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22/04/2019
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4. Fase líquida del sueloComposición de la solución del suelo. El agua en el suelo: Mecanismos de retención del agua
por el suelo. Potenciales hídricosPIM en Ecología y Edafología (Módulo de Edafología)
Grado en Biología, Facultad de Biología (Universidad de Sevilla)
Antonio Jordán, Lorena M. ZavalaDpto. de Cristalografía, Mineralogía y Química Agrícola
Fases del suelo
FASE SÓLIDAPartículas
minerales y orgánicas
FASE GASEOSAPoros vacíos
FASE LÍQUIDAPoros rellenos de agua
Fases del suelo
En masa
Materia mineral
81%
Materia orgánica
2%
Fase líquida
17%
En volumen
Materia mineral
45%
Materia orgánica
5%
Fase líquida
25%
Fase gaseosa
25%
La fase líquida del suelo
La fase líquida del suelo circula por los macroporos y ocupa total o parcialmente los poros capilares, donde puede quedar retenida.
Fase líquida
Agua
Sales minerales solubles
Compuestos orgánicos solubles
Agroquímicos, contaminantes
Materia en suspensión
La fase líquida del suelo
El agua del suelo permite la absorción de nutrientes por las raíces.
Desde el punto de vista de la fertilidad física, la humedad del suelo controla factores como los siguientes:
Consistencia. Penetrabilidad por las raíces. Temperatura.
De esta forma, el adecuado manejo de suelo requiere un conocimiento de la dinámica del agua en el suelo.
Además, el agua condiciona la mayoría de los procesos de formación del suelo.
Ría Formosa (Portugal), Antonio Jordán / Imaggeo
Propiedades del agua
Propiedades moleculares
Eléctricamente neutra.
Posee un momento dipolar eléctrico elevado (6.2 10-30 C m).
Las moléculas de agua interaccionan entre ellas (mediante puentes de hidrógeno y fuerzas de Van der Waals), por lo que permanece líquida a las temperaturas más frecuentes en el suelo, a pesar de su elevado peso molecular (18).
Las moléculas de agua reaccionan con otras partículas cargadas.
Constante de disociación baja (10-14
a 25 oC), una molécula se disocia cada 10 h.
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Propiedades del agua
Propiedades térmicas
Calor específico elevado (4.18 J g-1 K-1).
Punto de fusión elevado (0 oC).
Calor latente de fusión elevado (0.34 MJ kg-1).
Calor de vaporización muy elevado (2.45 MJ kg-1 a 20 oC).
Propiedades mecánicas
Densidad baja: 0.917 g cm-3 al congelarse. 0.999 g cm-3 a 0 oC. 1 g cm-3 a 3.8 oC. 0.958 g cm-3 a 100 oC.
Viscosidad baja (0.01 g s-1
cm-1).
Tensión superficial elevada(7.27 10-2 J m-2 a 20 oC).
Contenido en agua del suelo
El contenido de agua del suelo puede expresarse como contenido másico:
w =Mw
Ms× 100
Donde w es el porcentaje de agua, Mw es la masa de agua y Ms es la masa de suelo seco.
O bien como contenido volumétrico:
θ =VwVs
× 100
Donde es el porcentaje de agua, Vw es el volumen de agua y Vs es el volumen de suelo.
A su vez, ambos parámetros están relacionados entre sí con la densidad aparente del suelo:
θ
w=
VwVs
× 100
MwMs
× 100=
VwMw
×Ms
Vs=
1
ρw× ρa =
ρaρw
~ρa
Donde a es la densidad aparente del suelo y w es la densidad del agua (1 g mL-1 en condiciones normales).
La fase líquida del suelo
El agua del suelo puede provenir de distintas fuentes: Agua de precipitación.
Constituye la mayor parte del agua aportada en la mayoría de los sistemas.
Su aporte puede ser continuo o concentrarse en determinadas estaciones.
Agua freática.
Precipitación horizontal (niebla, rocío). Consiste en un aporte muy débil.
En algunos casos constituye la única aportación de agua durante la época seca.
