Riego por-goteo-libro-cap 01 suelo1

CAPÍTULO I
CONSIDERACIONES BÁSICAS SOBRE LA RELACIÓN ENTRE
SUELO – AGUA- PLANTA1,2
Miguel A. Lugo López y Víctor A. Snyder
1.0 Introducción---------------------------------------------------------------------------------- 003
2.0 Procesos de determinantes del balance del agua del suelo
2.1 Intercepción ---------------------------------------------------------------------------- 004
2.2 Escorrentía ----------------------------------------------------------------------------- 004
2.3 Infiltración------------------------------------------------------------------------------ 005
2.4 Conductividad hidráulica------------------------------------------------------------- 007
2.5 Redistribución y percolación profunda --------------------------------------------- 011
2.6 Retención de agua disponible-------------------------------------------------------- 016
2.7 Evaporación ---------------------------------------------------------------------------- 018
2.8 Transpiración -------------------------------------------------------------------------- 019
3.0 Resumen-------------------------------------------------------------------------------------- 020
4.0 Bibliografía----------------------------------------------------------------------------------- 021
001

Manejo de Riego Por Goteo Capítulo I: Relaciones Básicas para Suelo-Agua-Planta
_______________
1
Este capítulo fue preparado para el libro “Manejo de Riego Por Goteo”. Autor: Dr.
Megh R. Goyal, Profesor en Ingeniería Agrícola y Biomédica, Universidad de Puerto
Rico – Recinto de Mayagüez, PO Box 5984, Mayagüez, Puerto Rico 00681-5984.
Para más detalles puede comunicarse por correo electrónico: m_goyal@ece.uprm.edu
ó visitar la página: http://www.ece.uprm.edu/~m_goyal/home.htm
002

1.0 INTRODUCCIÓN
El conocimiento de la relación de suelo - agua – planta es esencial para la
producción agrícola bajo riego. En el caso de uso de sistemas de riego por goteo este
conocimiento es particularmente importante en vista del alto costo inicial de las
instalaciones. Aún en áreas de mucha lluvia la escasez de agua puede limitar el desarrollo
de las plantas [40]. Esto puede atribuirse a una errática distribución de lluvia, a una alta
escorrentía o a una infiltración profunda en suelos con baja capacidad de retención de agua.
Por tal razón, la importancia del riego no se limita a regiones áridas y semiáridas.
Cada cultivo tiene requisitos de agua particulares y cada suelo tiene sus propiedades
que afectan en una forma u otra el suministro de agua a las plantas. La cantidad de agua en
el suelo a un tiempo dado es un valor sumamente dinámico, ya que es el resultado neto de
la cantidad recibida - ya sea por lluvia o por riego – menos las pérdidas por evaporación,
transpiración o infiltración profunda. La disponibilidad de esta agua para las plantas
depende a su vez del sistema de raíces presente y de propiedades hidráulicas del suelo tales
como porosidad, conductividad hidráulica y capacidad de retención de agua.
En este capítulo se resumen algunos principios básicos de la relación suelo – agua –
planta y se presentan resultados de investigación en torno a las propiedades hidráulicas de
los suelos de Puerto Rico.
2.0 PROCESOS DETERMINANTES DEL BALANCE DE AGUA DE SUELO
La suerte del agua aplicada al suelo ya sea por lluvia o por riego es determinada por
los procesos de intercepción, escorrentía, infiltración, redistribución y precolación
profunda, retención, evaporación y transpiración.
003

