suelos - el comportamiento fisico del suelo

7/25/2019 Suelos - El Comportamiento Fisico Del Suelo

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El Comportamiento Fsico-Funcional de los Suelos

Algunos criterios para la cuantificacin y diagnstico del comportamiento estructural del suelo, y su relacin con la dinmica del agua y laproduccin de los cultivos.

Autor: Ing. Agr. Rodolfo Gil - Instituto de Suelos. INTA Castelar.

En los ltimos aos se han producido en la Regin Pampeana importantes cambios en la adopcin de sistemas demanejo conservacionista que producen efectos diferenciales sobre las distintas propiedades fsicas de los suelos encomparacin con los sistemas tradicionales. En este sentido se destaca el marcado aumento de la superficiesembrada bajo Siembra Directa en el ltimo quinquenio, llegando en la presente campaa a superar las nuevemillones de hectreas. (AAPRESID 2001).

Esto destaca la importancia de intensificar los estudios relacionados con la dinmica de los procesos fsicos en estossistemas de produccin y crea la necesidad de encontrar metodologas de medicin y anlisis para tal fin. Contar con

herramientas para hacer un diagnstico gil, confiable y de bajo costo, que nos permita evaluar la condicin fsica delsuelo, ser de utilidad para saber hacia donde nos encaminamos con la adopcin de estas tecnologas.

En una agricultura de precisin es fundamental mejorar la calidad de diagnstico del funcionamiento fsico del suelocon la finalidad de elaborar mejores estrategias de manejo. Al mismo tiempo de encontrar indicadores confiable yprcticos para el estudio de la evolucin de los suelos en general, y de la dinmica del agua edfica en particular.

El ambiente agrcola: un sistema complejo.

El proceso de produccin agrcola es un sistema de mltiples variables en continua interaccin, espacial ytemporalmente. En este sistema llamado continuo suelo-planta-atmsfera cada propiedad no es un hecho aislado,sino que constituye una funcin de la planta, del suelo y del clima en forma conjunta. Cuadro1.

La produccin de los cultivos est directamente relacionada con la transpiracin . Cuadro 2.,

Los estomas sobre la epidermis de las hojas son las vlvulas que permiten la difusin del vapor de agua desde estasa la atmsfera y simultneamente permiten la entrada de dixido de carbono para su fijacin en el proceso de


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fotosntesis. Por lo tanto, la acumulacin de biomasa en el cultivo est muy relacionada con la posibilidad quetengan las plantas de extraer el agua del suelo para satisfacer sus requerimientos. Figura1.

La cantidad y tasa de absorcin de agua y nutrientes por las plantas depende de la habilidad de las races deabsorber la solucin del suelo que est en contacto, como as tambin de la habilidad que tiene el suelo desuministrarla y trasmitirla hacia las races a una velocidad tal que permita satisfacer los requerimientos detranspiracin y crecimiento.

Cualquier factor adverso que altere el crecimiento y actividad de las races, como capas compactadas, inadecuadaaireacin, temperatura y estado hdrico del suelo entre otros, puede afectar parcial o severamente la actividad radicaly por lo tanto la capacidad de produccin del cultivo, del mismo modo que algunas propiedades del suelo, talescomo una baja conductividad hidrulica, que puedan limitar el libre suministro de agua a las races. Por lo tanto sedesprende la importancia de contar con un ambiente edfico cuyas caractersticas funcionales le permitan a la plantaexpresar su potencial de produccin desde este punto de vista.

Para que un suelo tenga ptimas condiciones de funcionamiento para el desarrollo de las plantas, debera presentaruna estructura estable capaz de permitirle al vegetal la expresin de su potencial de crecimiento, sobre todo delsistema de races, sin impedimentos para la exploracin del mayor volumen de suelo posible. Ello implica:

Condiciones de superficie con buena estabilidad de agregados para una correcta entrada y circulacin de agua y aire,y transferencia de calor en el suelo.

Buena capacidad de almacenaje de agua y libre movimiento de la solucin agua ms nutriente desde el suelo a laraz

Ausencia de limitaciones, ya sean genticas (naturales) o inducidas, en la profundidad del suelo para el desarrollo deraces

La estructura funcional del suelo:

La estructura del suelo domina todas sus propiedades fsicas y por lo tanto su funcionamiento.