Intercepción superficial
IntercepciónPrecipitación
Evaporación
Evapotranspiración
Infiltración
Escorrentía
Flujo superficial
Zona saturada
Intercepción de agua y flujo superficial (Montes Apuseni, Rumanía), Martin Reiser / Imaggeo Agua procedente del deshielo (Ibón de Escalar, Pirineos), Antonio Jordán / Imaggeo
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Lagunas del P.N. Yanchep (Australia), Antonio Jordán / Imaggeo Precipitación horizontal (P.N. Los Alcornocales), Antonio Jordán / Imaggeo
Nancy Alanís (Univ. Michoacana) caminando entre la niebla durante una excursión de toma de muestras en el P.N. Los Alcornocales, Antonio Jordán / Imaggeo Condensación de agua (P.N. Doñana), Antonio Jordán / Imaggeo
Agua del suelo
Agua de escorrentía
Circula sobre y a través de los horizontes superiores, de manera paralela a la superficie del suelo.
La escorrentía se forma tras el inicio de la lluvia sobre la superficie del suelo cuando existe una cierta pendiente, aunque sea muy baja.
Para que se forme la escorrentía es necesario que el agua precipitada en un intervalo de tiempo determinado sea superior a la cantidad que el suelo puede absorber, bien por causa de sus características físicas, o bien porque se halle ya saturado por agua.
Agua del suelo
Agua gravitacional
Es el agua que se infiltra por efecto de la fuerza de la gravedad a través de los macroporos y mesoporos del suelo (poros superiores a 10 mm de diámetro).
Circula en sentido vertical u oblicuo (si existe cierta pendiente).
Cuando la permeabilidad de los horizontes inferiores del suelo es muy baja, el agua gravitacional puede acumularse formando una capa de agua “suspendida” o “colgada” de carácter temporal.
Existen dos tipos de agua gravitacional: Agua gravitacional de flujo rápido. Circula a
través de los poros de diámetro superior a 50 mm de diámetro durante las primeras horas después de la lluvia.
Agua gravitacional de flujo lento. Circula durante varias semanas después de la lluvia a través de los poros de diámetro comprendido entre 50 y 10 mm.
Canal
Agua gravitacional de flujo lento
Agua gravitacional
de flujo rápido
Fase sólida
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Agua del suelo
Agua gravitacional
de flujo rápido
Inmediatamente tras el riego
Agua gravitacional de flujo lento
2 horas después del riego
24 horas después del riego
Solo queda el agua retenida y el agua gravitacional se ha
perdido
Agua del suelo
Agua retenida. Es el agua que ocupa los mesoporos y microporos del suelo, donde las fuerzas capilares ascendentes son más fuertes que la gravedad. Existen dos tipos de agua retenida:
Agua capilar. Es el agua retenida en los mesoporos, y que es utilizable por las plantas.
Agua higroscópica. Es el agua que queda retenida en los microporos, formando una película muy fina que recubre la pared de las partículas del suelo. Está tan fuertemente retenida que no es absorbible por las raíces.
Partícula de suelo
Agua capilar
Agua higroscópica
Evaporación
Ascenso capilar
El efecto de las fuerzas capilares es especialmente importante en los climas áridos, donde la evapotranspiración potencial es muy alta y se forma un gradiente muy acentuado en la interfase suelo/atmósfera.Los horizontes más profundos suelen mantener un contenido en humedad más elevado que los superficiales, ya que no sufren la evaporación o la absorción realizada por las plantas.
Transpiración
Absorción
Escorrentía superficial
Escorrentía subsuperficial
Precipitación
Infiltración y redistribución
Sellado
Suelo húmedo
Suelo seco
Bajo gran aridez, el suelo forma un sellado que protege a los horizontes inferiores de la desecación.En los horizontes superiores, la fuerza de succión del agua es mucho más intensa que en los inferiores.La principal consecuencia es que cada vez asciende menos agua y se llega a interrumpir el movimiento ascendente.
Pérdida de agua gravitacional
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
La división del agua del suelo en agua gravitacional, capilar o higroscópica, tal como se ha visto en el tema anterior no es una clasificación discreta ni estricta.
Esta clasificación no permite predecir el comportamiento del agua.
En la actualidad, se recurre preferentemente al concepto de estado energético del agua.
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
En el suelo, el agua está sometida a diferentes campos de fuerzas que condicionan el movimiento o la retención del agua en el suelo : La gravedad.