2.1 Intercepción
La intercepción se refiere al agua interceptada directamente por la cubierta vegetal.
Expresadas en términos de porcentaje de la lluvia total, las pérdidas por intercepción se
estima que fluctúan entre 15 y 20 % [11]. El porciento de intercepción será mayor en
aquellos casos donde la vegetación sea abundante y la cantidad de agua en cada aplicación
sea baja. El agua interceptada nunca llega al suelo ya que se evapora directamente de la
superficie de las plantas. En el caso de riego por goteo esta pérdida no ocurre ya que el agua
se aplica directamente al suelo.
2.2 Escorrentía
Los clásicos estudios realizados en Puerto Rico por Smith y Abruña [31] así como
Barnett et. al. [1] han demostrado que las pérdidas por escorrentía se reducen cuando la
tierra se labra cuidadosamente o se cubre con mantillo. La lluvia en terrenos en barbecho
aumenta la escorrentía y las probabilidades de mayor erosión. En muchos suelos,
frecuentemente acentuados por la diferenciación de sus horizontes, el agua se infiltra y
luego fluye en la superficie de contacto entre el suelo labrado y el subsuelo sin labrar y
eventualmente aflora más abajo. Si se han aplicado abonos a un suelo con esta condición la
escorrentía probablemente tendrá una alta concentración de minerales lo que conlleva
pérdidas en la inversión de abono y aumenta el peligro de contaminación ambiental. El
manejo del suelo es sumamente importante para minimizar la escorrentía. Esto se ilustra
con el trabajo de Smith y Abruña [31] que en suelo Múcara (Vertic Eutropets) observaron
que se duplicaron las pérdidas por escorrentía cuando se removió toda la cubierta vegetal
bajo los cafetos. Dos años después---cuando se dejó desarrollar esta vegetación---las
pérdidas por escorrentía se minimizaron.
004

2.3 Infiltración
La razón de infiltración se define como la cantidad de agua que penetra en el perfil
del suelo en un intervalo dado de tiempo. Entre las propiedades del suelo que afectan la
infiltración están la densidad aparente, la distribución de poros conforme a su tamaño, la
textura y la estabilidad de los agregados o unidades estructurales del suelo. El tiempo de
infiltración es sumamente importante. Al comenzar a infiltrar agua a través de la superficie
de un suelo relativamente seco, la razón de infiltración será alta inicialmente y luego
tenderá a disminuir gradualmente a un valor constante que estará cerca de la conductividad
hidráulica del suelo. El concepto de conductividad hidráulica se desarrollará en la siguiente
sección. Cuando se mide la razón de infiltración de un suelo, es importante incluir medidas
a largo tiempo cuando el proceso se haya estabilizado cerca de su valor constante. De lo
contrario, se obtendrán valores demasiado altos, lo cual podría resultar en errores de diseño
de sistemas de riego o drenaje.
En Puerto Rico se realizaron estudios sistemáticos entre 1945 y 1957 para obtener
información básica sobre la infiltración de los suelos [3,17]. En el cuadro 1, se resumen los
resultados. Los Oxisols, seguidos por los Mollisols y los Ultisols, tienen una infiltración
rápida. En el otro extremo, la infiltración de los Vertisols alcanza a tan solo 2% de la
infiltración media de los tres grupos anteriores. Lugo-López et. al. [18] analizaron los datos
de 740 pruebas de infiltración bajo condiciones de campo que muestran una tasa
descendente de infiltración después de la hora inicial. Encontraron correlaciones altamente
significativas entre las tasas de infiltración a la octava hora y las tasas anteriores a
intervalos de una hora. Debido a la correlación linear altamente significativa entre las tasas
de la tercera hora para predecir la infiltración bajo precipitación o riego prolongado.
05

Cuadro 1. Valores de infiltración.
Infiltración a la 8va. hora
Orden de Suelo
(cm/h)
Vertisols 0.2
Entisols 2.4
Inceptisols 2.8
Alfisols 2.8
Ultisols 7.5
Mollisols 8.4
Oxisols 8.6
Cuadro 2. Valores de conductividad hidráulica.
Suelo
Conductividad hidráulica
media (cm/h)
Aguirre (Udic Pellusterts) 0.14
Guánica (Udic Pellusterts) 0.11
Santa Isabel (Udic Pellusterts) 0.13
Fé (Paleustolic Chromusterts) 0.26
Jácana (Vertic Ustropepts) 0.08
San Antón (Cumulic Haplusolls) 0.56
Cuadro 3. Valores de conductividad hidráulica para diferentes profundidades.
Profundidad
(cm)
Conductividad
hidráulica
(cm/h)
Condición del Suelo
No compacto
(Densidad = 1.14 g/cc)
0-7.6 0.85
Compactado
(Densidad = 1.33 g/cc)
0-7.6 0.11
No compactado 10-18 0.23
Compactado 10-18 0.06
06