Una manera posible de entender la complejidad de dicho funcionamiento es centrando la atencin en su sistemaporoso, en donde se cumplen todos los procesos fsicos, qumicos y biolgicos .Figura 2


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El sistema poroso del suelo impacta directamente sobre el balance de agua (entradas y salidas del sistema), en el

funcionamiento hdrico (relaciones agua planta), en la entrada y difusin de gases y de calor, y en el desarrollo ycrecimiento de las races.

De todas las propiedades del suelo, la porosidad es tal vez la ms fcil, frecuente y ampliamente alterada por lasoperaciones de labranza o manejo sin laboreo. De estos supuestos se desprende entonces, que el conocimiento delfuncionamiento estructural del suelo, con sus variaciones propias y aquellas modificadas por el hombre, permitiraeficientizar la habilidad de manipular el ambiente edfico, para aumentar la eficiencia de uso.

La relacin entre la capacidad de almacenaje y el movimiento del agua en los suelos, con la porosidad es evidente yfundamental. Sin embargo no es solamente la cantidad total de porosen el slido lo que define el comportamientohdrico del suelo, sino tambin y en muchos casos de manera predominante, las caractersticas especficas delsistema poral, en trminos de forma, tamao y distribucin. Cuadro 3.

Desde el punto de vista agronmico, la distribucin de tamao no solo incide sobre la cantidad de agua que puede

retener el suelo, sino que regula la energa con que la misma est retenida, el movimiento hacia la planta, hacia laatmsfera y hacia otras zonas del suelo; procesos todos regulados por diferencias de estados de energa. (conceptode potencial).

Cuadro 3: caractersticas funcionales del sistema poroso en relacin al tamao y estado de energa del agua.

TIPO TAMAO (micras) TENSIN (atm) FUNCIN

Macroporos > 60 0.05 Aireacin; Infiltracin; Conductividad Saturada

Mesoporos 60 10 0.05 -- 0.33 Conduccin lenta

Microporos 10 0,2 0.33 15 Almacenaje

Microporos < 0,2 < 15 Agua no disponible

Las principales caractersticas que se deberan considerar cuando se analiza el funcionamiento del sistema porososon sugeometray su estabilidad.

La geometra del espacio poroso incluye la distribucin del tamao de poros(DTP) y la continuidadde dichos poros.Ambas caractersticas son altamente modificables por la labranza o por los sistemas de no laboreo, destacndose laactividad biolgica.

Algunos estudios, que comparan la siembra directa por ejemplo, con la labranza muestran en las capas mssuperficiales del suelo, una reduccin del volumen de poros de conduccin (mayores a 60 micras), y con volmenesequivalentes en el subsuelo. Por el contrario, otros trabajos manifiestan un aumento de este tamao de poros ensuperficie en suelos no disturbados, proporcionalmente a la mayor actividad biolgica y a la macrofauna,especialmente lombrices. Como resultado de los canales que estas producen, los que dejan las races de los cultivos


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anteriores y las grietas naturales, el sistema de poros que se genera en un suelo no labrado en un tiempodeterminado, suele enmascarar los efectos negativos de una posible densificacin.

Generalmente los bioporos de canales de lombrices, insectos de suelos en general y races son ms continuos,menos tortuosos y ms estables que los macroporos creados por la labranza, resultando ms efectivos para elmovimiento del agua y del aire y para el crecimiento de nuevas races.

El efecto de la macroporosidad sobre el movimiento del agua ha sido desde siempre muy reconocido. A pesar deque la labranza convencional puede incrementar el volumen de los poros grandes, la continuidad de dichos porospuede ser destruida.

Movimiento del agua en el suelo en relacin a las caractersticas del espacio poroso

La teora del movimiento del agua en el suelo est basada en una generalizacin de la Ley de Darcy, deducida para lacirculacin en un medio poroso, que expresa que " la velocidad de circulacin de agua en un medio poroso saturado,es directamente proporcional a la diferencia de presin hidrulica entre dos puntos y a la conductividad del suelo alagua, e inversamente a la distancia entre los dos puntos".

Este principio es aplicable tanto a flujos saturados como insaturados, s bien en suelos no saturados, la conductividaddepende mucho del potencial mtrico existente y del tipo de suelo.