Las fuerzas capilares.
Las fuerzas osmóticas.
Las fuerzas de absorción, etc.
Identificar correctamente cada una de estas fuerzas es difícil.
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
Fuerza de la gravedad. Tiene signo positivo y tiende
a desplazar el agua hacia las capas más profundas.
Fuerzas derivadas de la matriz. Son de origen molecular y
tienen un corto alcance, pero gran intensidad.
Retienen una capa de sólo algunas moléculas de grosor que forman una película recubriendo a las partículas de suelo.
Son de dos tipos: Fuerzas de Van der Waals. Puentes de hidrógeno.
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Movimiento de agua en el sueloEstado energético
Fuerzas de cohesión. Son debidas a las uniones entre moléculas de agua entre
sí mediante puentes de hidrógeno.
El agua retenida es absorbible por las plantas.
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
Fuerzas de difusión. Se deben a la naturaleza
dipolar del agua, que establece uniones con superficies sólidas y cargadas.
En el caso de las esmectitas, la adsorción es tan activa que provoca su expansión y afecta al movimiento del agua cerca de la superficie de las partículas.
Superficiemineral
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
Fuerzas derivadas de iones en solución. Son de importancia en
suelos salinos y en cultivos hidropónicos.
Fuerzas externas Variación en la
geometría de los poros.
Presión de gases.
Presión hidráulica en suelos saturados, etc.
Movimiento de agua en el sueloEstado energético
La fuerza con que el suelo retiene al agua depende de la cantidad de agua retenida y de la superficie específica de las partículas del suelo.
Según esto, el agua del suelo se divide en tres clases principales: La capacidad de campo.
El punto de marchitez permanente.
El agua útil.
Contenido en agua
Capacidad de campo
Es la máxima cantidad de agua retenida por el suelo (agua capilar y agua higroscópica).
Su medición debe hacerse en el campo, después de un período lluvioso y tras haber dejado escurrir el agua gravitacional durante tres días, habiendo protegido el suelo de la evaporación.
Punto de marchitez permanente
Corresponde al valor máximo de agua higroscópica, agua no absorbible por las raíces.
Cuando el contenido de agua es igual o menor al punto de marchitez, las plantas no tienen agua disponible y mueren.
El punto de marchitez depende de la textura y la porosidad, y, por lo tanto, es diferente para cada tipo de suelo.
Agua útil
Es la cantidad de agua almacenada en el suelo después del período de lluvias.
Su valor es la diferencia entre la capacidad de campo y el punto de marchitez permanente.
Contenido de agua
Saturación Capacidad de campo: se ha perdido el agua
gravitacional
Suelo secoPunto de marchitez permanente: se ha
perdido el agua capilar y solo queda el agua higroscópica
Tiempo / temperatura
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Contenido de agua
Capacidad de aire
Capacidad de campo
Suelo arenoso
30%
70%
Suelo arcilloso
5%
95%
Potencial hídrico
El estado energético del agua y su movimiento dentro del suelo están condicionados por su energía potencial.
Al no existir una escala absoluta de energía, se expresa el potencial con relación a un estado arbitrario tomado como potencial cero.
En el estado de referencia, el agua pura no está sometida a fuerzas externas distintas de la gravedad, no está influenciada por la fase sólida y su interfase con la fase gaseosa es plana, está sometida a 1 atm de presión y a la misma temperatura que el suelo.
El potencial hídrico del suelo es la cantidad de trabajo necesario por unidad de masa de agua pura que debe realizarse para transferir reversible e isotérmicamente una cantidad infinitesimal de agua desde el estado de referencia a la fase líquida del suelo en un punto considerado.
Potencial hídrico
El potencial hídrico del suelo está formado por distintos componentes:
Yt=Yg+Yo+YpDonde:
Yt es el potencial total.
Yg es el potencial gravitacional. Se debe al campo gravitatorio.
Yo es el potencial osmótico. Se debe a la presencia de iones en solución en el agua del suelo.
Yp es el potencial de presión.
Potencial hídrico
El potencial de presión, a su vez, puede dividirse en doscomponentes:
Yp=Ym+Ya
Donde:
Ym es el potencial matricial, que expresa la influencia de la matriz sólida. Es negativo en suelos no saturados, y su valor es cero por debajo de la capa freática.
