercepto sobre la ordenada (eje Y);m, representa la pendiente de la recta formada.Para obtener la ecuacin de la curva de la lminade infiltracin (I) vs tiempo (t), en la grfica de Excel (Figura 11) dando click derecho sobre unpunto de la grfica elegimos la opcin agregar lnea de tendencia y a continuacin seleccionamos

en tipo: potencial y en opciones: presentar ecuacin en el grfico. De esta manera obtenemos paraeste ejemplo la ecuacin:

I = 20.464 t 0.2783

Figura 11. Lmina de infiltracin en funcin del tiempo.

Fuente: Esperanza Nieto.


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Figura 12. Logaritmo de lmina de infiltracin en funcin del tiempo.


A partir de la ecuacin 9 de la lmina de infiltracin es posible calcular la ecuacin de la velocidadde infiltracin (i), para esto slo debemos derivar con respecto al tiempo, con lo que nos queda:

I = C t m

i =dI /dt= d(C t m)/dt

i = K t n (10)

En el ejemplo se tiene:

i=dI /dt= d(20.464 t 0.2783)/dt

i=20.464*0.2783*60 t (0.2783-1)


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i=341.708 t (-0.7217)

donde i es la velocidad de infiltracin en mm/h, el factor 60 utilizado en la ecuacin es para pasarde minutos a horas, y t es el tiempo en minutos.

Con base en la ecuacin anterior y tomando los tiempos acumulados columna 3 de la Tabla 4 yreemplazndolos en dicha ecuacin se obtienen los valores de la velocidad de infiltracin (columna6).

La grfica correspondiente se muestra a continuacin. Si observamos la grfica, veremos que lavelocidad de infiltracin desciende en forma exponencial a medida que avanza el tiempo, hastaalcanzar un valor en el cual se estabiliza, ste es el valor de la infiltracin bsica.

ib= K tbn

donde:

ibes la velocidad de infiltracin bsica

tb es el tiempo bsico correspondiente el cual se calcula como:

tb= -10x(n)

Para nuestro ejemplo podemos calcularlo como:

tb= -10*(-0.7217) = 7.22horas = 433 min

y reemplazando este tiempo bsico en la ecuacin de la velocidad de infiltracin obtenemos:

ib=341.708 t (-0.7217)

ib=341.708 (433 min) (-0.7217)

ib=4.26 mm/h

el cual es el valor de la velocidad de infiltracin bsica para el suelo del ejemplo.


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Figura 13. Velocidad de infiltracin en funcin del tiempo.


El flujo en suelos saturados fue estudiado en detalle por el ingeniero Henry Darcy, quien luego deser contratado por la ciudad de Paris para que diseara un sistema de filtros de arena parapurificar el agua de la misma, present una ecuacin que describe el movimiento del agua enmedios porosos.

(11)

Donde V, es la velocidad del flujo en el medio poroso [cm/h]; H1 y H2, representa la cargahidrulica neta entre los puntos 1 y 2, o dicho de otra forma la energa potencial del agua [cm]; L,representa la distancia entre los puntos 1 y 2 medida a lo largo de la trayectoria de flujo [cm] y k, esel valor de la conductividad hidrulica [cm/h].

Es importante en este momento hacer claridad entre los conceptos de permeabilidad yconductividad hidrulica, los cuales en algunas ocasiones han sido utilizados como sinnimos,aunque en realidad no lo sean.


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Permeabilidad.Se refiere a la propiedad que tiene todo medio poroso y en este caso el suelo, dedejar pasar fluidos y en particular agua, a travs de el. Este valor se ha utilizado normalmentecomo un referente cualitativo.

Conductividad hidrulica. Se define como la velocidad de infiltracin que se presenta en unmedio poroso saturado, la cual se expresa en forma cuantitativa.