El movimiento del agua a travs del interior del perfil del suelo, es dominado por las caractersticas de dicho sistemaporoso. El flujo de agua es gobernado por un factor hidrulico, un factor gravitacional y un factor de capilaridad delsuelo. En un suelo no saturado el movimiento del agua est dado por la conductividad hidrulica y la sortividad.

Como el agua solo se trasmite a travs de los poros, el flujo que circula ser proporcional al dimetro de los poros,disminuyendo conforme los dimetros se reducen, pero esta disminucin de velocidad, aparte del efecto geomtrico,es aun en mayor grado para los pequeos poros, debido a que la movilidad de las molculas de agua unidas a laspartculas slidas, es muy baja por los efectos de adsorcin (sortividad). Conforme el contenido de humedad baja,disminuye el potencial mtrico y la conductividad tiende a disminuir con mayor rapidez.

En condiciones de saturacin (o casi saturacin), los suelos de textura gruesa presentan una mayor conductividad,como consecuencia del mayor tamao de sus poros, que permiten una ms fcil transmisin del agua. Sin embargo,a potenciales mtricos bajos, las mayores conductividades se logran en suelos de texturas finas, ya que poseen unaseccin efectiva de transmisin en esas condiciones, superior a los suelos de textura gruesa.

La cantidad total de agua que entra en un suelo, es mayor cuando el suelo se encuentra inicialmente seco quecuando est hmedo; no obstante, la velocidad de avance del agua (conductividad) a lo largo del perfil del suelo, esinferior en el caso de suelo seco.

Algunas consideraciones metodolgicas para el diagnstico del funcionamiento fsico del suelo

Es conveniente recordar que los sistemas de flujo de los suelos estn condicionados por un patrn natural que definea estos como medios esencialmente heterogneos y anistropos. En la prctica llegar a medir este patrn natural esmuy difcil, por no decir que muchas veces resulta prcticamente imposible.

Parmetros fsicos tales como la densidad aparente, humedad gravimtrica, resistencia mecnica, textura, etc.,considerados aisladamente, para el diagnstico del suelo no resultan suficientes cuando se desea determinar supotencialidad fsico-funcional. Pero stos, junto con otros parmetros dependientes como la porosidad total,porosidad de aireacin o efectiva, y la conductividad hidrulica, en un anlisis integrado, resulten ms convenientespara estudiar y explicar los procesos fsicos en el continuo suelo-planta.

DENSIDAD REAL Y DENSIDAD APARENTE

En el estudio de los suelos se distinguen dos tipos de densidad: la densidad real (o de partcula) que corresponde a ladensidad de la fase slida del suelo, y la densidad aparente que incluye el volumen de partculas y el volumen vacode los poros.


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La densidad aparente permite evaluar el efecto del manejo que se da al suelo, adems este valor es necesario parareferir los datos de los anlisis de laboratorio a un volumen de suelo en condiciones de campo (ejemplo:

determinacin de la cantidad de materia orgnica, nitrgeno total, etc.), para el clculo de la lmina de agua hastauna profundidad dada, y para calcular la porosidad total.

Densidad real o de partcula (dp)

En general para la mayora de los suelos agrcolas, se pueden considerar valores de densidad de partcula dealrededor de 2,65 gr/cc. La materia orgnica presenta valores cercanos a 0,20 gr/cc.

Densidad aparente (dap)

Se refiere a la relacin entre el peso seco de una muestra de suelo y el volumen que ocup dicha muestra a campo,con su ordenamiento natural. Por lo tanto la dap variar en funcin de la textura, del estado de agregacin, delcontenido de materia orgnica, del manejo que recibi el suelo, del contenido de humedad (sobre todo en sueloscon materiales expandibles).

El muestreo puede efectuarse con anillos, de relacin dimetro/altura mayor a 1.

POROSIDAD TOTAL (PT)

Puede calcularse a partir de la dap con la siguiente frmula:

PT = 1 dap/dp

POROSIDAD DE AIREACIN (Pa)

En capacidad de campo, es la porosidad que no retiene agua y por lo tanto da una idea de la proporcin de poros demayor tamao. A veces se la denomina porosidad efectiva. Se puede estimar fcilmente restando a la porosidad totalla humedad de capacidad de campo expresada como humedad volumtrica.