2.4 Conductividad Hidráulica
La conductividad hidráulica se puede definir como la velocidad de movimiento de
agua en el suelo cuando el agua es sometida a una fuerza neta igual a la gravedad [Esta
definición requiere que el potencial hidráulico se exprese en unidades de longitud, cabecera
hidráulica]. Es una propiedad del suelo que puede medirse con relativa facilidad en el
campo o en el laboratorio. En base a esta definición de conductividad hidráulica, podemos
decir que la velocidad de movimiento vertical de agua en un suelo, bajo condiciones donde
la fuerza principal que mueve el agua es la gravedad, será básicamente igual a la
conductividad hidráulica del suelo. La gravedad es la causa dominante de movimiento de
agua en dos situaciones muy importantes: 1) Infiltración a largo tiempo cuando el perfil
ha sido humedecido a bastante profundidad; y 2) Precolación profunda (redistribución) de
agua desde horizontes superficiales humedecidos a horizontes inferiores luego de haber
cesado la infiltración a través de la superficie del suelo. La primera situación se asume que
existe bajo emisoras de sistemas de riego al diseñar la distancia entre emisoras [6, 25] y la
segunda situación determina el tiempo y tensión de humedad a los cuales se considera que
un suelo ha llegado a capacidad de campo. La conductividad hidráulica es el parámetro
básico utilizado para predecir el comportamiento del suelo bajo estas condiciones.
La conductividad hidráulica del suelo no es un valor constante sino que depende de
la distribución de tamaño de poros del suelo y del contenido de agua del mismo. Cuando
todos los poros del suelo están saturados de agua, hablamos de la conductividad hidráulica
saturada (Ks) o permeabilidad del suelo. Si los poros del suelo están solos parcialmente
saturados con agua, hablamos de la conductividad hidráulica no saturada o conductividad
07

capilar del suelo. De aquí en adelante usaremos el termino “conductividad hidráulica” para
ambos casos, y entendiéndose que nos referimos a conductividad saturada en el caso de
suelo saturado y a conductividad capilar en el caso de suelo parcialmente saturado.
Lugo-López et. al. [21] midieron la conductividad hidráulica (saturada) en 23 tipos
de suelos del Valle de Lajas. Allí los suelos son generalmente muy profundos con un
contenido sumamente alto y casi uniforme de arcilla (en muchos casos mas del 50%, en
algunos mas del 80%) del tipo que se expanden y contraen, con una proporción de
microporos, muy baja estabilidad de agregados en el subsuelo (generalmente menos del 1%
cuado se mide por el método de Bryant et. al. [4]), muy baja conductividad hidráulica
saturada del subsuelo (a menudo con valores tan bajos como 0.002 cm/h), pero con un suelo
superficial de 30 a 60 cm de profundidad que permite un buen movimiento de agua [21]. El
cuadro 2 resume datos de conductividad hidráulica en el subsuelo (a veces hasta 160 cm de
profundidad). El movimiento lento de agua en todos estos subsuelos puede atribuirse a la
naturaleza y tamaño de los poros.
Aunque en todos los casos la porosidad total es alta, la mayoría de los poros son
muy pequeños según se desprende de un examen de los datos sobre retención de humedad,
que es alta aún cuando la humedad se acerca al porcentaje de marchitez permanente.
Además, las unidades estructurales del subsuelo son inestables [32] y se dispersan
rápidamente al humedecerse, obstruyendo así los poros.
En algunos suelos de la serie Guánica (Udic Pellusterts) el agua se mueve en los
primeros 60 cm del perfil a más de 2.5 cm/h; en algunos suelos de la serie Fé (Paleustolic
Chromusterts) se han obtenido valores de conductividad hidráulica sumamente altos en los
15 cm superiores del perfil del suelo.
08