La conductividad hidrulica es una de las caractersticas del suelo ms difciles de evaluar encampo, debido a las variaciones que sufre este, tanto horizontal como verticalmente. Este valor esde amplio uso en la tcnica del riego y drenaje, dado que condiciona el diseo de canales de riegoy drenaje y la estimacin de prdidas de agua por infiltracin.

En laboratorio para la medicin de la conductividad hidrulica, se utiliza el permemetro, el cualconsiste en un cilindro dentro del cual se introduce una muestra de suelo inalterada, luego de locual se hace pasar agua a travs de el, tomando medidas del volumen de agua que pasa porintervalo de tiempo. El tipo ms empleado es el permemetro de cabeza constante, en el cual laaltura del agua (carga hidrulica), sobre la superficie del suelo, permanece constante, tal como semuestra en la siguiente grfica.

Este tipo de permemetros cumple la ley de Darcy

(12)

Donde V, es la velocidad de escurrimiento [cm/h]; H, representa la carga hidrulica neta entre lospuntos 1 y 2 [cm]; L, representa la distancia entre los puntos 1 y 2 medida a lo largo de latrayectoria de flujo [cm] y k, es el valor de la conductividad hidrulica [cm/h].

Figura 14. Permemetro de cabeza constante.


Reemplazando en la ecuacin de Darcy la ecuacin de continuidad tenemos:


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(13)

Sabiendo que adems el caudal se representa como el cociente entre el volumen y el tiempotenemos:

(14)

Donde k, es el valor de la conductividad hidrulica [cm/h]; v, es el volumen escurrido [cm 3]; A, es elrea del cilindro [cm2]; t, es el intervalo de tiempo medido [seg]; H, representa la carga hidrulicaneta entre los puntos 1 y 2 [cm]; L, representa la distancia entre los puntos 1 y 2 medida a lo largode la trayectoria de flujo [cm].


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Unidad II

FUNDAMENTOS DE RIEGO

Para regar adecuadamente debe humedecerse la zona radicular de las plantas de forma oportuna,por ello la cantidad de agua que se incorpore al suelo debe corresponder a la consumida por elcultivo.Adems el riego debe realizarse mediante una tcnica adecuada evitando excesos odficits en la zona regada

Captulo 4

Fuentes y calidad de agua para riego

Para establecer un proyecto de riego se necesita contar con el agua necesaria, es decirasegurarse que la cantidad de agua disponible sea suficiente y adems que sus cualidades fsico-

qumicas y bacteriolgicas sean ptimas. El xito de cualquier gestin agropecuaria con regadose fundamenta en la suficiencia y seguridad del suministro de agua, en todas las pocas del ao.

Leccin 16

Generalidades del agua en la tierra

La precipitaciones, la nieve los caudales y las aguas subterrneas constituyen las fuentesprincipales del agua de riego. Tambin es utilizada en agricultura el agua sobrante de la industria y

de las viviendas humanas y servidas. Sea cual fuera la fuente de agua para riego, lo que hay queestablecer y determinar es el caudal de mximo consumo, teniendo en cuenta, incluso, las prdidasinevitables, el cual puede ser inferior si se dispone de un depsito como presas, estanques oreservorios.

Analizando ya el origen del agua y la cantidad requerida de manera permanente, se debedeterminar su calidad estableciendo sus cualidades fsicas, qumicas y bacteriolgicas en relacincon las plantas de cultivo.

Las diferentes fuentes de agua que hay en la naturaleza y que son objeto de utilizacin por partedel ser humano ya sea para su alimentacin, la de sus animales, la de los cultivos, la industria uotras necesidades, tienen diferentes procedencia y se pueden clasificar as:

Aguas que proceden a la precipitacin como la lluvia, el roco, la niebla, la nieve, granizo yescarcha.

Aguas superficiales, entre las cuales se agrupan los mares, arroyos, ros, quebradas, lagos,embalses y los reservorios. Siendo los ms abundantes y utilizados para regar el terreno de cultivo,pero que an no satisfacen las necesidades de las reas de regado, por lo que se debe almacenarel agua en invierno, para luego utilizarla en verano.