Pa = PT - HV

HUMEDAD EDFICA

Es una forma de indicar la cantidad de agua presente en el perfil del suelo, a una dada profundidad, estrato uhorizonte del suelo, en un momento determinado. Puede ser expresada de tres manera:

como Humedad Gravimtrica (en relacin a la masa) (g/g)

como Humedad Volumtrica (en relacin al volumen) (cc/cc)

como Lmina (mm)

la HG es la relacin entre la masa de la fraccin lquida y la masa de la fraccin slida

HG = (peso hmedo peso seco) / peso seco

Por ejemplo un suelo cuya HG es de 0,25 25% tiene 0,25 g de agua por gramo de suelo seco, 25 g de agua en100 g de suelo seco.

La HV es la relacin entre el volumen de la fraccin lquida y el volumen de la muestra seca.

Para convertir la humedadgravimtricaa la forma volumetricahay que afectarla por la densidad aparente del suelo.

HV = HG * dap

Para el mismo ejemplo, un suelo con una dap de 1,25 g/cc, la HV ser de 0,30 cc/cc o 30%; es decir 0,30 cc de aguapor cada cc de suelo seco 30 cc de agua en 100 cc de suelo seco.

La humedad del suelo en trminos volumtrico es ms conveniente para el diagnstico, por cuanto expresa msclaramente el volumen de suelo que esta ocupado por agua. En otras palabra dos suelos pueden tener la mismahumedad gravimtrica, pero distinto volmen de agua si las densidades son diferentes.

La L es una forma de expresin de mucha utilidad porque no depende del rea. Para calcularla basta multiplicar la HVpor la profundidad considerada. Por ejemplo si la profundidad de muestro para el ejemplo anterior fue de 25 cm

L = 0,30 * 250 mm = 75 mm de agua (en dicha capa de 25 cm)


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CONDUCTIVIDAD HIDRULICA e INFILTRACIN

Cuando una fuente de agua, se pone en contacto con la superficie del suelo, las etapas iniciales del movimiento delagua hacia el interior del perfil, son dominadas por las propiedades capilares del suelo. En estado estacionario, elflujo de agua es gobernado por un factor hidrulico, un factor gravitacional y un factor de capilaridad del suelo. Enun suelo no saturado el movimiento del agua esta dado por: la conductividad hidrulica yla sortividad.

* Conductividad Hidrulica(K) : es una medida de la habilidad de un suelo de conducir agua bajo un gradiente depotencial hidrulico. Describe la conductividad hidrulica de un medio poroso. (longitud/tiempo)

* Sortividad (S): es una medida de la habilidad que tiene un suelo de absorber agua durante el proceso dehumedecimiento. En general cuanto mayor es el valor de S, mayor ser el volumen de agua que puede ser absorbiday en forma ms rpida. (longitud/tiempo1/2)

* Infiltracin (I): se refiere a la entrada del agua al perfil del suelo a travs de la superficie del mismo. Este procesoes controlado por muchos factores, uno de los cuales es la estructura de la superficie. La ecuacin que relaciona la

infiltracin acumulada en un tiempo transcurrido (Philip 1957), toma la forma:I(t) = S1t

1/2+ S2t + S3t3/2+ ... + Sntn/2+ K0t (1)

En la cual, la sortividad, S1, describe la absorcin de agua por el suelo como resultado del gradiente de potencialmtrico. Para cortos periodos de tiempo:

I(t) = S1t1/2+ K t (2)

Las ecuaciones (1) y (2) indican que cuando el suelo est seco, la tasa de infiltracin inicial es alta debido a lasortividad (por ej.: alto gradiente de potencial mtrico entre el suelo y la lmina de agua aplicada), pero a medidaque transcurre el tiempo la velocidad de infiltracin alcanza una tasa constante o "estacionaria", a menudo llamadaInfiltracin bsica, y que se asemeja mucho al valor de Conductividad Hidrulica saturada.

El desarrollo y mejoramiento de mtodos y equipos para la medicin e interpretacin de las propiedades fsicas de

los suelos ha permitido ltimamente avanzar en los conocimientos del funcionamiento hdrico en particularLa utilizacin de la Conductividad Hidrulica como parmetro de medicin en si mismo o complementariamente conla Densidad Aparente, mejorara y facilitara el anlisis e interpretacin para un mejor diagnostico del estadofuncional del suelo.