En los suelos llanos de Coamo, Bonnet y Lugo-López [2] obtuvieron valores de
0.20 a 0.48 cm/h para los suelos de Coamo (Typic Argiustolls), Jacana (Vertic Ustropets) y
Amelia (Typic Haplustalfs) que indican que la conductividad hidráulica saturada es lenta.
En los suelos Descalabrado (Lithic Vertic Ustropepts) la conductividad hidráulica fue
moderadamente lenta (0.56-1.4 cm/h).
En los suelos de la isla de Vieques la conductividad hidráulica varía marcadamente
de rápida en las capas superiores hasta muy lenta a los 60 cm de profundidad [13]. Las
reducciones son dramáticas: de 124.4 a 3.5 cm/h e suelo Guayama arcilloso (Lithic
Haplustalfs) y de más de 30 a menos de 0.5 cm/h en un suelo de la serie de Vieques (Typic
Ustropets).
El manejo del suelo puede ejercer un efecto marcado sobre la conductividad
hidráulica. Lugo-López y Acevedo [12] documentaron la relación entre la compactación de
un suelo Vayas (Typic Fluvaquents) atribuíble al tránsito de tractores y la conductividad
hidráulica saturada del suelo es dada en el cuadro 3.
En ambas profundidades se obtuvo una reducción de 4-8 veces en la conductividad
hidráulica saturada, lo cual ilustra el peligro de restricción de movimiento de agua como
consecuencia de la compactación en suelos arcillosos.
Rivadeneira [28] estudió los cambios en propiedades hidráulicas de la capa arable
en un suelo Coto (Typic Eutrustox) como función del tiempo después de labranza. La
conductividad hidráulica saturada varió desde 45 cm/h a las 11 semanas luego de arar, hasta
10 cm/h a las 50 semanas. El suelo sin arar mantuvo una conductividad de
aproximadamente 2 cm/h durante todo el periodo del experimento, lo cual indica un efecto
del arado aún 50 semanas después de arar.
09

La conductividad hidráulica disminuye drásticamente al disminuir el contenido de
agua del suelo. Esto se debe a que, al irse vaciando los poros más grandes del suelo, los
únicos poros capaces de transmitir agua son los poros pequeños que aún contienen agua.
Para efectos prácticos, los poros grandes llenos de aire se comportan como si hubiesen sido
sellados con un material impermeable. Wolf y Drosdoff [36] determinaron la conductividad
hidráulica no-saturada en varios horizontes de los suelos Humatas (Ultisol arcilloso) y
Bayamón (Oxisol arenoso) como función del contenido de agua del suelo. La conductividad
hidráulica, expresada en función de la tensión de agua del suelo, es presentada en la figura
1. La conductividad del suelo Bayamón arenoso disminuyó desde 40 cm/h cerca del punto
de saturación del suelo (tensión de humedad = 0) hasta solamente 0.1 cm/h a una tensión de
humedad de 0.08 bares. Esto indica que la conductividad hidráulica disminuyó más de 100
veces con un cambio muy pequeño de tensión de humedad. Todos los horizontes del suelo
hasta una profundidad de 120 cm mostraron un comportamiento similar. El suelo Humatas
arcilloso mostró una mayor diferenciación entre horizontes que el suelo Bayamón arenoso.
Se observa en la figura 1 que mientras más cerca de la superficie, más aguda es la
disminución de conductividad hidráulica al aumentar la tensión de humedad. Este
fenómeno probablemente se debe a la presencia de una mayor proporción de poros grandes
en los horizontes superficiales del suelo asociado a un mayor contenido de materia
orgánica. Estos poros grandes quedan vacíos a tensiones muy cerca de cero, causando una
disminución correspondiente en conductividad hidráulica.
La disminución tan marcada en conductividad hidráulica a tensiones bajas en suelos
con una alta proporción de poros grandes (suelos arenosos o muy bien estructurados)
provee la explicación de porqué estos suelos llegan a capacidad de campo a tensiones de
010