Ya es el potencial neumático, que expresa la influencia de un exceso de presión de gas sobre una muestra de suelo con determinado contenido de humedad.
Potencial hídrico
El potencial de succión es igual al potencial matricial más el osmótico (Yo+Ym ). Tiene un sentido negativo y es el responsable de las fuerzas de
retención del agua dentro del suelo, es igual al potencial matricial más el osmótico.
El potencial gravitacional tiene signo positivo y tiende a desplazar el agua hacia las capas más profundas.
La retención del agua en los poros del suelo ocurre cuando el potencial de succión es mayor que el potencial gravitacional.
Potencial hídrico
Yt=Yg+Yo+Ym +Ya
Potencial hídrico
Potencialgravitacional
Potencialosmótico
Potencialmatricial
Potencialneumático
Potencial de presión
Potencial de succión
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Potencial hídrico alto
Potencial hídrico bajo
Cascada Svartifoss (Islandia), Chiara Arrighi / Imaggeo
Glucosa
Membrana semipermeable
Agua Solución
Potencial hídrico
Aplicación de presión externa
EquilibrioEstado inicial
Presión osmótica
Potencial hídrico
Yt=Yg+Yo+Ym +Ya
El potencial matricial es una medida, por tanto, de la fuerza de retención del agua.
Depende básicamente de las fuerzas de adsorción y capilaridad, y se expresa en atmósferas o centímetros de agua. La adsorción se origina como resultado de la descompensación
eléctrica de la superficie de los componentes de la fase sólida (principalmente, arcillas y materia orgánica).
Las moléculas del agua actúan como dipolos y son atraídas, por fuerzas electrostáticas, sobre la superficie de las partículas de los constituyentes del suelo.
Potencial hídrico
El valor del potencial matricial oscila entre 0 kPa(suelo saturado) hasta valores menores de –2000 kPa.
Normalmente se utiliza el negativo del logaritmo del potencial matricial, pF:
− log Ψm = pF
Retención de agua
0.2 16 4.2
2.5
1.8
1/3
1/20
10
50
Limo
Arcilla
Agua gravitacional (flujo lento)
Agua gravitacional (flujo rápido)
0 10 20 30 40 50
pFPresión(atm)
Tamañode poro
(m)
Arena
Punto de marchitez
Capacidad de campo
Agua (%)
Agua útil
Agua higroscópica
Retención de agua
El potencial matricial del suelo (Ym) está relacionado con su contenido en humedad por medio de la función de humedad del suelo o función de histéresis.
Esta función depende de: El sentido en el que tiene lugar el cambio en el contenido de agua. Una
misma proporción de agua en el suelo está sometida a un potencial matricial más fuerte cuando el suelo se está secando que cuando se está humedeciendo.
La velocidad de cambio del contenido de agua.
La estabilidad en el tiempo de la estructura del suelo.
Los cambios de volumen del suelo debidos a los procesos de expansión y retracción de las arcillas.
Las condiciones en la interfase agua / aire.
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Retención de agua
Humedad
Desecación
Humectación
Ym2
Ym1
a b
Pote
nci
al m
atri
cial
Aparato de Richards
Aire comprimido
Diafragma de goma
Muestra de suelo en un anillo de
goma
Desagüe
Membrana de celulosa sobre una
placa porosa
Extractor
Manómetro diferencial
Determinación de la retención de agua
Conductividad hidráulica en saturación
En el caso del movimiento del agua a través de materiales porosos, suponiendo que la velocidad sea lo suficientemente lenta para que el flujo sea laminar y no turbulento, la tasa de flujo es directamente proporcional a la fuerza aplicada e inversamente proporcional a la resistencia al flujo.
La fuerza aplicada se determina a partir del potencial hídrico (presión de la columna de agua, h).
La tasa de flujo (Jw) a través de una distancia x puede calcularse mediante la ley de Darcy:
Jw = K𝜕h
𝜕x
Conductividad hidráulica en saturación
Con el montaje de la derecha podemos calcular el flujo de agua (Jw, cm3 h-1) durante una hora.