La tasa de infiltracin ocasionalmente medida con cilindros, muchas veces resulta imprecisa, e insume mucho tiempo.

En nuestro pas los mtodos de laboratorio sobre muestras de suelo no disturbado, siguen siendo hasta el presentemuy utilizados, constituyendo el patrn de referencia de otras tcnicas. Sin embargo para que cumplan dicha funcindebe presentar una serie de requisitos tanto en el diseo de los equipos como en el tratamiento de las muestras,preparacin de la solucin, etc. No obstante uno de los principales inconvenientes esta dado por el volumenrelativamente pequeo de la muestra, que no resulta as representativo de los macroporos, grietas y otros detalles dela estructura que se presentan en el campo. Otro inconveniente reside en la forma en que son extradas las muestras,

mediante golpes o aplicando presin, afectando la continuidad de los macroporos, subestimando o sobrestimandoel verdadero valor de la conductividad hidrulica.

Estos inconvenientes pueden ser salvados en gran medida efectuando las mediciones directamente en el sitio deestudio, para lo cual una gran cantidad de mtodos de campo es mencionada por la literatura para la determinacinde la conductividad hidrulica en condiciones de saturacin y no-saturacin. Pero muchas de estas tcnicasgeneralmente consumen tiempo, resultan tediosas y costosas, sobre todo cuando se requieren un gran nmero derepeticiones.

En contraposicin, recientemente se han desarrollado una serie de mtodos de campo de diseo simple,confiabilidad y rapidez, como son el permemetro Guelph, ya desarrollado comercialmente; el permemetrocompacto de carga constante, y otros que permiten medir las propiedades hidrulicas del suelo como elpermemetro de disco y el infiltrmetro de tensin.

En base a la mencionada informacin internacional, el Instituto de Suelos del INTA Castelar viene desarrollando enlos ltimos aos equipos de construccin sencilla, de funcionamiento gil y confiable para el estudio de la dinmicadel agua en el suelo (Gil 1999).


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INFILTRMETRO y PERMEMETRO DE DISCOEste instrumento esta diseado para medir las propiedades hidrulicas del suelo en condiciones de campo. Presentala ventaja de poder hacer mediciones rpidas, directamente de una superficie reducida del suelo con un mnimo onulo disturbio.

PROCEDIMIENTO DE CLCULOS:

Ejemplo de Planilla de Registro y Clculos del Permemetro-Disco

I.parcial = (Ln Ln-1).f Lny Ln-1: lecturas a tny tn-1 f: factor de calibracin = 0,1292

Velocidad de Inf. = Ip/tp

INFILTRACION (I)

La lmina de agua que infiltr (I) en el suelo en un tiempo (t), es la cantidad de agua que ha entrado en el suelo enese tiempo, en un rea de la seccin transversal, correspondiente a la del disco.

La Infiltracin parcial(In) se calcula a partir de cada una de las lecturas registradas usando la siguiente relacin:

In = (Ln Ln-1) . f

Ln y Ln-1 son una lectura y su inmediata anterior en los tiempos tn y tn-1 respectivamente; y f es el factor decalibracin del equipo: 0,1292.

La Infiltracin acumulada(Ia), es la suma para cada uno de los valores de In.

Ia = In+ In+1

LaVelocidad de Infiltracin (Ii), en un instante deteminadoser la relacin entre la Ipy tp, (grafico 1), es decir:

Ii = (Ln Ln-1).f / (tn tn-1)


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SORTIVIDAD (So)

La sortividad (So) se puede calcular a partir de las mediciones de I f(t) realizadas durante la primera etapa de lainfiltracin. Para calcular So graficar la Iasobre el eje de ordenadas (y), en funcin de la raz cuadrada del tiempo, t1/2sobre el eje de abscisas (x). La pendiente de la porcin lineal es la Sortividad y presenta unidades delongitud/tiempo1/2 .(Grfico. 2).

FLUJO ESTACIONARIO (K).

Se puede estimar a partir de las mediciones de Ia(t) en la etapa final. Es la pendiente de la seccin lineal de la Iagraficada en funcin del tiempo (t) (Grfico3). Presenta unidades de longitud/tiempo. Es equivalente a laConductividad Hidrulica Saturada.