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Aguas subterrneas, son grandes depsitos que pueden existir en el subsuelo a diferentesprofundidades. Esta agua puede tener una salida o afloramiento natural de donde se puedenaprovechar o bien es necesario perforar pozos profundos para poderla extraer.

Aguas freticas, es el agua que se encuentra en el suelo a poca profundidad y que requiere deequipo de bombeo de alto volumen y poca altura.


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Leccin 17

Aguas superficiales

Estas aguas provienen de diferentes orgenes y se busca conducirla a los lugares de utilizacin,por gravedad, bombeo o cualquier otro sistema. Dentro de esta clase se pueden agrupar lassiguientes:

Arroyos: Constituyen la parte superior o juvenil del ro mayor. Generalmente tienen carctertorrencial, con predominio de la erosin y formacin de cascadas.

Quebradas:.Constituye el tramo intermedio entre el arroyo y el ro, en la corriente. La erosin y lasedimentacin estn en equilibrio, pero se observa el transporte de materiales mayores.

Figura 15. Quebrada de alta montaa.


Ros: Son corrientes de agua unidireccionales bastante considerables, que desembocan en otras oen el mar. La mayora de los ros se forman en las montaas con el agua de arroyos ymanantiales. Su caudal aumenta de manera progresiva por aporte de una red afluente que va aservir a una misma cuenca.


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El hombre aprovecha el agua del ro para el consumo, para el riego, para losanimales, para la industria, como medio de transporte y en algunoscasos cuando deposita limo ensus riveras como medio de fertilizacin natural.

Figura 16. Ro en su parte media.


Lagos:Se puede definir lago como gran masa de agua rodeada de tierra, la cual es alimentada porarroyos, quebradas o ros y por la lluvia.

El lago es un medio biolgico, donde, la flora y la fauna dependen de la forma, cantidad desedimentos, clima y de la polucin ocasionada por el hombre. Los lagos de llanuras son pocoprofundos y ricos en sedimentos, con abundante flora y fauna a diferencia de los lagos de montaaque son profundos y no poseen sedimento. El agua de los lagos es utilizada para riego derivndolode all para terrenos cultivados a travs de canales con sus estructuras o compuertas dederivacin, porque son embalses naturales abiertos que pueden ser una fuente confiable. Unaventaja de los lagos es que presentan menores variaciones en su nivel en comparacin con ros,quebradas y arroyos.


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Figura 17. Lago.


Presas: Son embalses artificiales abiertos para acumular el agua proveniente de la lluvia o de rosquebradas o arroyos. Las presas se construyen con cemento, concretos o ncleos de tierra. En loposible, debe evitarse la construccin de presas sobre manantiales viejos, terrenos de derrumbes,lugares pedregosos o rocosos porque estos dificultan la obra.

Los embalses o presas se localizan lo ms cerca posible de suelo con textura mediana, porquelos suelos de textura fina arcillosa tienden a agrietarse cuando se secan. Para impedir lasinfiltraciones de agua en las presas, embalses, o estanques se deben usar materiales derevestimiento de polietileno, cemento o asfalto o cubiertas de paja empapada en brea oarcillas. En la Figura 18, se observa la parte posterior de una presa con revestimiento de concretoy parte del embalse generado con esta.

Reservorios o estanques: Cuando los recursos naturales de agua son insuficientes para hacerfrente a las necesidades de riego, se construyen los estanques y los reservorios con el fin dealmacenar agua. Estos depsitos se construyen para retener el agua de invierno y luego utilizarlaen perodos secos. La capacidad debe establecersede acuerdo con las condiciones naturales del sitio de almacenamiento, la demanda de agua de lafinca y los afluentes que la alimentan.


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Figura 18. Embalse.


Figura 19. Estanque.