0.1 bares o menores. A tales tensiones, la conductividad hidráulica es tan baja que el
movimiento vertical de agua prácticamente cesa, correspondiendo este punto a la capacidad
de campo del suelo.
2.5 Redistribución y precolación profunda
Luego de haber cesado la infiltración, empieza a ocurrir el desagüe de los horizontes
superiores humedecidos durante la infiltración. El agua perdida es retenida por horizontes
inferiores más secos (redistribución), o pasa del pérfil a formar parte de las aguas
subterráneas (precolación profunda). La velocidad de redistribución o precolación es
básicamente una función de la conductividad hidráulica. Al principio, cuando el suelo
contiene mucha agua, la conductividad hidráulica es alta y la velocidad de percolación será
alta. Al pasar el tiempo e irse desaguando el suelo, la conductividad hidráulica y
correspondiente la velocidad de percolación irán disminuyendo. El proceso continuará hasta
que la conductividad hidráulica sea tan baja que la velocidad de desagüe es prácticamente
cero. Wolf y Drosdoff [36] estudiaron el desagüe de los suelos Humatas y Bayamón a los
cuales se alude en la figura 1. La metodología consistió en instalar tensiómetros a varias
profundidades y darle seguimiento a los cambios en la tensión del agua luego del riego. Los
resultados se representan en las figuras 2a y 2b en forma de gráficas de tensión de agua
como función del tiempo para cada horizonte. Se observa que todos los horizontes del suelo
de Bayamón arenoso y en los horizontes de 7.5-30 y 30-60 cm del suelo Humatas arcilloso,
arcilloso, la tensión de agua aumenta rápidamente al principio y luego tiende a estabilizarse
en un valor relativamente constante antes de las 24 horas. Una comparación con la figura 1
indica que estos horizontes son aquellos cuyas conductividades hidráulicas disminuyen
rápidamente al aumentar la tensión de humedad.
011

Figura 1. Conductividad hidráulica como función de tensión de humedad a varias
profundidades en los suelos de Bayamón y Humatas [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].
012

Los horizontes 60-90 cm y 90-120 cm del suelo Humatas, sin embargo muestran un
aumento gradual de tensión de humedad durante un mayor periodo de tiempo. Una
comparación con la figura 1, muestra que estos horizontes son precisamente cuya
conductividad hidráulica disminuye solo gradualmente al aumentar la tensión de humedad.
Estas comparaciones indican la íntima relación que existe entre la conductividad hidráulica
y las propiedades de desagüe del suelo.
Aún cuando la velocidad de desagüe de un suelo tiende a disminuir marcadamente 1
ó 2 días luego de haber cesado la infiltración, no debe interpretarse que el desagüe es
insignificante a este tiempo. Los datos de Wolf y Drosdoff [36] indicaron que aún a los 6
días después del riego en un suelo Bayamón arenoso, la precolación estaba ocurriendo a
razón de 1 mm/día. Esto representa alrededor del 20% de la pérdida diaria de agua por
evapotranspiración. De otra parte, en un suelo Humatas arcilloso se encontró que la
precolación ocurría a razón de aproximadamente 0.5 mm/día a los 3 días luego de
descontinuarse el riego. Obviamente el tipo de suelo desempeña un rol importante en las
propiedades de desagüe.
Comúnmente se asume que el límite superior de retención de agua de un suelo
(capacidad de campo) 2 ó 3 días después del riego corresponde el agua retenida por el
mismo a 0.33 bares de tensión de humedad. Sin embargo, Wolf y Drosdoff [36]
encontraron que a los 3 días después del riego las tensiones en los suelos Humatas (Tepic
Tropohumults), Tropohumults), Catalina (Tropeptic Haplorthox), Torres (Plinthic
Palehumults), y Bayamón (Typic Haplorthox) sólo alcanzaban niveles entre 0.02 y 0.05
bares.
013

Figura 2a. Cambios en tensión de humedad a varias profundidades como función del
tiempo después de riego en el suelo Bayamón, [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].
014

Figura 2b. Cambios en tensión de humedad a varias profundidades como función del
tiempo después de riego en el suelo Humatas, [Adaptado de Wolf y Drosdoff, 1974].
015