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EJEMPLOS CON RESULTADOS EXPERIMENTALES

Relaciones entre las caractersticas del sistema poroso y la conductividad hidrulica saturada y no saturada en unArgiudol tpico, serie Capitn Sarmiento. (Gil R., Borrell O., 2000)

El relativamente alto porcentaje de arcilla y limo fino que presentan estos suelos, le confieren a los mismospropiedades de dilatacin y contraccin importantes, y tambin caractersticas hdricas particulares como ser la deposeer una conductividad hidrulica (K) muy variable dependiendo de la condicin estructural y del contenido dehumedad en un momento determinado.

El grfico 1 describe la variacin de la Ksat con el aumento de la DA para un amplio rango de valores encontrados enlos sitios seleccionados, que oscilan desde 0,9 a 1,51 gr/cc. Se observa que existe una relacin inversa entre la Ksat yla DA. Sin embargo el ajuste que presenta la misma es muy bajo, observndose que por ejemplo para densidadesmedias de 1,25 gr/cc encontramos Ksat entre menos de 1 y ms de 12 cm/h.

Este comportamiento general, muy posiblemente sea debido a que el aumento de la DA trae aparejado unadisminucin en el volumen total de poros del suelo. Pero como se ve en el grfico el comportamiento de la Ksat esmuy variable, dado que el mismo no solo est regido por la PT sino que adems est influenciado en gran medidapor la distribucin del tamao, la continuidad y la estabilidad del sistema poroso.

Por otra parte est ampliamente demostrado el rol fundamental que cumplen los macroporos continuos en la Ksat.

En el grfico 2, se observa que al eliminar el efecto de los macroporos los niveles de K para los suelos estudiados sonmuy bajos, y el ajuste de este comportamiento con la DA es despreciable.

En base a lo observado surge la necesidad de estudiar la relacin existente entre el movimiento del agua y lamacroporosidad.


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Ya en 1977 Scott Rusell observ la disminucin de la PT por pasar de una DA de 1.24 a 1.52 gr/cc, valores semejantesa los encontrados en nuestro trabajo. Pero lo llamativo del trabajo de Scott Rusell, es la disminucin de los

macroporos (mayor a 1.2 mm) y mesoporos (0.1 a 1.2 mm), y el aumento correspondiente de los microporos(menores a 0.006 mm).

Justamente, como surge del anlisis de la ecuacin de capilaridad, los macro y mesoporos participan en elmovimiento del agua en el flujo saturado. Por otra parte segn Poiseville, la velocidad de un fluido en un tubo esproporcional a la cuarta potencia de su radio. Esto nos est indicando la importancia de considerar en el sistemaporoso, no solo la PT como surge del anlisis de la DA, sino adems la distribucin del tamao. As por ejemplo, deacuerdo a Poiseville una reduccin a la mitad en el dimetro de los poros del suelo, implicara reducir diecisis vecesla velocidad del agua dentro de los mismos.

El grfico 3 muestra como al aislar el efecto de los poros menores a 1.5 mm, la relacin entre la Ksat y la variacin dela DA aumenta significativamente, logrndose pasar de un r2 de 0.32 a un r2 de 0.65. Por otra parte si se compara elgrfico 3 con el grfico 2, se observa claramente el aumento de los valores de Ksat producto de la participacin de la

macroporosidad en cuestin, pasando de un rango cercano a cero y 1.5 cm/h a un rango cercano a cero y 12 cm/h,dependiendo del grado de densificacin del suelo.

Una forma de corroborar lo dicho es analizando la posible relacin existente entre los valores calculados de Pa encapacidad de campo y los observados de Ksat en poros mayores de 1.5 mm. El grfico 4 muestra dicha relacin conun ajuste levemente superior al descripto anteriormente (r2 0.66).


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Parmetros como la DA y contenido de agua gravimtrica, no resultaran de los ms adecuados en el anlisis de laevolucin de los suelos estructurados y / o labrados. Sera ms conveniente un anlisis basado en Volmenes

Especficos (VE) o Relacin de Vacos. Siguiendo esta sugerencia, se analiz la relacin entre la participacin de losmacroporos superiores a 1.5 mm con la Pa expresada como VEa, logrndose un mejor ajuste y corroborando una vezms la ntima relacin existente entre la macroporosidad y la Ksat (grfico 5).