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Leccin 18 - Aguas subterrneas y pozos

Las aguas subterrneas las integran los cauces naturales cerrados, constituidos por estratosacuosos, que resultan de infiltraciones verticales o a travs de estratos permeables y deinfiltraciones laterales o de estratos inclinados.

El agua del subsuelo es la principal fuente de abastecimiento, especialmente en las zonas dondelos veranos secos o las sequas prolongadas originan el agotamiento de los ros, quebradas yarroyos. La fuente principal de alimentacin de las aguas subterrneas es la precipitacin.

Las formaciones que contienen o transmiten agua del subsuelo se llaman acuferos. Los acuferosde mayor rendimiento especfico estn formados por arena y grava. Las capas de aguasubterrnea reciben el nombre de mantos. A las aguas subterrneas que tienen en su parte inferiorun terreno impermeable y en su parte superior un terreno permeable se les llama aguas de mantolibre.

Esta agua no desaparece con el tiempo, puesto que el agua de la lluvia atraviesa el terrenopermeable hasta alcanzar el manto libre, manteniendo su nivel a una altura casi constante. Cuandoel manto libre de agua se encuentra al borde de una montaa, el agua se abre camino y sale al

exterior libremente. Entonces se forma un manantial o una fuente, formando el inicio de los ros,quebradas, caos y arroyos.

Entre las fuentes de agua subterrneas, se encuentran las siguientes:

Aguas freticas. Por lo general su profundidad es escasa, pero alcanzan en ciertos casosvarias decenas de metros. Presentan las mismas ondulaciones que las de la superficie del suelo.La captacin de capas freticas cuando no estn demasiado profundas se realiza, por galerasfiltrantes, generalmente cuando la superficie por regar est ms baja que la zona de captacin .

Se requiere un estudio hidrogeolgico detallado, as como la perforacin de pozos de prueba quepermitan determinar la profundidad de la parte superior de la capa impermeable, el espesor de lacapa de agua, y su posible caudal. Se excavan galeras en el sentido de la escorrenta o en unadireccin ligeramente oblicua, stas llevan a la superficie el agua captada. Son construidas a cieloabierto si la profundidad no es superior a 4 o 5 metros, si no se excava un tnel. Las dimensionesde las galeras de drenaje varan mucho, ya sean simples drenes de piedra o tubos agujereados.

Aunque la clasificacinde pozos es bastante amplia, se pueden agrupar en las siguientes clases:

Pozos ordinarios. Son perforaciones que se hacen en el suelo y llegan hasta elmanto de agua libre. Los pozos ordinarios, segn la forma en que reciban la lluvia,tambin pueden ser continuos o intermitentes. Continuos son los que siempre tienen

agua, e intermitentes los que se secan en algunas pocas del ao.El pozo ordinario o simple es el excavado a cielo abierto, que consiste en hacer una fosao zanja hasta el nivel fretico del agua. Con frecuencia se utiliza un revestimiento deconcreto, piedra o ladrillo cocido como soporte a la excavacin. Por la dificultad de cavarabajo del nivel fretico, estos pozos no penetran hasta una profundidad suficiente paraproducir un alto rendimiento de agua. Se usan para el abastecimiento de fincas y zonasrurales.

Pozo artesiano. Existen mantos de agua que se hallan aprisionados entre dosterrenos impermeables. Son los mantos cautivos, de los que el agua no puede


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evaporarse. Al perforar estos mantos, en algunos lugares, se puede conseguir que elagua salga a presin formando un surtidor.

A este tipo de pozos se les llama pozos artesianos. Siempre han de ser perforados por elhombre, en la zona de la tierra donde se calcule que puede haber agua almacenada.

Pozos profundos. Este pozo es una excavacin o perforacin practicada en el

suelo para captar el agua desde una fuente ms o menos profunda.Antes de dar al servicio un pozo es necesario que el agua cumpla con todas lasexigencias de calidad en relacin con las caractersticas fsicas, qumicas ybacteriolgicas. Los factores que se deben tener en

curso riegos y drenajes-agiraldo.pdf

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