Recomendaron que la capacidad de campo se estableciera a 0.07 (1/15) bares para
el suelo de Bayamón arenoso y a 0.08 (1/12) bares para los suelos arcillosos Humatas,
Catalina y Torres.
2.6 Retención de agua disponible
El agua disponible para las plantas se considera ser la cantidad retenida entre la
capacidad de campo y el porcentaje de marchitez permanente (15 bares).
Tradicionalmente la fracción disponible se ha determinado asumiendo que la
capacidad de campo del suelo corresponde al agua retenida a 0.33 bares de tensión de
humedad. Existe una gran cantidad de datos sobre esta fracción en los suelos de Puerto
Rico [30], algunos de los cuales son presentados en la figura 3. Se puede observar que
existe una variedad enorme en la cantidad de agua disponible retenida por los diferentes
suelos. En general, los Vertisols aparentan retener la mayor cantidad de agua disponible,
entre 10-20% por volumen en casi todos los casos. Los Mollisols, Inceptisols, Alfisols y
Ultisols retienen entre 9-15% y los Oxisols entre 3-10%.
Según se observa en la figura 3, la disponibilidad de agua tiende a aumentar con el
contenido de arcilla hasta aproximadamente 40-50% de arcilla y luego se reduce cuando la
arcilla sobrepasa el 40-50%. Lugo-López [9] informó resultados similares. Debe tomarse en
cuenta, sin embargo, que los suelos más arcillosos en la figura 3 son Oxisols los cuales se
caracterizan por el predominio de óxidos de hierro y aluminio y minerales de tipo 1:1 en la
fracción arcillosa. Es probable que no solo la cantidad sino también el tipo de arcilla
desempeñe un rol importante en la disponibilidad del agua.
Según se mencionó anteriormente, la capacidad de campo de suelos arenosos o muy
bien estructurados tiende a ocurrir a tensiones de humedad 1/10 bares ó a aún a menores.
016

Figura 3. Agua retenida entre 0.33 y 15 bares de tensión de humedad, expresada en
función de contenido de arcilla para suelos de Puerto Rico [Adaptado de Soil Survey,
1967].
017

Por esta razón, la capacidad de retención de agua disponible en estos suelos es mayor
que la cantidad estimada a base de una capacidad de campo de 1/3 bares como en la
figura 3.
Datos limitados en Ultisols y Vertisols de Puerto Rico [32, 36] indican que el agua
retenida entre 1/3- 15 bares constituya alrededor del 80-90% del agua retenida entre 1/10-
15 bares. En Oxisols y suelos muy arenosos esta fracción puede estar entre 40-75% [28,36].
Estos resultados indican que un estimado de agua disponible usando 1/3 bares como
capacidad de campo podría errar tanto como 25-60% por debajo del valor real en Oxisols y
suelos arenosos. El error probablemente será menor en el caso de los Ultisols, Alfisols,
Millisols, Inceptisols y Vertisols, siempre y cuando la fracción arenosa no sea demasiado
alta.
La materia orgánica y la densidad aparente de los suelos desempeñan un rol muy
importante en la disponibilidad de agua en los mismos, ya que afectan la distribución de los
tamaños de poros en el suelo. En aquellos sistemas de producción donde se requiere
maximizar la capacidad de retención de agua del suelo (como por ejemplo en caso de
escasez o ausencia temporera de agua de riego) es importante el manejo apropiado de la
materia orgánica del suelo y la minimización de la compactación. Pérez-Escolar y Lugo-
López [27] encontraron que el tamaño de agregados del suelo afectaba el contenido de agua
disponible. Los agregados más gruesos retienen menor cantidad de agua disponible; los más
finos, mayor cantidad.
2.7 Evaporación
Luego de un periodo de lluvia o riego parte del agua aplicada se pierde por
evaporación directa a través de la superficie del suelo. La cantidad de agua pérdida, en
018