Aunque es necesario avanzar en estos conocimiento, los resultados obtenidos en estos trabajos demuestran laposibilidad de utilizar las mediciones de Ksat como un indicador confiable para el estudio del comportamientofuncional del sistema poroso, en especial de los poros de aireacin y flujo rpido.

Por lo tanto, en planteos de siembra directa y teniendo en cuenta la generacin de macroporos biolgicos por races,

lombrices, etc., este parmetro constituira un mejor indicador que la mera determinacin de la DA,complementndose con la misma.

En la prctica para demostrar lo analizado y observar el comportamiento de la condicin estructural del suelo atravs de la Ksat como indicador, se hicieron mediciones en situaciones contrastantes por compactacin generadapor el trnsito de la maquinaria.

En el grfico 6.a se muestran los valores promedios de PT en la zona superficial y subsuperficial (10 cm) sin paso de lamaquinaria, y superficial y subsuperficial (10 cm) con paso de la maquinaria (sobre la huella), y para cada situacinlos correspondientes valores promedios de Ksat (grfico 6.b). Obsrvese que los mayores valores de Ksat (7.44 cm/h)corresponden a la zona superficial sin paso de la maquinaria con valor promedio de PT 0.54 cc/cc. Por otra parte lazona subsuperficial sin paso de la maquinaria present la misma Pt que en superficial de la huella, con valores de0.49 cc/cc, sin embargo la Ksat en la zona superficie huella fue significativamente menor que la subsuperficial sin

compactacin casi a la mitad, lo cual estara relacionado con la incidencia de la compactacin en la disminucin de lamacroporosidad.


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Un efecto ms marcado puede observarse en la zona subsuperficial con huella, en la cual para una PT de 0.47 cc/cccomparada con el 0.49 cc/cc de la subsuperficial sin huella, la Ksat pas de 4.25 cm/h en sin huella a 0.41 cm/h en lahuella. Esto demuestra una vez ms como la Ksat resalt estas diferencias en el comportamiento funcional del suelo,ms que la observada a travs de la PT. En otras palabras, mientras que la PT disminuy un 4%, la Ksat mostr unavariacin del 90%.

Otro caso observado sobre un lote de pradera fue el efecto de la macroporosidad generada por insectos de suelo. Enel grfico 7 se observa que para valores de DA (y PT) prcticamente iguales (1,30 y 1,28 gr/cc), la Ksat aumentasignificativamente en la situacin con actividad biolgica pasando de 4.7 a 15.5 cm/h. Del mismo modo laparticipacin de poros mayores a 1.5 mm de dimetro de 4.16 a 11.1 cm/h, diferencias estas no detectadas a travsdel parmetro de DA.

Algunas Consideraciones tiles para ampliar los criterios de diagnstico del agua disponible para los cultivos:

El contenido de agua que presenta un suelo en un momento determinado, depende de sus propiedades transmisivasy de los gradientes hidrulicos, ambos aspectos condicionados por la porosidad, asimismo pasible de ser modificadpor distintos factores. Por lo tanto, la capacidad de almacenaje debe medirse, para cada suelo en particular, encondiciones de campo, siendo que las mediciones de laboratorio representan valores no siempre muy confiables.

A pesar de la difusin que presenta el concepto de intervalo de humedad disponible agua til (diferencia entre lacapacidad de campo y el punto de marchitez permanente), es necesario resaltar que en la naturaleza las cosas no son

tan sencillas y "matemticas", ya que parte del agua gravitacional tambin est disponible cuando el flujo pasa pordonde estn las races de las plantas.

Bajo el supuesto de que el agua est menos disponible conforme el contenido de agua disminuye por debajo de lacapacidad de campo, se debe tener en cuenta que en los procesos de transpiracin y crecimiento, la tensin hdricade la planta, no solo depende de la tensin hdrica del suelo, y del estado de desarrollo del cultivo, sino tambin dela demanda atmosfrica de agua, con lo cual en das muy secos y con fuertes vientos, las plantas pueden sufrirsequas aunque el suelo est en las proximidades de la capacidad de campo y por el contrario, pueden vegetar ycrecer ptimamente en suelos relativamente secos cuando la demanda atmosfrica sea baja. Por lo tanto lasconstantes hdricas de capacidad de campo y punto de marchites permanente no deberan ser tomada condemasiada rigurosidad en el diagnstico de las relaciones suelo-agua-planta.

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