Conociendo: la altura de la columna de
agua (H, cm) la longitud de la columna de
suelo (L, cm) y La sección de la columna de
suelo (A, cm2),se puede despejar la conductividad hidráulica (K, cm h-1):
K = JwL
∆H ∙ A
Medición de la infiltración en un suelo cultivado (Valencia), Artemi Cerdá / Imaggeo
Conductividad hidráulica en saturación
Clase (USDA) K (cm h-1) Descripción
1 > 25 Muy rápida
2 12.5 – 25 Rápida
3 6.25 – 12.5 Moderadamente rápida
4 2 – 6.25 Moderada
5 0.5 – 2 Moderadamente lenta
6 0.125 – 0.5 Lenta
7 < 0.125 Muy lenta
Pero el flujo no siempre es en condiciones de saturación…
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Frente de mojado por flujo no saturado después de una lluvia simulada (El Ronquillo), Antonio Jordán / Imaggeo
Aire
Tapón
Cámara de burbujas
Tubo de Mariotte
Depósito de agua
Placa porosa de acero inoxidable sinterizado
Volumen que se infiltra por unidad de tiempo
Conductividad hidráulica no saturada
Infiltrómetro de minidisco
Burbujas
En este caso, la infiltración se debe exclusivamente al potencial
de succión (Yo+Ym )
Agua o etanol
Arturo J.P. Granged (Univ. de Sevilla) midiendo la tasa de infiltración del suelo (P.N. de Doñana), Antonio Jordán / Imaggeo
Solución del suelo
La composición de la solución del suelo es muy variable. En un momento determinado, el suelo puede poseer
entre 10 y 30 kg de potasio por hectárea. Sin embargo, un cultivo de cereal consume hasta 100 kg por hectárea.
El fósforo, por ejemplo, puede estar presente en el suelo en una concentración entre 0.5 y 10 kg por hectárea, pero su consumo puede llegar a 20 kg por hectárea.
0
50
100
150
200
250
Ca Mg K Na N P S Cl
CO
NC
ENTR
AC
IÓN
(kg
ha-1
)
Variabilidad de la composición de la solución del suelo
0.5 – 38
0.7 - 100
0.2 - 10
0.4 - 150
0.16 – 55
< 0.001 - 1
< 0.01 - 150
0.1 - 230 Solución del suelo
Los iones no se encuentran en un determinado compartimiento, sino que se hallan en un intercambio continuo dependiendo de: Las condiciones del
medio. La concentración de
cada uno en la solución y en la fase sólida.
Iones en solución
Iones fácilmente intercambiables
Iones difícilmente intercambiables
Iones implicados en la estructura de la fase sólida
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Solución del suelo
+ + + + + + + + +
++
+
++
++ +
+
+++
Iones inmovilizados en la estructura
Iones difícilmente intercambiables
Iones fácilmente intercambiables
Iones en solución
Clorita (2:1:1)
Solución del suelo
Según esto, se pueden definir dos magnitudes: Intensidad, I: es la disponibilidad de nutrientes en un
instante determinado.
Cantidad, Q: es la “reserva” de nutrientes del suelo.
La cesión de iones a la solución se hace de manera lenta y suficiente. de modo que la solución y la fase sólida están en equilibrio.
A partir de estos dos parámetros, se puede definir la capacidad tampón o capacidad buffer (Cb) del
suelo: Cb =Q
I
Solución del suelo
Relación entre la cantidad e intensidad. La pendiente de la
curva corresponde a la capacidad buffer.
Cuando la disponibilidad de nutrientes y la reserva son altas, la capacidad buffer es muy baja.
Cuando los valores de la reserva son bajos, la capacidad buffer es alta.
Capacidad tampón de calcio en dos muestras de suelo
0
5
10
15
20
25
30
35
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7
CA
LCIO
CA
MB
IAB
LE,
CM
OL
(+)
KG
-1
CALCIO ASIMILABLE, %
A
B
Capacidad tampón de calcio en suelos de la provincia de Cádiz (447 muestras)
y = 52.34ln(x) + 42.088R² = 0.3247
y = 48.404ln(x) + 28.874R² = 0.301
0
100
200
300
400
500
600
700
0 5 10 15 20 25
CA
LCIO
CA
MB
IAB
LE,
CM
OL
(+)
KG
-1
CALCIO ASIMILABLE, %
Horizontes superficiales
Horizontes subsuperficiales