términos de porciento de la cantidad de agua aplicada, depende de la magnitud y frecuencia
de las aplicaciones de agua y la fracción expuesta de la superficie del suelo.
Aplicaciones leves y frecuentes de agua generalmente resultan en altas pérdidas de
agua por evaporación, inclusive en el caso de riego por goteo [25]. Doorenbos y Pruitt [7]
estiman que para una suelo totalmente descubierto, riego uniforme (toda la superficie
humedecida) y una evapotranspiración potencial de 5 mm/día, la pérdida de evaporación
por agua varía entre el 25% al 90% de la evapotranspiración potencial para intervalos de
riego de 20 días y 2 días, respectivamente.
La cantidad y tipo de cubierta del suelo puede modificar drásticamente la
evaporación bajo un régimen dado de aplicación de agua. Según se va desarrollando el
follaje de una cosecha, la sombra resultante disminuye la pérdida de agua por evaporación,
permitiendo así que una proporción del agua aplicada se pierda por transpiración a través
del sistema vascular de la planta aumentando así la eficiencia de utilización de agua. La
aplicación de mullas sobre la superficie del suelo puede ser muy efectivo para controlar la
evaporación. Vicente Chandler et. el. [33] evaluaron el efecto de mullas de hierba y pulpa
de café sobre el suministro de agua disponible bajo una siembra de café en un suelo Toa
(Fluventic Dystropepts). Encontraron que las mullas aumentaron la cantidad de agua
disponible entre 60 y 90% en comparación donde no se utilizó ningún tipo de mulla. Estas
mullas probablemente redujeron las pérdidas por evaporación y propiciaron la infiltración
de agua.
2.8 Transpiración
La transpiración se refiere a la evaporación de agua del suelo a través del sistema
vascular de la planta. El volumen de agua transpirada dependerá de muchos factores como
019

la demanda evapotranspirativa (evapotranspiración potencial), la etapa desarrollo del
cultivo y la cantidad de agua disponible del suelo de la zona de crecimiento de las raíces.
Para muchas cosechas, se ha encontrado que la transpiración comienza a disminuir y las
plantas comienzan a sufrir por falta de agua una vez que aproximadamente la mitad del
agua disponible del suelo en la zona de raíces haya sido extraída por la planta [7]. La
capacidad de retención de agua del suelo, pues, desempeña un rol clave en la determinación
de la frecuencia y cantidad de riego requerido para satisfacer las necesidades de agua de las
plantas.
3.0 RESUMEN
Para el diseño, implantación y operación de cualquier sistema de riego es esencial
familiarizarse con las condiciones del suelo y particularmente con lo que atañe a la relación
suelo-agua-planta.
Bajo las condiciones de demanda evapotranspirativa en Puerto Rico las pérdidas
atribuibles a la evaporación de la humedad del suelo pueden variar entre 25 al 90% de la
demanda evapotranspirativa dependiendo de la cubierta del suelo y la cantidad y frecuencia
de lluvia o riego. Se ha comprobado la eficacia del uso de mantillos para reducir la pérdida
por evaporación. Las pérdidas inevitables por intercepción de la vegetación (en caso de
lluvia o riego aéreo) se estima que fluctúan entre 5 y 20%. Esto no ocurre en el caso de
riego por goteo o riego por gravedad ya que el agua se aplica directamente al suelo.
Se ha demostrado que la escorrentía puede ser alta en terrenos sin protección
adecuada. Esta pérdidas se reducen notablemente cuando la tierra se labra cuidadosamente,
se cubre con mantillo o se usan mullas. En muchos casos al agua se infiltra y luego fluye en
la superficie de contacto entre el suelo y subsuelo y eventualmente aflora más abajo.
020

Los Oxisols, seguidos por los Mollisols y Ultisols tienen una infiltración rápida de
entre 7.5 y 8.6 cm/h luego de 8 horas de infiltración. En el otro extremo, la infiltración de
los Vertisols es de solo 0.2 cm/h. La rapidez de infiltración se reduce con el tiempo, pero
hay una correlación significativa entre las infiltraciones a los diferentes intervalos de
tiempo.
La conductividad capilar disminuye drásticamente al disminuir el contenido de agua
del suelo (o aumentar la tensión de humedad del suelo). Un aumento en tensión de
humedad de 0 a 1/10 bares puede resultar en una disminución de mas de 100 veces en la
conductividad capilar. Suelos con este comportamiento llegan a capacidad de campo a
tensiones de humedad de menos de 1/10 bares.
La capacidad de retención de agua disponible varía grandemente entre suelos,
siendo mayor en los Vertisols seguido por el grupo de los Inceptisols, Mollisols, Ultisols y
Alfisols y finalmente por los Oxisols. Los suelos arenosos tienden a tener una baja
capacidad de retención de agua independiente del orden a que pertenecen. La capacidad del
suelo para suministrar agua a las plantas se puede modificar mediante prácticas agrícolas
adecuadas.
4.0 BIBLIOGRAFIA
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